Литология и полезные ископаемые, 2020, № 3, стр. 209-226

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Материалы для исследования были получены в результате оценочных работ (2013–2015 гг.) на рений и попутные компоненты на Брикетно-Желтухинском месторождении и их последующего анализа. Были пробурены вертикальные колонковые скважины (диаметр бурения 93 мм), которые пересекли неогеновые отложения, залегающие горизонтально и перекрывающие рудоносную толщу, и продуктивные горизонты визейского яруса, с углублением на 1–2 м ниже – в фаменские плотные известняки (“известняковый фундамент”). Второй автор настоящей статьи участвовал в детальной документации керна, опробовании рудовмещающей песчаной толщи, построении геолого-геохимических колонок и разрезов. Документация керна и радиометрические измерения осуществлялись после механической зачистки (от налипших фрагментов чуждых пород и следов от бурового инструмента) верхней части поверхности уложенного в ящик керна (преимущественно рыхлого). Свежий керн фотографировался для фиксирования текстуры и исходной окраски пород. После этого проводилось детальное литологическое описание керна [Карась и др., 2017].

Полученные данные позволили выяснить геологическое строение месторождения и провести оценку факторов локализации оруденения. Были также использованы результаты петрографических и геохимических исследований, выполненных в 2013–2015 гг. в лабораториях ИМГРЭ, а с 2015 г. и до настоящего времени – в ИГЕМ РАН. Основные методы изучения химического состава пород и руд включали: рентгено-флуоресцентный анализ, масс-спектрометрию с индуктивно связанной плазмой (ICP–MS), а также кинетический анализ (Re).

ГЕОЛОГО-ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Брикетно-Желтухинское месторождение расположено в Рязанской области, в 12 км к юго-востоку от г. Скопин. Территория соответствует зоне сочленения Воронежской антеклизы, расположенной южнее, и Московской синеклизы, открывающейся к северу, а также принадлежит линейной структуре, разделяющей мегаблоки Сарматия и Волго-Уралия [Bogdanova et al., 2008; Kuznetsov et al., 2010]. Северо-восточнее площади месторождения расположены Пачелмский авлакоген (рис. 1) и наследующий его более широкий Рязано-Саратовский прогиб. Последний является осложняющей впадиной Московской синеклизы (в основном наследующей Среднерусскую систему авлакогенов [Чамов, 2005, 2015]). Пачелмский авлакоген представляет собой сложную систему грабенов юго-восточной ориентировки, которая на северо-западе смыкается со Среднерусской системой авлакогенов; грабены выполнены рифейскими осадочными отложениями [Бибикова и др., 2009]. Пачелмский авлакоген ограничивает с северо-востока Воронежскую антеклизу, включающую Воронежский кристаллический массив. Рязано-Саратовский прогиб в венде–палеозое развивался над Пачелмским авлакогеном как наложенная впадина и испытал в мезозое–кайнозое инверсию с образованием Окско-Цнинского вала. Отмечается постепенное снижение интенсивности тектонического нарушения структур осадочного чехла по мере удаления от Пачелмского авлакогена. Большинство инверсионных структур в виде флексур и валообразных зон, осложняющих прогиб, унаследовали свое положение от древних разломов. Образование структурных ступеней и пологих пликативных элементов в осадочной толще связано с неравномерными движениями блоков кристаллического фундамента в зонах главных грабенообразных прогибов и на их периферии (“плечах” авлакогена) и склонах сопредельных поднятий. Через территорию проведения работ протягивается субмеридиональный Двуреченско-Липецкий долгоживущий разлом – северное продолжение Лосевско-Мамонского разлома [Тектоническая карта …, 1988].

Рис. 1.

Позиция месторождения в структурах фундамента юго-восточной части Восточно-Европейской платформы (а) [Bogdanova et al., 2008]; на врезке (б) – контуры протократонов ВЕП. Упрощено по [Kuznetsov et al., 2010]. 1, 2 – неоднородно метаморфизованные неопротерозойские–среднекембрийские комплексы восточной и юго-восточной частей ВЕП: 1 – протоуралиды–тиманиды преимущественно осадочные, 2 – кадомиды–авалониды; 3 – мезо- и неопротерозойские недифференцированные комплексы рифтогенных впадин и авлакогенов: Па – Пачелмский, Ла – Ладожский, П – Подмосковный, КБ – Камско-Бельский, В – Валдайский, СА – Серноводско-Абдулинский, ВО – Волынско-Оршанский, СР – Среднерусский; 4 – палеопротерозойский Коростеньский плутон (К, габбро-анортозиты-рапакиви); 5–7 – комплексы палеопротерозойских аккреционных и коллизионных орогенов: 5 – Центрально–Русский ороген, 6 – ороген, объединивший Волго-Уралию и Сарматию, 7 – недифференцированные комплексы; 8 – архейские недифференцированные комплексы; 9 – главные разломы; 10 – Брикетно-Желтухинское месторождение.

В геологическом строении района выделяются два структурных этажа. Нижний – сильно дислоцированный и гетерогенный по своей природе докембрийский кристаллический фундамент [Бибикова и др., 2009; Государственная …, 2015], кровля которого расположена на глубине ~1 км. Верхний – перекрывающий фундамент осадочный чехол, в средней части которого локализовано месторождение. Осадочный чехол Русской плиты в свою очередь подразделяется на 2 подэтажа: пологолежащий палеозойский (девонско–каменноугольный) и залегающий горизонтально, местами с ясно выраженным несогласием, мезо-кайнозойский (юрско-четвертичный).

Южная часть Московской синеклизы, включая рассматриваемый Скопинский район, входит в Подмосковный буроугольный бассейн [Павлова, Тимофеев, 2000], который характеризуется попутной металлоносностью. Месторождения угля в песчано-глинистых отложениях визе (С₁v) локализованы, в основном, в южной части бассейна (рис. 2) – в широкой полосе, соответствующей Торопец–Рязано–Саратовской мегазоне (рис. 3), которая разделяет Сарматский и Волго-Уральский блоки Русской плиты [Чамов, Горбачев, 2004; Bogdanova et al., 2008] (см. рис. 1). Урановое оруденение также тяготеет к этой зоне. Брикетно-Желтухинское месторождение находится на южной границе названной мегазоны. В краевой части этой межблоковой структуры локализовано и Бельское месторождение урана [Кременецкий и др., 2011].

Рис. 2.

Палеогеографическая реконструкция центральной части Восточно-Европейской платформы для ранне-средневизейского времени, по [Палеогеоморфологический …, 1983; Махлина, 1993; Карась и др., 2017] с изменениями. 1–3 – нижне-средневизейские отложения: 1 – преимущественно глинистые (озерные и мелководно-морские фации), 2 – преимущественно песчаные (дельтовые фации бобриковских палеорек), 3 – песчаные (фации аллювия); 4 – верхнедевонско–нижнекаменноугольные карбонатно–терригенные отложения в области размыва; 5 – верхнедевонские терригенные отложения (прибрежно-морские фации) в области размыва; 6 – выступы докембрийского кристаллического фундамента в области размыва; 7 – граница визейского Подмосковного буроугольного бассейна; 8 – русла палеорек с направлением течения; 9 – болота (залежи бурого угля); 10 – долгоживущий Двуреченско-Липецкий разлом; 11 – проявления урана; 12 – месторождения с установленной рениевой минерализацией (1 – Брикетно-Желтухинское, 2 – Бельское, 3 – Алексеевское урановорудное проявление).

Рис. 3.

Размещение месторождений и проявлений угля и урана в визейских отложениях осадочного чехла Русской плиты по отношению к структурам докембрийского фундамента, упрощено по [Егоров, 2004]. 1, 2 – структурно-вещественные комплексы блоков с архейской континентальной корой: 1 – биотит-плагиоклазовые, плагиомикроклиновые гранитогнейсы, кристаллосланцы Волго-Уралии, 2 – кислые и средние плагиогнейсы, амфиболиты, кристаллосланцы, плагиограниты и мигматиты Сарматии; 3 – архейские зеленокаменные пояса; 4 – палеопротерозойские осадочно–вулканогенные комплексы внутриплитных рифтогенных структур и пассивных континентальных окраин; 5, 6 – межблоковые зоны, сформированных на месте палеопротерозойских океанических и рифтогенных бассейнов: 5 – комплексы границ литосферных плит (Торопец-Рязанско-Саратовская мегазона), 6 – осадочно-вулканогенные комплексы деформированных рифтогенных структур; 7, 8 – интрузивные комплексы Сарматии: 7 – мафит–ультрамафитовые, 8 – палеопротерозойских плагиомикроклиновых гранитов; 9 – Пачелмский авлакоген; 10 – тектонические границы главных структур консолидированной земной коры; 11 – разломы структур второго (а) и третьего (б) порядков; 12 – прочие разломы: дуговые и кольцевые разломы, отдешифрированные по космоснимкам (а), долгоживущие разломы (б); 13 – геоблоки (I – Волго–Уралия, II – Сарматия); 14 – месторождения угля (а – средние, б – малые); 15 – урана (а – малые месторождения, б – рудопроявления, в – радиоактивные аномалии).

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ И ЛИТОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СЛАГАЮЩИХ ЕГО ПОРОД

Брикетно-Желтухинское месторождение и ряд других урановых проявлений локализованы в южной части Подмосковного буроугольного бассейна и приурочены к отложениям палеодельт [Карась и др., 2017]. В основании вскрытого скважинами разреза представлены отложения фаменского яруса верхнего девона, которые сложены темно-серыми известняками с подчиненными доломитами и маломощными прослоями глин и мергелей. В фаменских породах встречается сульфидная минерализация в виде тонких слойков и рассеянной вкрапленности сульфидов [Карась и др., 2016; Кайлачаков, 2017].

Рудовмещающие отложения, залегающие выше, представлены бобриковской свитой визейского яруса каменноугольной системы, которая в пределах рудного поля имеет мощность до 60 м. Отложения бобриковской свиты в основном относятся к русловым и пойменно-болотным фациям. Русловые накопления слагают основную часть разреза и представлены преимущественно серыми и темно-серыми мелко-среднезернистыми кварцевыми песками, обогащенными органическим детритом и содержащими рассеянные скопления сульфидов. Относительно грубообломочные средне- и крупнозернистые, плохо сортированные разности песков развиты спорадически и в основном соответствуют стрежневой фации. Песчаные породы этой фации приурочены к основному тальвегу палеореки, который прослеживается в меридиональном направлении в пределах западной части месторождения и имеет ширину около 1 км (рис. 4).

Рис. 4.

Изолинии продуктивности рениевого оруденения в бобриковской свите Брикетно-Желтухинского месторождения на литолого-фациальной схеме, с линией разреза I–I, по [Карась и др., 2016, 2017] с изменениями. 1 – пески с прослоями и линзами углистых глин, углей, алевритов; 2 – пески разнозернистые с гравием, с редкими прослоями глин; 3 – границы преобладания фаций русловых (неугленосных) или пойменных, старичных, лагунных (угленосных); 4 – скважины, данные опробования керна которых использовались.

Пойменные фации распространены, в основном, на западном и восточном флангах месторождения, где представлены глинами, реже алевритами и прослоями бурых углей; мощность их незначительная (2–4 м), редко достигает 15–20 м.

Породы бобриковского горизонта характеризуются преобладанием серой и темно-серой окраски, что типично не только для глинисто-угольных прослоев, но и для песчано-алевритовых отложений (рис. 5). Природа этой окраски обусловлена их высокой насыщенностью углистым детритом, а также обилием дисульфидов железа, часто образующих псевдоморфозы по углистому детриту. Прослои углей обычно фиксируются в кровле седиментационных ритмов. Подобные ритмы выражены нечетко, их корреляция в разрезах разных скважин затруднена в связи с фациальной изменчивостью толщи в латеральных направлениях. Особенности строения аллювиальной толщи бобриковской свиты можно рассмотреть на примере представительной литологической колонки, построенной для скважины П-3 (табл. 1, см. рис. 5).

Рис. 5.

Литологическая колонка рудоносной бобриковской толщи, вскрытой скважиной П-3 (показана естественная окраска пород) и распределение в породах некоторых химических элементов. Величины содержания для Ca, S, Fe приведены в мас. %, для остальных элементов – в г/т. 1 – кремнистый прослой; 2 – пески мелкозернистые; 3 – пески мелко–среднезернистые; 4 – пески среднезернистые; 5 – пески крупнозернистые; 6 – пески глинистые; 7 – глины уплотненные; 8 – доломиты раздробленные; 9 – прослои углей; 10 – сульфиды; 11–15 – конкреции и стяжения уплотненного песка (11), песка глинистого (12), аргиллитов (13), сульфидов (14), сульфидов с обломками углей (15).

На известняках и доломитах фаменского яруса залегают песчано-глинистые отложения, включающие конкреции сульфидов диаметром до 0.5 см и прослои (до 5 см) углей с богатым рениевым оруденением (около 15 г/т Re).

В пределах интервала глубин 87–67.5 м наблюдается переслаивание мелко-среднезернистых песков коричневато-серой и темно-серой окраски, включающих конкреции сульфидов с повышенным содержанием рения (1.5 г/т) на фоне в целом невысоких его концентраций в песчаных породах.

В интервале глубин 67.5–58 м, в мелко-среднезернистых песках, окрашенных в различные оттенки серого цвета, происходит постепенное возрастание содержания рения, вплоть до пиковых значений – десятки и сотни г/т Re. Высокие содержания Re в этой пачке приурочены к прослоям углей, а также к участкам скопления конкреций сульфидов и обломков углистого материала размерностью от первых мм до первых см.

Выше по разрезу, на протяжении трех метров, концентрация Re заметно уменьшается, вплоть до 0.02 г/т, и только в интервале глубин 56–55 м вновь несколько возрастает.

Интервал глубин 55–54 м начинается (снизу вверх) с черных глин, аномально обогащенных рением (до 20 г/т). Венчает рудный интервал кремнистый горизонт, мощностью до первых десятков сантиметров, сложенный крунозернистыми (до грубозернистых) песками. Пески насыщены гравийными обломками кварца, кремней, реже встречаются обломки окремнелых известняков, содержащих кораллы поздневизейско–серпуховского возраста (Chaetetes teniradiatus Sokolov и Dubinophyllum sp. – определения О.Л. Коссовой, ВСЕГЕИ). К грубозернистому прослою приурочен тонкий горизонт окремнения мощностью 5–10 см – сплошного, вплоть до образования массивных кремней, или он состоит из отдельных, но обильных его желваков [Карась и др., 2017].

В латеральных направлениях темно-серые разности пород замещаются светло-серыми и “выбеленными” породами. Окраска последних в основном первичная и связана с отсутствием органических остатков и пирита, но бывает обусловлена и вторичными процессами. В последнем случае, среди осветленных песков встречаются реликты уплотненных песчаников и глин желтой или оранжевой окраски, вероятно обусловленной окислением сульфидов с образованием Fe-гидроксидов.

Рудные зоны месторождения приурочены в основном к отложениям областей распространения потоковых и пойменных фаций – песчаным породам, насыщенным органикой (обломками угля, достигающими мелкогравийной размерности), многочисленными маломощными прослоями глин, углистых глин и углей. Повышенные и максимальные концентрации рения, а также урана и молибдена, особенно тесно ассоциируют с горизонтами углей или углистых пород (рис. 6, 7). В связи с этим можно предположить и тесную связь Re с углистым детритом, в котором постоянно присутствуют мелкие (в основном микронные) выделения сульфидов, подробно описанные в следующем Сообщении (2) статьи.

Рис. 6.

Разрез рудоносной бобриковской толщи по линии I–I и распределение рения в породах, по [Карась и др., 2017] с уточнениями и дополнениями. 1 – неоген–четвертичные песчано-глинистые отложения; 2–9 – бобриковская свита (нижний–средний визе): 2 – глины плотные песчанистые с прослоями песков, 3 – переслаивание алевролитов и глин, 4 – переслаивание песков, алевролитов, глин и их разностей, 5 – пески мелкозернистые, 6 – пески среднезернистые, 7 – пески крупнозернистые, 8 – прослои кремней, 9 – карбонатные глины в кровле толщи известняков; 10 – известняки (фамен); 11 – угли (а – прослои, б – обломки); 12 – сульфиды; 13–17 – содержание Re, г/т (13 – <0.01; 14 – <0.1; 15 – <0.5; 16 – <1.0; 17 – >1.0).

Рис. 7.

Разрез рудоносной бобриковской толщи по линии I–I и распределение молибдена и урана в породах, по [Карась и др., 2017] с уточнениями и дополнениями. 1–5 – содержание Mo, г/т (1 – <3; 2 – <10; 3 – <30; 4 – <100; 5 – >100); 6–10 – содержания U, г/т (6 – <10; 7 – <30; 8 – <100; 9 – <200; 10 – >200).

Перекрывающая неоген-четвертичная толща представлена чередованием песков, глин, алевритов и пород смешанного типа, преимущественно бурой, коричневатой и желтоватой окраски. Мощность толщи варьирует от 40 до 50 м и зависит от гипсометрической позиции устья конкретной скважины. В основании толщи присутствует кремнистый горизонт мощностью до первых десятков сантиметров, который сложен песками, насыщенный гравийными, реже более крупными, обломками кремней и окремнелых известняков. К этому слою приурочен горизонт вторичного окремнения, в большинстве разрезов фиксирующий верхнюю границу рудоносной толщи (см. выше, интервал 55–54 м скв. П-3). В то же время, приуроченность оруденения исключительно к бобриковской толще результатами работ ИМГРЭ не подтверждается, так как оруденение спорадически распространяется также и в вышележащие отложения неогена [Карась и др., 2017].

Морфологию русла Скопинской палеореки, пересекавшей в визейское время территорию месторождения с юга на север [Карась и др., 2017], вероятно, определила меридиональная Двуреченско-Липецкая зона тектонических нарушений: она контролировала позицию эрозионной депрессии, в которой локализовался основной поверхностный водоток общей северной ориентировки. Характер меандрирования палеореки определялся неровным палеорельефом, главным образом, существованием системы поперечных уступов и валообразных растущих поднятий, ориентированных в юго-восточном и восток–юго-восточном направлениях [Государственная …, 2015]. С ними связано усиленное меандрирование реки перед очередным уступом или поперечным поднятием и вариации в скорости ее водотока, резко ускорявшегося, а затем постепенно замедлявшегося после его преодоления. В период ранневизейского осушения территории под воздействием поверхностных и, особенно, подземных вод, карбонатные породы, залегающие в основании речной долины, подвергались карстообразованию, что также способствовало развитию отрицательных форм рельефа. В настоящее время, по данным бурения, поверхность известняков неровная, с многочисленными ложбинами глубиной до 5 м. Центральная часть месторождения отвечает относительно возвышенному (до 30 м) участку известнякового основания и характеризуется горизонтальным залеганием покрывающих его рудовмещающих песчаных пород.

ХАРАКТЕРИСТИКА РУДНЫХ ТЕЛ БРИКЕТНО-ЖЕЛТУХИНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

На Брикетно-Желтухинском месторождении по содержанию 0.1 г/т Re в породах, принятому в качестве бортового, была оконтурена практически единая рудная залежь, прослеживающаяся в пределах всей площади, изученной при оценочном бурении [Карась и др., 2016, 2017]. В плане залежь представляет собой слабоизвилистую субгоризонтальную ленту, протягивающуюся с севера на юг (см. рис. 4). В пределах залежи выделяются следующие типы рудных тел: 1) субпластовые тела с горизонтальным и пологим залеганием, мощностью от первых до нескольких метров и протяженностью до первых сотен метров; они находятся в пределах интервалов, сложенных песками серой окраски; 2) отдельные тонкие (от 5 до первых десятков см) прослои углей и иногда серых глин с высокими концентрациями Re (выше 1 г/т); 3) рудные тела мощностью до первых метров, расположенные вблизи кровли фаменских известняков и повторяющие форму его поверхности; в ложбинах и впадинах этой поверхности мощности рудных тел заметно увеличиваются. Такие тела образовались в высокопроницаемых разнозернистых песках базального горизонта бобриковской свиты, насыщенных углистым детритом, выше водоупорных известковистых глин, залегающих в кровле подстилающей толщи фаменских известняков.

Все перечисленные рудные тела в совокупности образуют рудную залежь, которая по своей морфологии напоминает мощную, с раздувами ленту, внутри которой выделяются отдельные сближенные рудные тела субпластовой формы с концентрациями Re > 0.5 г/т. Мощность рудной залежи составляет в среднем ~5–8 м, достигая в раздувах 15–35 м. Ширина этой субгоризонтальной ленты составляет 500–700 м, а длина в пределах детально изученного участка – 1400 м; общая вероятная ее протяженность – свыше 2 км. Утвержденные запасы на Брикетно-Желтухинском месторождении составили 23 т рения по категории C₂¹¹ [Карась и др., 2017].

Содержание С_орг в песках изменяется в широких пределах: от первых сотых долей процента в уплотненных “выбеленных” песках и до ~10% в темно-серых песках; в этих же пределах изменяются содержания сульфидной серы [Культин и др., 2007]. Весь разрез рудоносной толщи характеризуется содержаниями Re > 0.01 г/т (см. рис. 5, 6). Оруденение, оконтуренное по среднему содержанию Re = 0.5 г/т, достигает 30 м мощности [Карась и др., 2017; Левченко и др., 2019]. Максимальные содержания Re зафиксированы в углисто-глинистых пропластках мощностью 5–10 см (40–637 г/т), причем наиболее высокие содержания приурочены к слойкам этих пород, залегающим в кровле и, местами, в подошве рудной залежи. В песках содержания Re достигают 10–50 г/т [Спиридонов и др., 2016; Карась и др., 2017] (см. рис. 5, 6).

Несмотря на общий, близкий к стратиформному типу, характер рудной залежи, который отмечали предыдущие исследователи [Спиридонов и др., 2016; Карась и др., 2016, 2017; Кайлачаков, 2016 и др.], обращают на себя внимание развитые в ее пределах структурные элементы, нарушающие послойное распределение полезных компонентов. В отдельных поперечных разрезах субгоризонтальное залегание песчаной толщи осложнено раздувами, связанными с увеличением мощности отдельных горизонтов песков. Эти раздувы обусловлены как прогибами подошвы бобриковского горизонта в понижениях кровли подстилающих фаменских известняков, так и куполообразными изгибами слоев в вышележащей песчаной толще, подчеркнутых прослоями углей (см. рис. 6). Такие гребне- и куполовидные изгибы слоистости могли быть вызваны постседиментационными деформациями рудовмещающей толщи, природа которых не ясна. С учетом того, что отложения бобриковской свиты в настоящее время являются преимущественно слаболитифицированными и, следовательно, были такими и в прошлые геологические эпохи – нельзя исключить, что указанные куполовидные структуры имеют гидротермально-гидравлическую природу. При совмещении в плане прогибов подошвы песчаной толщи и “гребней” воздымания вышележащих слоев, залегающих ближе к кровле бобриковской толщи, возникают своеобразные биклинальные структуры (например, в районе скв. П-3, см. рис. 6). Важно, что именно эти участки раздувов мощности песков обусловили появление не только морфологических, но и концентрационных рудных столбов. Поэтому в изученных нами разрезах присутствуют субвертикальные участки повышенных и максимальных значений содержаний металлов, особенно отчетливо выраженные в картинах распределения Re и Mo (см. рис. 6, 7). При этом такое же распределение характерно для сгущений рассеянно-вкрапленной пиритизации, тяготеющей к вышеупомянутым “столбам”. Важно отметить, что в керне скважин, пересекающих фаменские известняки, в последних также фиксируется пиритизация, в них развиты в целом не характерные для известняков зоны брекчий, маломощные кварц-карбонатные прожилки и участки доломитизации. Вероятно, эти зоны брекчирования маркируют позицию подводящих каналов, питающих низкотемпературную гидротермально-гидравлическую систему, которая обусловила формирование этих куполовидных морфоструктур.

ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ОБРАЗОВАНИЯ СИН-ЭПИГЕНЕТИЧЕСКОГО U–Mo–Re ОРУДЕНЕНИЯ

Отложения бобриковской свиты, представленные не литифицированными и крайне слабо литифицированными разнозернистыми, умеренно и плохо сортированными песками, формировались в конце раннего–первой половине среднего визе. Их накопление происходило на фоне средневизейской трансгрессии, наступившей вслед за ранневизейским осушением территории и региональным перерывом осадконакопления. Теплый влажный климат тропической зоны способствовал углеобразованию. Однако в позднем визе гумидизация климата уступила место его аридизации (угли исчезают из разреза) [Швецов, 1954; Геологическая карта …, 1968]). Паралическая угленосность, весьма характерная для каменноугольного периода, наряду с накоплением сероцветной толщи высокопроницаемых, плохо отсортированных песков и их фоновой пиритизацией, в дальнейшем стала определяющим фактором, обеспечившим будущую промышленную рениеносность Брикетно-Желтухинского месторождения.

Переносимый речными потоками в мелководный морской бассейн аркозовый, а также, в подчиненном количестве, пепловый вулканомиктовый материал, вероятно, были обогащены тяжелыми металлами, которые накапливались в терригенных осадках в малых надкларковых концентациях, отчасти сорбируясь растительным детритом и глинистыми частицами.

Высказанное ранее предположение [Карась и др., 2017] о существовании в районе северного плеча Днепровско-Донецкого рифта области размыва, в которой в визейское время мобилизовались металлы (Re, Mo, U) и впоследствии переносились речными потоками на север, представляется маловероятным, т.к. на пути следования предполагаемых потоков находилась суша – крупный Воронежский выступ кристаллических пород фундамента Восточно-Европейской платформы (ВЕП) (см. рис. 2).

Основные промышленные U–Mo–Re руды сформировались в эпигенезе, гидрогенным способом при латеральной фильтрации подземных вод по высокопроницаемым горизонтам бобриковской свиты; эти воды переотлагали компоненты сингенетических послойно–рассеянных рудных скоплений в результате действия геохимических (сорбционный и восстановительный барьеры) и гидродинамических (изменение скорости потока при вариациях проницаемости песков разной природы) факторов. Предполагаемый возраст инфильтрационных процессов, перераспределявших и отлагавших U, Mo, Re, Se и др. элементы рудной ассоциации, в Скопинском районе соответствовал среднекаменноугольному, пермскому и мезозойскому временны́м интервалам [Карась и др., 2017].

К важным факторам образования U–Mo–Re скоплений в породах осадочного чехла Русской плиты, помимо геоморфологического (долина Скопинской палеореки), седиментационно-диагенетического и палеогидрогеологического, кратко рассмотренных выше и более детально охарактеризованных для сходных по генезису месторождений урана в песчаниковых толщах Средней Азии, Зауралья, юга Восточной Сибири [Лисицин, 1975; Кисляков, Щеточкин, 2000; Халезов, 2009; Кочкин и др., 2014], могут быть также отнесены тектонический и магматический факторы [Грушевой и др., 1996, 1999]. Из пяти крупнейших эпох тектономагматической активизации [Грушевой и др., 1996], осложнявших плитное осадконакопление, для Скопинского района наиболее значимыми могли быть девонская, триасово-юрская, мел-палеогеновая и неоген-четвертичная. С девонским периодом в центральной части и на юге ВЕП связаны подновление многочисленных глубинных разломов и этап регенерации авлакогенов (Днепрово-Донецкий, Кировский, Доно-Медведицкий), с повторным их прогибанием [Грушевой и др., 1996; Иванова, Грушевой, 2009]. Девонская активизация отличается проявлениями щелочных базальтоидов, трахибазальтов и щелочно-ультраосновного интрузивного магматизма в краевых частях названных авлакогенов (см., например [Петров, 1969; Puchkov et al., 2016]), в т.ч. на южном (Днепрово-Донецкий ареал) и восточном (Доно-Медведицкий ареал) флангах рудного поля. Базальтоидный рифтовый вулканизм действовал на обширном пространстве центральной и восточной частей Русской плиты. Это обусловило выделение здесь девонской Восточно-Европейской Крупной Магматической Провинции (КМП, или LIP) [Милановский, 1996; Nikishin et al., 2002; Puchkov, 2002; Ernst, Bell, 2010]. Интенсивный базальтоидный вулканизм отмечен в среднем–позднем девоне Донбаса [Пучков, 2010]. Весьма вероятно, что этот суперплюмовый процесс “оживил” структуры, входящие в ареал Восточно-Европейской КМП, – как Пачелмский авлакоген, так и его обрамление; подновил существующие в фундаменте разломы, обеспечив, таким образом, дренаж более глубинных сфер коры. Если учесть базальтоидно-трапповый характер магматизма, то вероятным могло быть и поступление флюидов из мантии. Магматизм на юго-востоке ВЕП активно проявился и в киммерийскую эпоху.

По данным [Иванова, Грушевой, 2009], неоднократные импульсы тектогенеза имели место в течение позднегерцинского (визе–ранний триас), киммерийского (поздний триас–ранний мел) и альпийского (с позднего мела) циклов: в авлакогенах и сопредельных частях ВЕП произошла инверсия с образованием сводов (Балаковский, Башкирский и др.) и крупных дислокаций (Вятские, Саратовские, Доно-Медведицкие, Сокско-Шешминские и др.) на востоке платформы. Для Воронежского выступа и его сопредельных территорий, включая Пачелмский авлакоген, установлены деформации, являющиеся признаками как горизонтальных [Копп, 2004; Копп и др., 2010; Зыков, Полещук, 2015], так и вертикальных [Карта …, 1997; Трегуб, 2002] движений, вплоть до современных.

Активизация разломов кристаллического фундамента, деформации осадочного чехла на протяжении фанерозоя, очевидно, являлись отражением как глубинных геодинамических процессов в низах коры ВЕП, так и тектонической эволюции сопредельных складчатых областей: Урала – серия коллизий во второй половине палеозоя, а также в юре [Пучков, 2010]; Альпийско-Гималайской системы – в мезо–кайнозое. Как полагают [Грушевой и др., 1996], на плитном этапе авлакогены и трассируемые вверх по восстанию ограничивающие их разломы, являясь тектонически ослабленными зонами, могли служить путями движения восходящих термальных вод (рудоносных растворов). Такие воды могли поступать из нижних горизонтов чехла – эксфильтрационные хлоридные растворы/рассолы – или из подстилающего кристаллического фундамента. По завершении тектономагматических импульсов, включая период рифтового базальтового магматизма мантийной природы в позднем девоне, в составе циркулирующих растворов значимыми могли быть как постмагматические гидротермальные компоненты, так и мантийные флюиды. Подобными флюидопроводниками, вероятнее всего, были и крупные разломы вне авлакогенов, неоднократно подновляемые. Согласно сводкам [Грушевой и др., 1996; Иванова, Грушевой, 2009], радиологический возраст урановой минерализации месторождений Подмосковного бассейна оценивается как визе (~340 млн лет назад, соответствуя седиментации и диагенезу), средний триас (~240 млн лет), рубеж триаса и юры (~200 млн лет).

Девонский период на востоке ВЕП характеризовался крупномасштабным для плитных условий ареальным магматизмом, соответствующим крупной горячей точке – суперплюму [Пучков, 2010]. Взаимосвязанная с ним активизация разломов фундамента, вероятно, и запустила процесс глубинной циркуляции флюидов (с соответствующим вещественным в них вкладом?), став его своеобразным триггером. Последующие периоды ~240 и ~200 млн лет назад, вероятнее всего, отвечали процессам тектонической активизации, связанным с коллизионными событиями на Урале и в центральном сегменте Альпийско-Гималайского пояса.

Сторонниками сингенетической модели формирования рениеносных урановых месторождений (специалисты ВИМСа С.Д. Расулова, Г.А. Тарханова, В.В. Авакумов) предполагается близседиментационное (ранний карбон) накопление промышленных концентраций U, Mo и Re в результате сорбции углисто-глинистым веществом [Расулова и др., 2007].

Согласно эпигенетической модели [Карась и др., 2017], основной объем богатого рениевого и U–Mo оруденения был сформирован в неоген–четвертичное время, при просачивании и миграции кислородосодержащих вод в бобриковские отложения через современные речные врезы, расположенные к северу от рассматриваемого месторождения. При этом происходил перенос Re, U и Mo вниз по разрезу песчаной толщи и накопление этих элементов на первых же встреченных восстановительно-сорбционных и восстановительно-сорбционно-щелочных барьерах в палеорусловых/дельтовых отложениях бобриковской толщи, с частичным просачиванием в нижележащие карбонатные породы.

Наиболее приемлемой для рассматриваемого объекта нам представляется комбинированная син-эпигенетическая модель образования месторождения палеодолинного типа. Она включает, с одной стороны, участие синхронных осадконакоплению и диагенезу процессов, обеспечивающих частичную, относительно невысокую субпромышленную концентрацию металлов, серы и селена на геохимических барьерах: восстановительном (за счет обилия растительного детрита и пирита) и сорбционном (глинистые и железо-гидроксидные осадки). Вмещающие эту суб-промышленную U (±Mo, Re) минерализацию песчаные отложения (бобриковская толща) формировались в поймах меандрирующих небольших рек, в насыщенных растительными остатками старицах, дельтах, лиманах или в теплом мелководном море, изобилующем отмелями.

С другой стороны, промышленно значимые рудные концентрации формировались на эпигенетической стадии, в результате гидрогенного минералообразования, происходившего в связи с латеральным движением кислородсодержащих подземных вод по высокопроницаемой толще плохо сортированных песков. Помимо участия геохимических барьеров (угли, послойные зоны тонкой пиритовой вкрапленности), в этом случае важными элементами модели становятся восстановительные барьеры на фронте поднимающихся вод глубинной циркуляции, которые мигрировали в фаменских известняках вверх по разломам, корни которых уходили в кристаллический фундамент. Важный вклад этого фактора подчеркивается необычной морфологией рудной залежи со столбообразными раздувами мощности и концентрационными “столбами” Mo и Re. Несомненно также участие гидродинамического фактора, обусловившего изменения скорости фильтрации вод при пересечении многочисленных горизонтов сложно и незакономерно переслаивающихся, контрастных по гранулометрии плохо- и умеренно-сортированных дельтовых и русловых осадков, мощность которых в латеральных направлениях существенно менялась. Эти осадки накапливались у северного края холмистой суши, резко переходящей в пологое побережье мелководного морского бассейна лагунного типа.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Брикетно-Желтухинское U–Mo–Re месторождение в Подмосковном буроугольном бассейне локализовано в аллювиальных песчаных отложениях бобриковского горизонта визейского возраста, залегающих на известняках фаменского яруса и перекрытых неоген-четвертичными песками и глинами. Основная часть месторождения расположена в толще песков русловой и пойменной фаций, а также в дельтовых фациях палеореки, впадавшей в мелководный морской залив.

2. В разрезе месторождения представлены нелитифицированные и крайне слабо литифицированные горизонты разнозернистых умеренно- и плохосортированных песков, содержащих углефицированный растительный детрит и пропластки бурых углей, накапливавшихся в аллювиальных и мелководно-морских условиях на фоне теплого влажного климата. Паралическая угленосность, характерная для каменноугольного периода, и накопление сероцветной толщи высокопроницаемых плохосортированных песков с фоновой пиритизацией, в дальнейшем стали основными факторами, обеспечившими промышленную рениеносность Брикетно-Желтухинского месторождения.

3. Строение бобриковской свиты сильно изменчиво по разрезу и в латеральных направлениях; однако для свиты в целом характерно субгоризонтальное залегание. Строение бобриковской песчаной толщи осложнено раздувами, связанными с возрастанием мощности основной рудовмещающей пачки песков. Это происходит как в результате опускания ее подошвы за счет выполнения карстовых ложбин и впадин, существовавших в кровле подстилающих ее фаменских известняков, так и в результате воздымания вышележащих песчаных слоев. Эти своеобразные “биклинальные” структуры вмещают морфологически выраженные и, одновременно, концентрационные рудные столбы, осложняющие пологозалегающую стратиформную, практически единую рудную залежь.

4. Предложена комбинированная син-эпигенетическая модель образования U–Mo–Re месторождения палеодолинного типа. Модель включает как процессы осадконакопления и последующего диагенеза, происходившие с образованием субпромышленных послойных скоплений U (±Mo, Re), приуроченных к углистым и глинистым горизонтам, так и более поздние эпигенетические процессы гидрогенного минералообразования, связанные с латеральной миграцией кислородсодержащих подземных вод, переотложением урана и других металлов, образованием рудных залежей в результате действия геохимических (сорбционный и восстановительный барьеры) и гидродинамических (вариации проницаемости песков фациально изменчивой толщи) факторов.

5. Для образования U–Mo–Re скоплений в осадочных породах чехла Русской плиты, к важнейшим нами отнесены тектонический и магматический факторы, вызывавшие ее активизацию, прежде всего позднедевонский щелочно-базальтовый вулканизм Восточно-Европейской Крупной Магматической Провинции. Неоднократные импульсы тектогенеза обусловили подновление существующих в фундаменте разломов, обеспечив, таким образом, дренаж более глубоких частей коры (и мантии?), поступление в стратисферу глубинных флюидов. Таким образом, важными элементами модели для эпигенетической стадии являются восстановительные барьеры при встрече латерально мигрирующих подземных вод с поступающими вверх по разломам, нарушающим фаменские известняки подошвы песчаной толщи, потоками вод глубинной циркуляции.