Выделяются следующие генетические группы и классы урановых месторождений:
- магматические;
- контактово-метасоматические;
- гидротермальные: а — высокотемпературные, б — среднетемпературные, в — средне-низкотемпературные;
- инфильтрационные;
- осадочные;
- метаморфогенные.
Основное промышленное значение имеют месторождения четырех последних групп.
Магматические месторождения
К магматическим месторождениям могут быть отнесены скопления лопарита в нефелиновых сиенитах, содержащие некоторое количество тория и урана. Становление лопаритоносных стратифицированных массивов обычно происходит на щитах. В качестве примера может быть кратко рассмотрен стратифицированный массив нефелиновых сиенитов, включающих три горизонта, обогащенных лопаритом: 1) лопаритовый луяврит (нефелин 15—42%, лопарит 0,8—7%, эгирин + щелочная роговая обманка 27—50%); 2) лопаритовый уртит (нефелин 40—92%, лопарит 5—28%, эгирин 2,5—12%); 3) лопаритовый мальинит (нефелин 33—63%, эгирин 30%, лопарит 5—23%). Сам же лопарит является сложным по составу минералом, содержащим (в %): TiO2 37,8—39,2; Nb2O5 9,49—9,9; Та2O5 1,13—1,22; TiO2 0,67; TR (редкие земли) 31—32; CeO3+Y2O3 поровну; CaO 5—6; Sr 0,7—0,8; Na2O 7,77—9,06.
О. А. Воробьева показала, что уртит, как правило, образует резкий контакт с нижележащим луявритом и постепенно переходит в фойяит. Наблюдаются и секущие контакты фойяита и луяврита.
В гранитах Нигерии отмечается повышенное количество пирохлора. Среднее содержание урана в отдельных участках достигает 0,010% при содержании ниобия 0,26 %.
Гранитные пегматиты
Гранитные пегматиты распространены достаточно широко, но имеют небольшое промышленное значение. Урановые минералы встречаются в следующих типах гранитных пегматитов: 1) в слюдяных (уранинит), 2) в редкометальных (титанат урана), 3) в бериллиевых (уранинит), 4) в литиевых и натрово-литиевых (уранинит), 5) в пегматитизированных мигматитах (ураноторит).
Добыча урановых минералов в небольшом масштабе производится из пегматитов Индии (уранинит совместно со слюдой) и Африки (месторождение Рохас), тантало-ниобиевых месторождений Канады, мусковитовых пегматитов Танзании и Японии. В ряде упомянутых месторождений содержание U3O8 составляет 0,15%. Значительно большие концентрации урановых минералов выявляются в кальцит-флюоритовых пегматитах, содержащих магнетит и гематит. Подобные пегматиты установлены в районе Банкрофт в Канаде.
Урановые месторождения района Банкрофт находятся в провинции Онтарио, в 240 км к северо-востоку от г. Торонто. Размещаются они в пределах восточной периферии ураноносного пояса, проходящего по складчатому обрамлению Канадского щита. Район сложен интенсивно дислоцированными мигматитами, гнейсами и амфиболитами архея. В этих породах относительно широко развиты гранитные пегматиты, залегающие в виде согласных и секущих тел, отдельные из которых несут урановое оруденение. Они представляют собой крупнозернистые, местами крупноблочные пегматиты, сложенные кварцем, микроклином, диопсидом, пироксеном с небольшим развитием магнетита, гематита, циркона, титанита, кальцита и флюорита.
По Я. Н. Белевцеву [1973], на месторождении Макдональд урановое оруденение, представленное уранинитом и ураноторитом, вытягивается в виде неправильных цепочкообразных скоплений мощностью 10—20 см по раздробленному контакту кварца и калиевого полевого шпата внутри пегматитов или по контакту их с мигматитами. Рудные минералы сопровождаются выделением циркона, титано-тантало-ниобатов, пирита, кварца, кальцита, флюорита и молибденита.
В различных пегматитовых телах, согласно Найнингеру, содержание урана колеблется в значительных пределах, составляя в среднем 0,09%. В отдельных участках оно достигает 0,4%; содержание тория ниже, чем урана.
Контактово-метасоматические месторождения
Типичным примером контактово-метасоматических месторождений является Мери-Кетлин в Австралии. В литературе описано еще два-три примера таких месторождений.
Месторождение Мери-Кетлин находится в Северо-Западном Квинсленде (Австралия), вблизи района свинцово-цинковых месторождений Маунт Айза. Открыто в 1954 г. Согласно Мачесону [1956 г.], рудоносная площадь сложена нижнепротерозойскими метаморфическими сланцами, смятыми в синклинальную складку. В стратиграфическом разрезе пород, слагающих месторождение, сверху вниз залегают: 1) переслаивающиеся кварциты и гранулиты, 2) известковистые гранулиты и кремнистые известняки, 3) лавы или силлы основных пород.
Оруденение тяготеет к гранатовым скарнам, сформировавшимся между двумя разрывами северо-западного простирания. Гранат представлен андрадитом и альмандином. В составе руд установлены ортит, уранинит, апатит, карбонаты редких земель, а также сульфиды — пирит, пирротин, халькопирит, молибденит и галенит. Уранинит развивается по андрадиту. Ортит замещает обе разновидности граната и частично ассоциирует с ранним кальцитом. Сульфиды кристаллизовались одновременно с уранинитом и частично позднее его. На месторождении проявлена зона окисления до глубины 40 м. Уранинит в зоне окисления переходит в гуммит, уранофан и другие вторичные минералы. Главный фактор контроля оруденения определяется: 1) наличием благоприятных часто переслаивающихся пород, 2) наличием разрывов, 3) широким развитием скарнов. Запасы вначале были определены в 5000 т U3O8 при содержании урана 0,45%. Разведочными работами, проведенными в последнее время, они увеличены до 10 000 т.
Гидротермальные месторождения
Как уже было показано, гидротермальные урановые месторождения формируются в разнообразных геологических условиях. Залегают они в различных породах, которые по относительной благоприятности к рудообразованию примерно располагаются в следующий ряд: амфиболиты, скарны, магнетитовые руды, породы, обогащенные органикой и сульфидами, туфы, песчаники, конгломераты, порфириты, силлы и дайки диабазов, лампрофиров, дайки, штоки и купола кислых пород, гнейсы, гранитоиды и известняки. Все эти месторождения отчетливо разделяются на три класса: высокотемпературные, среднетемпературные и средне-низкотемпературные.
Анализ имеющихся данных позволяет заключить, что из различных геологических критериев, на основании которых могут быть намечены главнейшие типы месторождений внутри каждого из названных классов, основными являются их минеральный состав и нахождение в различных геотектонических условиях. В соответствии с этим класс высокотемпературных гидротермальных месторождений содержит два типа: 1) редкоземельно-ураново-ториевые месторождения на древних щитах подвергнутых протоактивизации; 2) давидитовые месторождения среди амфиболитов и кристаллических сланцев. К гидротермальным среднетемпературным месторождениям, сформированным на щитах, подвергнутых протоактивизации, относятся собственно урановые месторождения, наложенные на альбититы и железо-урановые, связанные с натрово-карбонатными метасоматитами. В группе средне-низкотемпературных месторождений выделяются: 1) собственно урановые месторождения на активизированных, щитах и в фанерозойских складчатых областях, залегающие в нижнем и верхнем структурных ярусах; 2) урановые месторождения в активизированных складчатых областях и 3) урановые месторождения сложного генезиса.
Не останавливаясь на характерных особенностях месторождений каждого типа, которые в общем виде рассмотрены ранее, необходимо в то же время подчеркнуть, что в каждом из них отчетливо выделяется несколько рудных формаций, частично повторяющихся в разных типах,, частично развитых только в одном из них.
В соответствии с намеченной группировкой перейдем к рассмотрению главнейших месторождений упомянутых групп и классов.
Высокотемпературные месторождения
К высокотемпературным гидротермальным месторождениям относятся те, которые возникают при температуре 300 °С и более, обычна развитые на щитах, подвергнутых протоактивизации. Общей особенностью этих месторождений является то, что они залегают в гидротермально измененных породах, возникающих при относительно высокой температуре и представленных зонами калиевых мета сом атитов, развитых вдоль зон разломов, за счет вмещающих метаморфических пород. Не останавливаясь на характеристике редкоземельно-торий-урановых месторождений, имеющих подчиненное промышленное значение, кратко рассмотрим месторождения давидитовой формации, примером которых является Рейдиум-Хилл.
Месторождение Рейдиум-Хилл находится в Южной Австралии в 340 км к северо-востоку от порта Аделаида. Рудоносная площадь сложена породами архея и протерозоя, контактирующими по региональному разлому. Архейские образования представлены гранитизированными гнейсами и амфиболитами. Протерозойские породы включают сланцы, кварциты и железистые кварциты. Обе свиты интрудированы более молодыми габбро, горнблендитами, гранитами и дайками порфиров и долеритов.
Рудные жилы приурочены к шарниру антиклинали и тяготеют к полосе развития аплитов, амфиболов и пегматитов. Общее число жил большое, наклонены они под углом 50—70°. Протяжение наиболее крупных из них достигает 200 м. Большинство жил сопровождаются апофизами. Мощность основных жил колеблется от 10 см до нескольких метров. Мощность апофиз обычно меньше 1 м.
В состав жил входят биотит, кварц, магнетит, гематит, ильменит, рутил, давидит, калиевый полевой шпат, пирит (мало) и халькопирит (поздняя стадия). Наиболее богаты жилы, залегающие в амфиболитах. В зоне окисления развиты карнотит, стенит и другие вторичные минералы урана. Давидит (Fe, Ce, U) (Ti, Fe, V, Cr)3 (O, OH)7 отложился во вторую стадию. Выделился он после гематита, ильменита, рутила и биотита.
Согласно Хейнриху, намечается следующая последовательность формирования месторождений: 1) развитие в основных гнейсах кварц-биотит-гематит-ильменитового агрегата, 2) внедрение редкоземельных пегматитов, содержащих сфен и ксенотим, 3) подвижки по зонам сколов с брекчированием пегматитов и их биотитизацией, 4) внедрение амфиболитов, 5) внедрение прожилков прозрачного кварца, содержащего давидит, одновременно с формированием неправильных включений метасоматического ярко-красного полевого шпата и развитие давидита внутри ранее образованного ильменит-гематитового агрегата.
Содержание урана в рудных жилах колеблется от 0,05 до 0,38% при содержании TiO2 от 7 до 25%. Запасы урана оцениваются в несколько тысяч тонн.
Среднетемпературные месторождения на щитах, подвергнутых протоактивизации
К данному классу относятся месторождения, сформированные на древних щитах, где в пределах рудоносных зон оруденение наложено на альбититы. В качестве примера могут быть кратко рассмотрены месторождения, залегающие в пределах блока, консолидированного в позднем архее и испытавшего в последующем интенсивный тектогенез дважды.
Согласно В. А. Крупенникову [Гидротермальные.., 1978], породы фундамента сложены гнейсами и мигматитами, метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации и смятыми в складки. В центральной части блока обнажается крупный гранитный купол, ограниченный с востока и запада мощными зонами глубинных разломов. Вдоль упомянутых нарушений вытягиваются полосы альбититов, которые проявлены также и в пределах гранитного купола.
Различаются два типа альбититов (натровых метасоматитов) — эгирин-рибекитовый и эпидот-хлоритовый. Урановая минерализация связана с натровыми метасоматитами и проявляется исключительно среди, альбититов внутренней зоны. Она всегда развита в участках неоднократного проявления наложенного катаклаза и вместе с поздними альбитом, хлоритом, карбонатом, гематитом и другими минералами выполняет систему мелких межзерновых срывов и слагает цемент катаклазированных альбититов.
Главные тела альбититов с промышленным урановым оруденением приурочены к меридиональной зоне разломов, размещаясь в участках ее пересечения широтными разрывами, либо в местах изгиба ее по простиранию и падению и развития диагональных оперяющих трещин. В литологическом отношении наиболее благоприятны для оруденения участки, осложненные разрывами, в пределах которых наблюдается переслаивание гнейсов, гранитов и пегматитов. Урановорудные залежи, представленные преимущественно линзами, замещают лишь часть альбититов (около 30%), развиваясь в участках максимального их катаклаза.
Главным рудным минералом, слагающим рудные тела, является уранотитанат типа браннерита. Он, а также уранинит, настуран, давидит и коффинит образуют в рудах единичные зерна, тонкую вкрапленность, гнездовые скопления и прожилковые выделения. Размер зерен тысячные и сотые доли миллиметра, местами 0,1—0,2 мм (в единичных случаях достигает 0,5 см). Из других минералов в рудных телах развиты альбит и упоминавшиеся сопутствующие ему минералы, в подчиненном количестве встречаются магнетит, гематит, пирит, халькопирит, галенит и некоторые другие.
Рассмотренные месторождения являются типичными гидротермальными среднетемпературными с абсолютным возрастом руд, колеблющимся в пределах 1,6—1,8 млрд. лет.
Средне-низкотемпературные месторождения на щитах, активизированных в послепротерозойское время
В качестве примера рассмотрим месторождение, размещающееся в краевой части древней платформы и приуроченное к крупному блоку пород, испытавшему неоднократные перемещения в верхнем палеозое и мезозое.
Нижний структурный этаж сложен диопсидовыми, биотит-амфиболовыми плагиогнейсами, гранито-гнейсами и кристаллическими сланцами архея, повсеместно неравномерно гранитизированными. Породы представляют собой толщу мигматитов, прорванную более поздними архейскими гранитами и смятую в крупные относительно пологие складки северо-западного простирания. Параллельно их осям вытянута серия разломов, представленных зонами бластомилонитов, вдоль которых внедрились позднеархейские дайки метадиоритов и других пород, а в отдельных интервалах — дайки щелочных пород, интрудировавшие в процессе мезозойской активизации.
Формирование фундамента протекало в две эпохи. В более раннюю, в архее, складчатости подверглись первичные осадочно-вулканогенные толщи, регионально метаморфизованные в условиях амфиболовой и гранулитовой фации ультраметаморфизма. В результате широко проявились гранитизация, мигматизация и становление гранитных массивов. Общий план разломов подчиняется складчатым структурам. Древний этап их развития подчеркивается бластомилонитами альмандин-амфиболовой фации, сопровождаемыми высокотемпературными метасоматическими кварц-полевошпатовыми породами.
Мезозойские тектонические движения, вызванные явлениями активизации, сопровождались интенсивным неоднократным дроблением пород, внедрением магматических образований и гидротермальной деятельностью [Гидротермальные…, 1978]. Последняя проявилась в развитии кварц-карбонат-ортоклазовых метасоматитов, а также секущих их кварц-баритовых жил и кварц-кальцит-флюоритовых прожилков. Эти новообразования унаследовали направление древних бластомилонитов. Урановое оруденение, представленное браннеритом и в меньшей степени уранинитом, сформировалось только в метасоматитах, подвергшихся незначительному дроблению до возникновения упомянутых прожилков. Метасоматиты размещаются в участках плавного изгиба древних разломов по простиранию и захватывают бластомилониты, кварц-полевошпатовые породы и древние дайки, прежде всего метадиориты. Урановое оруденение сформировалось под платформенными образованиями в древнем метаморфическом комплексе. Рудные тела развились в мощных зонах и характеризуются значительным вертикальным размахом. Глубина формирования их верхних частей около 1 км.
Средне-низкотемпературные месторождения в складчатых областях
Среди месторождений рассматриваемого класса намечаются два типа: 1) месторождения, залегающие в нижнем ярусе складчатых областей, 2) месторождения, залегающие в верхнем ярусе. Месторождения обоих упомянутых типов размещаются в тектонических блоках, характеризующихся длительным воздыманием и развитием разломов, контролирующих размещение субщелочных интрузивных образований и урановых рудных полей. Руды месторождений обоих типов имеют близкий состав и сложены в основном урановой смолой, часто ассоциирующей с сульфидами и прежде всего с молибденитом, а также с карбонатами, иногда проявлен браннерит. Структурные условия локализации оруденения выделенных типов заметно различаются.
Месторождения в нижнем структурном ярусе
В рудных полях рассматриваемых месторождений на условия размещения интрузивных образований и локализацию уранового оруденения влияют складчатые структуры в сочетании с разрывными нарушениями. Рудные тела обычно локализуются в послойных разрывах, в местах замыкания складок, в перегибах их осей, в участках осложнения крыльев складок флексурами и в других участках с редко отличными элементами залегания складчатых тектонических элементов, осложненных разрывными нарушениями. Развитие зон послойных разрывов, несущих урановую минерализацию, происходит преимущественно в пачках частого переслаивания эффузивно-осадочных пород при благоприятных для рудоотложения физико-механических свойствах и химическом составе (наличие органики, рассеянного пирита и т. п.).
Месторождения настуран-молибденитовой формации. Для рассматриваемого примера месторождения характерна локализация урановых руд в послойных нарушениях песчано-сланцевой толщи ордовика, в местах пересечения даек диоритов северо-восточного простирания. Ширина рудных залежей определяется мощностью пачки даек. Длинные оси рудных тел вытягиваются по простиранию даек и полого погружаются на глубину. Максимальная интенсивность оруденения совпадает с узлом пересечения разрывов широтного и северо-восточного простирания. Гидротермальный процесс начался с беризитизации, которой подверглись вмещающие породы и особенно дайки.
Урановое оруденение сформировалось в одну стадию, оно наложено на березиты и сопровождается пиритизацией вмещающих пород. Урановые руды представлены настураном, который отлагался в сопровождении кварца, серицита, карбоната, молибденита, галенита и сфалерита. С послерудной стадией связано формирование анкеритовых и кальцитовых прожилков, содержащих небольшое количество кварца и сульфидов. В локализации оруденения важную роль сыграла повышенная пористость березитизированных пород (в 5—6 раз выше по сравнению с неизмененными). Образования верхнего яруса, развитые на месторождении, представлены континентальными красноцветными отложениями мощностью не более 500 м, в центре мульды 1000 м. Местами в эти породы также проникло рассеянное урановое оруденение, развившееся в пласте песчаников. Особенностью его является то, что молибдена оно не содержит.
Месторождения настуран-карбонатной формации. В качестве примера может быть рассмотрено месторождение, приуроченное к экзоконтакту гранитного интрузива. Урановорудные жилы залегают в породах экзоконтакта этого массива [Геология…, 1966]. Урановое оруденение строго локализуется в пачке тонкопереслаивающихся пород, представленных амфиболитами, скарнированными известняками, кремнистыми и графитовыми сланцами, послойными диабазами, заключенными в биотит-гранатовых парагнейсах. Все породы смяты в сложные синклинальные складки, зажатые в зоне продольных разрывных нарушений. Некоторые из этих нарушений на глубоких горизонтах несут урановое оруденение. Однако главная масса урановорудных жил ориентирована поперек слоистости. Все жилы имеют крутое падение и с глубиной, выходя из благоприятных пород в биотит-гранатовые гнейсы, обычно выклиниваются. Однако они снова появляются в других пачках благоприятных пород и следуют на большие глубины, вдоль зоны экзоконтакта.
На нижних горизонтах, где важное значение принадлежит рудным жилам, локализованным вдоль послойных разрывов, к ним в виде оперяющих также причленяются поперечные жилы. На рассматриваемом месторождении проявлено пять стадий минерализации (от древних к молодым): 1) кварц-касситеритовая, 2) сульфидная с преобладанием галенита, 3) смолково-карбонатная, 4) карбонатная и карбонатно-баритовая с диарсенидами никеля, кобальта, минералами висмута и серебра и 5) кварц-гематитовые.
Минеральные ассоциации двух первых стадий развиты во всех породах, включая граниты. Минеральные ассоциации остальных трех стадий установлены в основном в породах экзоконтакта. В пределах жил, характеризующихся полосчатой, реже брекчиевидной и кокардовой текстурой, урановое оруденение распределяется крайне неравномерно, образуя рудные столбы, раздувы и пережимы. Рудные столбы наиболее часто развиваются в участках сочленения главных и боковых разрывных нарушений. Раздувы обычно приурочены к изгибам разрывных нарушений.
Месторождения уран-апатитовой формации. В качестве примера рассмотрим месторождение, залегающее в осадочных и частично в секущих их изверженных породах [Гидротермальные…, 1978]. В нижней части разреза залегают туфы диабазовых и андезитовых порфиритов. Они перекрываются алевролитами, песчаниками и известняками. Выше залегают породы верхнего яруса, представленные красноцветными песчаниками и конгломератами.
На месторождении развиты плитообразные и сложные метасоматические рудные тела. Руды представляют собой мелкозернистые образования, состоящие из фторапатита и карбоната, встречаются альбит, кварц, хлорит, гидрослюды, каолинит, флюорит, пирит, халькопирит, галенит, сфалерит, арсенопирит, органическое вещество, окислы урана, минералы циркония и тория. Кроме того, в рудах установлено повышенное содержание стронция и редких земель. Отчетливо выделяются две разновидности фторапатита. Одна из них обогащена ураном, другая более поздняя разновидность почти не содержит урана, но с ней связано около 50% тория, установленного в рудах (остальная часть тория входит в состав самостоятельных минералов). Руды образовались путем метасоматического замещения вмещающих карбонатных пород. Намечается четкий структурный контроль. Согласно А. А. Горшкову, В. В. Белову и др., на контакте и внутри горизонта известняков развиты послойные срывы. Они прослеживаются согласно со слоистостью либо секут ее. Вдоль некоторых разрывов внедрились дайки гранитоидов. Послойные разрывы разбивают горизонт известняков на ряд блоков, внутри каждого из которых развита своя автономная система секущих пологих трещин. Положение в пространстве их таково, что падают они под разными углами в каждом соседнем блоке. Рудные тела имеют жилообразную форму и приурочены как к послойным, так и к секущим разрывам. Минерализация в основном развита в известняках и частично пересекает дайки, что подтверждает ее гидротермальное происхождение.
Месторождения в верхнем структурном ярусе
В верхнем орогенном структурном ярусе геосинклинального этажа обычно возникают месторождения уран-молибденитовой формации.
Рудоносная площадь месторождения [Геология…, 1966] сложена песчаниками, на которых залегают лавобрекчии фельзитов, прорванные сложными куполовидными интрузиями и силлами фельзитов. В составе руд содержатся урановая смолка, молибденит и иордизит.
Рудные тела, характеризующиеся развитием прожилково-вкрапленных руд, локализовались в эндоконтакте фельзитов на участке, где резко изменяются условия залегания силла, который переходит в крутопадающее тело. Форма рудных тел сложная столбообразная и линзообразная. В локализации уранового оруденения важную роль играют флюидальность и пологие тектонические швы, а также дайки микродиоритов.
Минерализация развивалась в два этапа. В первый возникли кварц-мусковит-турмалиновые грейзены с полевым шпатом, альбитом, биотитом, бериллом, флюоритом и др. Развились они в цементе основных пород. Второй этап минерализации представлен двумя стадиями: 1) стадией березитизации, которая распространена шире, чем рудная минерализация; 2) собственно рудной стадией (урановая смолка чаще всего связана с молибденитом и иордизитом). С глубиной увеличивается количество молибденита, серицита и кварца, ассоциирующих с урановой смолкой.
Низко-среднетемпературные месторождения в активизированных складчатых областях
В активизированных складчатых областях широко развиты месторождения, имеющие пластообразную или лентообразную форму и приуроченные к пластам высокопроницаемых пород, преимущественна представленных песчаниками, гравелитами и даже конгломератами и обычно обогащенных органическим веществом. Долгое время все эти месторождения относились к сингенетическим осадочным образованиям, затем некоторые ученые стали считать их инфильтрационными. Однако исследования последних лет показали, что на многих из этих месторождений оруденение контролируется разрывными нарушениями и сопровождается интенсивным околорудным изменением вмещающих пород, выраженным преимущественно в их кварц-гидрослюдистом изменении и аргиллизации.
В тех случаях, когда на рудоносных площадях слоистые осадочные толщи перемежаются с эффузивными и экструзивными образованиями, на одних и тех же месторождениях наблюдаются урановорудные тела с резко различной морфологией. Те из них, которые залегают в песчаниках или гравелитах, имеют типичную пластовую или лентообразную форму. Рудные тела, залегающие в эффузивных и экструзивных образованиях, характеризуются формой типичных жил и рудоносных штокверков, и ни у кого не возникает сомнений в том, что они являются гидротермальными образованиями.
Ниже охарактеризованы гидротермальные урановые месторождения, приуроченные к породам осадочного чехла и представленные пластовыми залежами. Как правило, урановые руды этих месторождений сложены тонкорассеянной смолкой или чернями, ассоциирующими с различными сульфидами, чаще всего с молибденитом, с гидрослюдами и глинистыми минералами. Месторождения часто тяготеют к эрозионно-тектоническим впадинам, развившимся на гранитном фундаменте. Встречаются подобные месторождения и в кальдерах вулканов, заполненных пластами осадочных пород, а также среди морских или континентальных отложений, слагающих активизированные складчатые области. Многие из подобных месторождений связаны с угленосными отложениями. Для более полного представления о геологии рассматриваемых месторождений охарактеризуем месторождение уран-сульфидной формации [Гидротермальные…, 1978].
На каледонском гранитном основании залегают конгломераты, сменяющиеся вверх по разрезу гравелитами, песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами. Все эти породы содержат углистое вещество. Среди песчаников отмечаются также линзы туфов. Граниты разбиты крутопадающими разрывными нарушениями, которые вверх по разрезу при переходе в породы верхнего структурного этажа проявляются в виде зоны мелкой трещиноватости. Рудные залежи развиваются преимущественно в гравелитах, реже в песчаниках и конгломератах. Благоприятны для локализации оруденения также песчаники на контакте с туфами. Рудные тела имеют лентообразную (преимущественно) и пластообразную форму. Оруденению предшествовало гидротермальное изменение вмещающих пород, выраженное в их гематитизации, аргиллизации и карбонатизации.
Оруденение представлено рассеянной в породе урановой смолкой, реже коффинитом, самородным мышьяком, пиритом, сфалеритом и баритом, сопровождаемыми хлоритом. К послерудным минералам относится диккит. В локализации оруденения важную роль играют межпластовые горизонтальные нарушения, развитые преимущественно в придонной части разреза в конгломератах и гравелитах, перемещающихся с песчаниками, алевролитами и редкими прослоями туфов. Такие межпластовые срывы над крутопадающими разломами фундамента в основном проявились вдоль контактов пластов песчаников и туфов. Вдоль срывов происходило дробление пород, что благоприятствовало локализации оруденения. Однако оруденение сформировалось и в самих пластах песчаников и гравелитов, что обусловлено их повышенной пористостью.
Таким образом, локализация оруденения определялась благоприятным сочетанием высокопроницаемых вмещающих пород с межпластовыми разрывами. Эти же факторы обусловили в общем согласное с вмещающими породами залегание рудных тел, наиболее крупные из которых имеют пласто- или лентообразную форму с длиной, превышающей ширину в 5—10 раз. Исследования показали, что верхние части рудных тел возникли на глубине 500 м от поверхности, существовавшей в процессе минерализации, под толщей малопроницаемых аргиллитов.
В активизированных складчатых областях известны урановые месторождения и среди вулканических построек. Для этих месторождений характерно проявление уранового оруденения во всех породах — эффузивных, осадочных, экструзивных, развитых в пределах самих построек, и в гранитоидах основания, слагающих нижний структурный этаж. Однако в зависимости от физико-механических свойств пород по-разному проявляется форма рудных тел. В эффузивах развиты штокверки либо сосредоточенные трещинные жилы, в осадочных породах обычно с органическими остатками залегают пластовые и линзообразные рудные тела, а в гранитоидах основания — жилы.
Месторождения сложного генезиса
К данному классу относятся месторождения, формировавшиеся в ряд последовательных стадий в течение длительного геологического развития рудоносных площадей. В более ранние стадии уран концентрировался в связи с процессами осадконакопления, а в более поздние — с периодом тектоно-магматической активизации, когда уран привносился в зону рудоотложения гидротермальными растворами. Примером подобных месторождений является Амброзия-Лейк.
Месторождение Амброзия-Лейк находится в пределах металлоносного минерального пояса Гранте, протягивающегося на 110—160 км в северо-западной части штата Нью-Мексико (США). В пределах пояса залегает ряд крупных месторождений: Галлап, Черчрок, Смит-Лейк, Амброзия-Лейк, Пойсон-Каньон, Норт-Лагуна, Саут-Лагуна. Добыча руды в месторождениях пояса Гранте производится более чем на 100 открытых и подземных выработках. В строении района Гранте участвуют породы от верхнего карбона до верхнего мела. Обычное моноклинальное северо-западное падение пород под углом 3—5° вблизи окраины бассейна осложняется второстепенными складчатыми сооружениями и разрывными нарушениями.
Урановое оруденение на 95% приурочено к континентальным отложениям формации Морисон, развитой в верхней части юрских отложений общей мощностью до 180 м. На западной окраине бассейна оруденение концентрируется в нижних горизонтах формации Морисон. Небольшие рудные тела установлены также в низах разреза юры (формация Тодилто) и в углистых сланцах мела (формация Дакота). Контакты между отдельными пачками формации Морисон нечеткие, постепенные, возможны латеральные переходы.
В отдельных горизонтах (Вестуортер-Каньон) песчаники и конгломераты составляют 80%, а тонкозернистые породы — 20%. Для минерального пояса в целом отмечается одна общая тенденция — стратиграфические «повышения» к центру бассейна. Среди рудных залежей в большинстве месторождений выделяются [Килли В. С. и др., 1973]: 1) досбросовые руды и 2) послесбросовые руды.
Наиболее крупные рудные тела месторождения Амброзия-Лейк представлены досбросовыми рудами, которые залегают в виде линзо- и пластообразных залежей, согласных с напластованием. На вертикальных разрезах досбросовых рудных тел обнаруживается их расщепление в поперечном сечении и переход на низкие горизонты вдоль изогнутой поверхности. Длинные оси рудных тел грубо параллельны направлению транспортировки материала при осадконакоплении и имеют в основном восточное направление, грубо согласное с простиранием пород. Это так называемые «почти согласные» руды. Форма и позиция рудных тел контролируются внутриформационными несогласиями, которые маркируются прослоями глинистых конгломератов. Однако отмечаются и рудные тела, не связанные с этими несогласиями.
Мощность досбросовых залежей колеблется в пределах первых десяти метров при ширине до нескольких сот метров и протяженности до 1000 м. Послесбросовые залежи, хотя и бывают грубо пластовые с неправильными границами, но чаще вытягиваются вдоль разрывов, имеют прихотливые амебообразные формы и прослеживаются в пределах нескольких стратиграфических горизонтов. Мощность их достигает 30 м и часто они залегают в форме рудных столбов. Послесбросовые руды тесно ассоциируют с досбросовыми. Считается, что они возникают при перемещении растворенного рудного материала на расстояние от нескольких сантиметров до 1000 м.
Досбросовые руды большей частью не окислены, сложены коффиниторганическим комплексом и сопровождаются пиритом, иордизитом и ферроселитом. Коффинит находится в теснейшем срастании с углеродистым веществом. Смесь эта характеризуется темно-серой и коричневой окраской и тонко обволакивает зерна песка или выполняет промежутки между ними. В цементе нижней части пластов досбросовых руд развито несколько генераций кальцита. Среди послесбросовых руд присутствуют как неокисленные, так и окисленные разности, но преобладают последние, всегда располагающиеся выше уровня грунтовых вод.
Черные послесбросовые руды сложены коффинитом, реже уранинитом и сопровождаются ванадиевыми минералами (монтрозеитом и др.), а также пиритом, марказитом и баритом. Они характеризуются в отличие от неокисленных досбросовых руд значительно более высоким содержанием ванадия и более низким молибдена. Углеродистое вещество в них отсутствует. Окисленные руды представлены в основном ванадатами урана — тюямунитом, метатюямунитом и в меньшей степени карнотитом, отенитом и метаотенитом и сопровождаются самородным селеном. Гидроокислы железа развиты как в виде пленок на зернах песка, так и в псевдоморфозах по пириту и марказиту. Селеновое оруденение считается несомненно гипергенным.
Изменения вмещающих пород вокруг рудных тел выражены в эпигенетическом восстановлении первично красноцветных пород. Второй тип изменения «красные языки», накладывающийся на зоны эпигенетического восстановления, очевидно, связан с развитием более поздних зон пластового окисления.
Большинство геологов, изучающих месторождения района Гранте, придерживаются мнения о сложном многостадийном формировании месторождения Аброзия-Лейк и других урановых месторождений района. В первую стадию в процессе накопления осадков формации Морисон формировались досбросовые руды. Во время захоронения, уплотнения пород и их цементации происходило диагенетическое перераспределение урана [Килли В. С. и др., 1973].
В верхнеюрское время произошло поднятие района, что могло привести к выветриванию, выщелачиванию и неоднократному переотложению ранее накопившихся урановых руд. Следующая стадия интенсивного рудообразования совпала с Ларамийской орогенией и продолжалась в третичное время при интенсивных тектонических деформациях и внедрении металлоносных порфировых интрузий. В это время усиливалась подвижность подземных вод и в зону рудоотложения поступали гидротермальные растворы, привносившие уран. В дальнейшем в связи с поднятием происходило разрушение и снос верхней части ураноносных горизонтов. В течение указанного времени и до сих пор окисление и растворение просачивающимися атмосферными водами изменяет и «разрабатывает» рудные залежи, особенно к северу и северо-востоку от поднятия.
Инфильтрационные месторождения
Для формирования инфильтрационных (гидрогенных) месторождений источником урана служат преимущественно изверженные породы с повышенным кларковым содержанием этого элемента. Возможность участия рассеянного в породах урана в процессах инфильтрационного рудообразования обусловлена причинами, приводящими к разрушению акцессорных минералов, в состав которых он входит. Такое разрушение вызывается развитием мощных кор выветривания, при возникновении которых и создаются условия для миграции и концентрации урановых соединений. Возможность миграции урана подтверждается нахождением повышенных концентраций урановых соединений в современных и четвертичных речных отложениях, возникших за счет разрушения мощных кор выветривания на гранитных массивах. Возможность формирования инфильтрационных урановых месторождений подтверждается также и экспериментальными исследованиями. В частности, установлено, что такие минералы, как карнотит и уранофан, легко растворяются при наличии H2SO4 при pH 2,5. Если в такой раствор добавить кальциевый, магниевый и натриевый бикарбонат, то образуется растворимый трикарбонатный ион Ca2UO2(CO3)3. В этом соединении уран может переноситься подземными водами на значительное расстояние. Уран осаждается из растворов углеродистым веществом при выходе их на дневную поверхность и потере CO2. Инфильтрационные месторождения возникают в несколько стадий [Gruner J. W., 1956].
В наиболее раннюю стадию уран извлекается из гранитов и других пород в виде Ca2UO2(CO3)3. Подземные воды переносят комплексные растворы урана и приводят его в контакт с органикой, H2S и фосфатами. В результате возникает концентрация вначале убогая, но на большой площади. Затем, когда эти отложения обнажаются, уран растворяется, переносится в новую углеродистую обстановку и повторно осаждается. Каждая новая стадия процесса повышает концентрацию урановых руд до образования промышленных скоплений. Высказывается мнение, что на урановых месторождениях в штате Колорадо максимальное обогащение металлом происходило в последний этап концентрации, начавшийся в послемеловое время и продолжавшийся в период Ларамийской орогении.
Рудоносные пласты содержат органическое вещество, наличие которого приводит к концентрации меди, молибдена, кобальта, мышьяка, свинца и других элементов, сопровождающих уран и обладающих способностью накапливаться в углеродистых осадках. Месторождения обычно приурочены к антиклинальным поднятиям, а некоторые — к трещиноватым зонам.
Месторождения формации Тодилто отдельные авторы связывают с межпластовыми срывами. Геологи, придерживающиеся представления об экзогенном происхождении месторождений, основными факторами считают: образование песчаников и конгломератов речного происхождения; обогащение осадков органикой, в частности, растительными остатками, переслаивание или перемежаемость песчаников с аргиллитами и алевролитами; проявление древних русел с конгломератами, обогащенными растительными остатками; развитие асфальтитизации песчаников. Первичные руды представлены урановой смолкой, коффинитом, чернью, монтрозеитом, реже халькопиритом, борнитом, халькозином, а также пиритом, галенитом, сфалеритом, герсдорфитом и шмальтином. Из жильных отмечены карбонаты, барит, гипс, аллофан и другие минералы. Возраст руд 60—70 млн. лет, а вмещающих пород — 130—180 млн. лет.
А. И. Перельман считает, что при образовании инфильтрационных месторождений важное значение приобретают участки зоны гипергенеза, именуемые геохимическими барьерами, на которых резко уменьшается миграционная способность элементов и которые возникают в участках выклинивания зон окисления. При формировании эпигенетических урановых месторождений восстановителями могут служить также дисульфиды железа. Это подтверждается фактом развития в рудах повышенного количества марказита, с которым ассоциируют урановые черни и настуран.
Вмещающие песчаники в ряде подобных месторождений подвергнуты аргиллизации. Это навело некоторых исследователей на мысль, что часть рассматриваемых месторождений имеет первично гидротермальное происхождение за счет привноса урана из глубоких частей земной коры в зону рудоотложения по разрывным нарушениям. Наблюдаемая же в настоящее время зональность связана с процессами гипергенеза. Из зоны окисления уран вынесен и концентрируется в зоне вторичных сульфидов (зона цементации). Этот вывод базируется на том факте, что на некоторых месторождениях в лимонитовой зоне окисления встречаются скопления урановых руд, не подверженные выщелачиванию. Местами же урановые руды несколько оторваны от зоны пластового окисления и локализуются в сероцветных песчаниках.
Осадочные месторождения
Ранее считалось, что все урановые месторождения, развитые в породах платформенного чехла и обладающие пласто- и лентообразной формой, являются сингенетическими по отношению к вмещающим их породам и возникли в процессе диагенеза осадков. Однако по мере более детального изучения подобных месторождений было установлено, что многие из них возникли несомненно в связи с проявлением эпигенетических процессов. Одни ученые В. И. Смирнов, Д. И. Щербаков, А. И. Германов и др.; В. Н. Холодов и др.; Грюннер; А. И. Перельман и др. [Экзогенные…, 1965] обоснованно относят большинство рассматриваемых месторождений к инфильтрационным, другие доказывают их низкотемпературное гидротермальное происхождение. Однако ряд геологов, прежде всего М. Н. Альтгаузен [1966], В. И. Данчев и др. [1979], и сейчас отстаивают представление об осадочно-диагенетическом происхождении многих из рассматриваемых месторождений. В частности, они относят к осадочным ряд урано-угольных месторождений, месторождения, связанные с рыбными остатками, и др.
Месторождения, связанные с рыбными остатками в глинах
Подобные месторождения в основном формируются на платформах. Морские осадки, составной частью которых являются ураноносные пласты, залегают на нижележащих отложениях трансгрессивно и иногда с небольшим угловым несогласием.
Согласно М. Н. Альтгаузену [1966], охарактеризовавшему одно из таких месторождений, рудовмещающая толща сложена в основном глинами, содержащими в разных частях разреза кости и чешуи рыб, а также сульфиды железа. Наибольшая их концентрация наблюдается в собственно рудном пласте, представленном черными глинами, которые залегают на размытых темно-серых глинах и перекрываются зеленовато-серыми глинами. Ураноносный пласт представляет собой более или менее монолитное тело с небольшим количеством тонких безрудных глин. Наряду с этим встречаются прослои, состоящие целиком из ураноносных костей и чешуй рыб, чередующихся с прослоями, сложенными пирит-мельниковитом.
Промышленные рудные залежи представляют собой участки пласта с наиболее монолитным строением и минимальными мощностями прослоев безрудных глин. Руда примерно наполовину состоит из глинистого вещества, преимущественно каолинита, и на 30% из пирит-мельниковита. Уран входит в состав обломков скелетов, плавников и чешуй рыб, сложенных карбонат-фторапатитом. Наряду с ураном во фторапатите наблюдается повышенное содержание различных редких земель. Незначительная часть урана связана с обуглившимися растительными остатками. В составе пирит-мельниковита находится незначительное количество молибдена, кобальта, никеля, цинка, меди, свинца и мышьяка. Изредка в ассоциации с сульфидами железа появляются молибденит, урановая смолка, бравоит, скуттерудити саффлорит. В целом же рудные пласты состоят из каолинита, других глинистых минералов, опала и халцедона, в сумме составляющих 45—48%, пирит-мельниковита (30%), костных остатков (15—18%) и карбонатов (15—18%). Костные остатки раздроблены и переотложены. Видимо они накапливались в результате размыва первичных слоев.
Осадочное происхождение кратко охарактеризованного месторождения бесспорно, и других представлений о его генезисе никто не высказывает. Остается лишь неясным источник урана и редких земель. У большинства исследователей складывается мнение, что непосредственным источником служили морские воды с нормальной соленостью и обычным для них содержанием урана. М. Н. Альтгаузен предполагает, что в морских водах находились повышенные концентрации урана, которые были вызваны вековым накоплением этого элемента и, возможно, за счет поступления в бассейн обогащенных ураном гидротермальных растворов.
Накопление урана в костях происходило после гибели рыб, когда они находились во взвешенном состоянии. Причины гибели рыб одновременно на значительной площади пока не нашли достоверного объяснения.
Мы, со своей стороны, считаем, что одновременное накопление редких земель и урана могло произойти только за счет эндогенного источника. Очевидно, эти элементы выносились гидротермальными растворами из глубоких горизонтов земной коры по разрывным нарушениям и на определенных участках ими существенно обогащались морские воды, что и способствовало сорбции урана и редких земель костными остатками.
Месторождения в бимуминозных сланцах
Особенностью урансодержащих битуминозных сланцев является убогое содержание урана (тысячные и первые сотые доли процентов) при большом, часто огромном площадном распространении этих сланцев (тысячи квадратных километров). Кроме урана в сланцах в небольшом количестве присутствуют ванадий, молибден, никель, кобальт, торий и редкие земли. Возраст сланцев обычно кембрий — силур. Подобные сланцы, распространенные достаточно широко, сложены алевритовым и пелитовым материалом, включающим до 30% органического вещества и до 0,5—3% Р2О5. Появление в этих сланцах окиси кальция обычно приводит к снижению содержания окиси урана. Уран в битуминозных сланцах связан с органическим веществом, присутствуя в виде урано-органических соединений [М. М. Адышев, К. Е. Калмурзаев, 1965].
Наряду с битуминозными сланцами небольшое содержание урана, не превышающее 0,01—0,02%, выявляется также в некоторых фосфоритах и других образованиях. Однако все эти образования в связи с крайне низкими содержаниями урана на данной стадии развития техники не имеют промышленной ценности, поэтому на их характеристике мы останавливаться не будем.
Метаморфогенные месторождения
К метаморфогенным урановым месторождениям большинство геологов относит древние ураноносные конгломераты. Эти месторождения залегают в нижнепротерозойских образованиях и обладают рядом специфических черт, которые могут быть выявлены при характеристике рудных районов Витватерсранд в Южной Африке и Блайнд-Ривер в Канаде. В связи с тем, что ураноносность первого из этих районов мы рассмотрели при характеристике золоторудных месторождений, остановимся лишь на краткой характеристике месторождения Блайнд-Ривер.
Урановые месторождения района Блайнд-Ривер находятся в 20—40 км восточнее одноименного города. Урановая минерализация выявлена в пределах прогиба, сложенного относительно слабо метаморфизованными осадочными породами гуронского возраста. Северное крыло прогиба, который по строению представляет собой синклиналь, падает на юг под углом 15—65°, а южное — на север под углом от 5 до 25°. Вдоль центриклинального замыкания синклинали возле оз. Виски угол падения достигает 20° к западу.
В пределах прогиба прослеживается серия разрывных нарушений. Пиенаар [1967] и другие геологи считают эти нарушения послерудными на том основании, что вблизи них интенсивность оруденения не увеличивается. Наиболее крупным является широтный пологий надвиг в районе оз. Кверк, характеризующийся шарнирным перемещением блоков пород.
Все урановые месторождения размещаются вдоль южной и северной, краевых, частей прогиба, и лишь месторождение Пронто находится на крыле антиклинали. Догуронское основание, поданным Пиенаара, в пределах синклинали оз. Кверк сложено интенсивно метаморфизованными вулканическими и осадочными породами, прорванными гранитами, Отложения гурона сложены осадочными породами с прослоями конгломератов. Максимальной мощности 1500 м осадочные породы достигают в центральной части синклинали. Породы основания и гуронские отложения пересекаются пологими дайками и силлоподобными телами диабазов и лампрофиров. В основании гуронских отложений залегает группа Эллиот, которая будет рассмотрена ниже.
Из интрузивных пород в пределах прогиба развиты дайки и дайкообразные тела диабазов мощностью от первых метров до 200 м, лампрофиров мощностью от сантиметров до 24 м (преимущественно 3 м) и единичных даек более поздних оливиновых диабазов.
Группа Эллиот, несущая урановое оруденение, разделяется на верхнюю надрудную формацию, сложенную лереслаивающимиск Пелитами и псаммитами, и нижнюю формацию Матиненда, содержащую конгломераты, переслаивающиеся с кварцитами. Мощность данной формации меняется от 0 до 220 м. Она подстилается безрудными конгломератами, залегающими на архейских образованиях.
Выше прослеживаются рудоносные пласты, представленные комплексом переслаивающихся радиоактивных олигомиктовых конгломератов, сложенных преимущественно кварцевой галькой и обогащенных пиритом. Мощности конгломератовых пластов, так же как и размер слагающих их галек, прогрессивно уменьшаются от подошвы к верхам разреза, где развиты субаркозы и гравелиты.
Площади распространения главных зон конгломератов соответствуют площадям максимальных мощностей отложений нижней пачки в трогообразиых впадинах вдоль северного и южного крыльев синклинального прогиба. Упаковка и строение конгломератов в разных частях неодинаковы.
Выделяются конгломератовые субаркозы (гальки составляют менее 15%), слабо упакованные конгломераты (гальки составляют 15—40%) и хорошо упакованные конгломераты (гальки составляют более 40%).
В строении ураноносных конгломератов намечаются своеобразные ритмы, повторяющиеся шесть-семь раз и характеризующиеся сменой конгломератов субаркозами и конгломератами, переслаивающимися с субаркозами. Один из этих ритмов — пачка 5, имеет мощность от 4,5 до 6 м и является главной зоной ураноносного конгломерата на всех рудниках, в том числе на месторождении Эллиот-Лейк. В целом мощность рудных зон конгломератов меняется от 2,4 до 9,5 м.
В ряде мест рудные зоны — это лишь часть более мощных переслаивающихся конгломератовых комплексов. Одна из рудных зон, выявленная вдоль северного крыла антиклинального прогиба, включает шесть промышленных горизонтов. Протяжение этой зоны 8 км, а ширина 3 км. Во многих участках несколько рудных зон залегают на различных стратиграфических уровнях. Они известны локально как нижняя, средняя и верхняя рудные зоны.
Строение рудных зон сложное, они представлены серией линзовидных переслаивающихся слоев слабо и хорошо упакованных конгломератов и субаркозов. Для рудной зоны и других олигомиктовых конгломератов характерно развитие конгломератовых слойков и прожилков пирита мощностью до 5 см, следующих по направлению косых слойков в косослоистых сериях, ориентированных под углом 20° к слоистости. В основании пиритовых прожилков развиты урановые минералы, иногда концентрирующие до 40% U3O8. В самих конгломератах наиболее пиритизированными и ураноносными оказываются разности, наиболее интенсивно упакованные. Цемент ураноносных конгломератов подвергнут изменению, выраженному в развитии белой слюды и серицита. Их возникновение могло быть вызвано гидротермальными растворами либо обусловлено процессами метаморфизма. На руднике Ордик, где прослежена дайка диабазов, на контакте с ней осадочные породы замещены хлоритом на расстоянии до 10 м от ее контакта, местами они также альбитизированы.
Согласно Жубену [1964 г.], главными рудными минералами являются уранинит и браннерит. Первый из них цементируется серицитом и образует как единичные кристаллы, так и агрегаты зерен. Браннерит в виде призматических зерен слагает радиально-лучистые агрегаты и находится в тесном срастании с кварцем, часто сопровождаясь анатазом. Местами выявляется также урановая смолка.
Среднее содержание U3O8 в рудах составляет 0,12% при существенных колебаниях на отдельных интервалах.
Первые высказывания о генезисе ураноносных конгломератов были сделаны Холмсом [1958] и Робертсоном, которые пришли к выводу о сингенетическом образовании руд, представляющих собой древние россыпи. Этого же мнения придерживается и Жубен. Он считает, что наблюдаемый в рудах пирит образовался при дезинтеграции пиритсодержащих пород архейского фундамента и переносился в вязкой, насыщенной илом, среде, препятствовавшей окислению. По данным упомянутых авторов, породы фундамента являются источником и урановых минералов.
Однако, анализируя весь изложенный выше материал, не следует исключать и представление Давидсона [1959], что накопление урана связано с привносом его в конгломераты гидротермальными растворами.