|
2011 |
| |||||||||||||||
|
Тезисы международной конференции |
Abstracts of International conference |
||||||||||||||
|
Петрохимическая модель формирования ураноносных альбититов Новоконстантиновского месторождения урана (Украина) Емец А.В., Кюни М.**, Юзленко А.Т.*** * Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. М.П. Семененко НАН Украины, Киев, Украина; alexander_emetz@yahoo.com ** Университет Анри-Пуанкаре, Нанси, Франция *** ВостГОК, Алексеевка, Украина
Урановые месторождения в Na-метасоматитах Украинского щита известны более полстолетия, с 1945 г., когда было открыто Первомайское месторождение урана в метасоматитах, развитых по железорудным метатеригенным слоям Кривбасса. С тех пор открыто более 20 месторождений и крупних рудопроявлений, которые, главным образом, локализируются в альбититах – метасоматитах, развитых по гранитным и грантитно-гнейсовым комплексам Ингульского мегаблока Украинского щита на территории и в обрамлении Новоукраинского гранитного плутонического комплекса. На данный момент ресурсы урана Центральноукраинской урановой провинции (ЦУУП) превышают 200 тыс. т, что ставит Украину на шестое место в мире по запасам урана. Новоконстантиновское месторождение, с запасами урана 93600 т, является самым крупным в Европе, открыто в 1975 году при разбуривании позитивной магнитной аномалии, связанной с повышенным содержанием магнетита в альбититах, развитым по новоукраинским гранитам возле с. Алексеевка. Петрологические исследования новоукраинского гранитоидного комплекса, составляющего значительную часть объема пород Ингульского мегаблока, а также ураноносных альбититов развитых по его породам (главным образом по гранитам), дают недостаточное представление об их петрохимических и геохимических характеристиках [Щербаков (2005), Белевцев и др. (1995), Коваль (1980)]. Для выполнения данной работы были систематически отобраны образцы из подземных горных выработок и скважин Новоконстантиновского месторождения, а также из близрасположенных гранитных карьеров. Был исследован минеральный состав горных пород, используя методы оптической микроскопии, электронной микроскопии и рентгеноспектрального микроанализа, а также выполнены анализы ICP-MS/-AES в лабораториях CNRS г. Нанси (Франция) на содержание основных породообразующих и рассеянных элементов. Новоконстантиновское месторождение находится в северной части Новоукраинского плутонического комплекса, близ его тектонического контакта с Корсунь-Новомиргородским плутоном. Вмещающие породы на Новоконстантиновском месторождении – преимущественно красные средне- крупнопорфиробластовые граниты Новоукраинского комплекса, с хорошо выраженной ориентацией кристаллов микроклина, что свидетельствует о кристаллизации в условиях динамического давления. Минеральный состав гранитов (%): микроклин-пертит (8-62), кварц (15-35), олигоклаз (15-58), биотит (2-16), гранат-альмандин (0-8). Наиболе распространенные акцессории: апатит, монацит, ильменит, пирит и магнетит. Они представляют собой агпаитовые (перглинозёмистые) щёлочно-известковые породы. Красные граниты состаляют 80-85 % от всех магматических пород Новоукраинского массива. Среди этих гранитов встречаются тела серых равномернозернистых гранитов, мало отличающиеся по минеральному составу, но, большей частью, метаглиноземистых гранитов. В работе [Голуб, 1992] отмечается общее увеличение серых геденбергитовых гранитов с глубиной. Вероятно, такие граниты обуславливают хорошо отображаемое на петрохимических диаграммах поле метаглинозёмистых пород, таким образом свидетельствуя либо о различном составе протолитов либо о разном источнике гранитной магмы, что, в свою очередь, заставляет пересмотреть распространенное мнение о всецелой принадлежности Новоукраинского гранитного комплекса к гранитам S-типа [Щербаков, 2005]. Также, среди вмещающих пород Новоконстантиновского месторождения бурением раскрыты останцы гнейсов вмещающей толщи. Развитие щелочного (натриевого) метасоматоза в пределах Новоконстантиновского меторождения контролируется меридионально ориентированной Новоконстантиновской зоной разломов, представленной рядом тектонических швов, представленными полосами пластических деформаций – бластомилонитами, и сопровождающиеся более поздними зонами катаклаза. Альбитизвция связана с зонами объёмного катаклаза, который на Новоконстантиновском месторождении развит в месте сочленения простирающегося на юго-запад Секущего разлома с серией меридиональных разломов, среди которых наиболее выражены Подстилающий, Меридиональный, Восточный и Сиенитовый разломы. Ряд нарушений северо-восточного и северо-западного направления усложняют строение уже сформированных альбититов. Наиболее ранним метасоматическим процессом, проявившимся перед альбитизацией, является эписиенитизация гранитов. Она выражена образованием безкварцевых пород в результате избирательного растворения кварца и изменением фемической минеральной составляющей – биотит и гранат замещаются хлоритом и эпидотом. Хлоритизация и эпидотизация также проявлены во фронте эписиенитизации. В результате распада биотита, из пород происходит незначительный вынос K, понижение концентрации F, а также, локально, привнос Ca однако в остальном, за исключением потери всего «свободного» SiO2, породы остаются петрохимически идентичными гранитам. Новообразованные эписиениты характеризуются высокой пористостью вследствие образования пустот в месте локализации кварца, либо интенсивной микротрещиноватостью образовавшейся в результате смыкания таких пустот при высоких P-T условиях. U/Th соотношение в эписиенитах, как и другие петрохимические коэффициенты, равны характерным для гранитов. Альбитизация соответствует Na-метасоматизму гранитных и гранитно-гнейсовых комплексов. Минералогически она проявляется псевдоморфным замещением микроклина и микроклина-пертита альбитом, раскислением олигоклаза и, в пределах наиболее интенсивного Na-метасоматоза – замещением альбитом фемических минералов. Также, альбит кристализуется в виде отдельных кристаллов и друз в трещинах и пустотах эписиенитов. В результате почти полной альбитизации некоторые агрегаты до 98 % сложены альбитом, однако в большинстве случаев фемическая минеральная составляющая замещена эгириновыми, либо, в периферических частях метасоматической колонки, рибекитовыми и/или актинолитовыми метасоматитами. При этом при распаде фемических минералов гранитов и эписиенитов кристаллизуется различное количество титанита, рутила, ильменита и магнетита либо гематита. Со временем, однако, вероятно вследствие охлаждения гидротермальной системы, осуществляется процесс замещения егирина амфиболами, который часто не сопровождался привносом-выносом элементов. Из диаграмм масс-балланса (изокон-диаграмм Гранта (Grant, 1986)), Na-метасоматизм сопровождался существенным выносом K, Rb, Cs, Ba и F в результате замещения микроклина и биотита, и привносом Na, V и U, а также Ca и Sr. Последние два отображают формирование актинолита и/или кальцита при Na-метасоматозе. Перед следующей стадией гидротермальной активности Na-метасоматиты были локально подвержены хрупким и пластическим деформациям, с гранулированием альбита, либо же изгибанием кристаллов альбита и титанита. Новые минералы, которые кристаллизовались в результате поступления новых порций гидротермальных флюидов как вдоль трещин, так и метасоматически, составляют андрадит-диопсид-эпидотовый, актинолит-кальцит-епидотовый либо кальцит-магнезиорибекитовый парагенезисы с урановой минерализацией (давидит, браннерит и уранинит). Эти минералы цементируют трещины в эгириновых альбититах и псевдоморфно замещают эгирин, корродируя агрегаты последнего, вплоть до полного замещения. Главные привнесенные элементы – Ca, Sr, Ba и U. Выносятся Na и Si. Более поздний кальцит-флогопитовый парагенеизис, ознаменовавший завершение Ca-метасоматоза и проявления K-метасоматоза, наложен на все предыдущие парагенезисы, замещая их в разном соотношении, и изобилует урановыми минералами (давидитом, браннеритом и/или уранинитом), которые преимущественно замещают магнетит. При этом в результате распада Fe- и Ti-содержащих силикатов выделяется существенное количество микрокристаллического магнетита и титанита, а также осаждается малакон с высоким Zr/Hf соотношением. Содержание урана хорошо соотносится с содержанием двухвалентного железа по отношению к суммарному железу в породе, что свидетельствует об осаждении урана в довольно строгой зависимости от окислительно-восстановительного потенциала железосодержащих окисляющихся под воздействием Ca-K-содержащих гидротермальных растворов агрегатов. Зоны K-Ca метасоматизма определили положение наиболее богатых урановорудных зон на месторождении. В процессе K-Ca метасоматоза в метасоматиты привносились Rb, Cs, K, Mg и F, аккумулировавшиеся в флогопите, U, характеризующий кристаллизацию урановых минералов, Ca, Sr, Mn и Zn, которые главным образом накапливались в карбонатах, Zr и Hf, отображающие формирование гидротермального малакона, а также локально наблюдаются повышенные содержания Cu, Ni и Co, концентратором которых являются микроскопические сульфиды соответствующих элементов в ураноносных флогопит-карбонат-магнетитовых альбититах. В противовес, происходил вынос Na, V и Si вследствие растворения альбита и эгирина. Более поздние гидротермальные минералообразующие процессы на месторождении связаны, по видимому, с прогрессирующим охлаждением гидротермальной системы, приведшей к хлоритизации фемических минералов, с выносом U, K, Rb и Cs. Также, в зонах новых дизъюнктивных деформаций в альбититах формировались минералы эпидот-кальцит-баритового парагенезиса в окружении ореолов метасоматической хлоритизации. Эти зоны обогащены Ca, Sr и Ba.
Литература: Белевцев Н.Я., Коваль В.В., Бакаржиев А.Х. и др. Генетические типы и закономерности размещения урановых месторождений Украины. Киев: Наукова думка, 1995. 400 с. Голуб Е.Н. Петрология и петрохимия базитов и метабазитов Украинского щита // Геохимия и рудообразование. 1992. №19. C. 70-78. Коваль В.Б. Геохимическая модель накопления урана в щелочно-карбонатных метасоматитах докембрия. Киев: Наукова думка, 1980. 148 с. Щербаков И.Б. Петрология Украинского щита. Львов: ЗУКЦ. 2005. 366 с. Grant J.A. The isocon diagram – a simple solution to Gresens' equation for metasomatic alteration // Economic Geology.1986. Vol. 81. P. 1976-1982. |
||||||||||||||||