УДК 553.12:553.061.2
ГИПЕРГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И УРАНОВОЕ РУДООБРАЗОВАНИЕ В РОННЕБУРГСКОМ РУДНОМ ПОЛЕ (ГЕРМАНИЯ) © 2012 г. А. В. Болонин*, И. Ф. Градовский**
*Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН
119017, Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 35 **Российский государственный геологоразведочный университет имени С. Орджоникидзе 117997, Москва, ул. Миклухо-Маклая, 23 Поступила в редакцию 17.05.2011 г.
Палеозойская (О—С1) складчатая толща метаморфизованных сероцветных карбонатно-терриген-ных отложений содержит горизонты силурийских черных кремнисто-глинистых сланцев, обогащенных углеродом (6—9%), пиритом (6—7%) и ураном (около 30 г/т). Урановые руды размещаются на выклинивании площадной и линейных зон раннепермского гипергенного (экзогенного) окисления пород, выраженного покраснением (гематитизацией). Из окисленных черных сланцев вынесен и, а также Аб, Sb, Си, N1, Мо, Эти элементы сконцентрированы в зоне цементации в форме на-стурана и сульфидов в околотрещинной вкрапленности и в прожилковидных выделениях преимущественно в карбонатсодержащих породах. В позднепермскую эпоху в связи с накоплением отложений верхнего красного лежня и цехштейна трещины в фундаменте заполнились прожилковыми выделениями карбонатов и сульфатов, в урановых рудах частично переотложился и и накапливались РЬ и /п. Гипергенные процессы мезозойско-кайнозойского времени изменили урановые руды несущественно.
ВВЕДЕНИЕ
Урановые месторождения Роннебургского рудного поля в Тюрингии с 1950 г. изучались большим коллективом геологов Советско-германского акционерного общества "Висмут". После объединения Германии в 1990 г. разработка месторождений была прекращена. В период с 1976 по 1990 гг. авторы имели возможность разносторонне изучать все месторождения рудного поля при эффективном содействии многих немецких и советских коллег — Х. Ланге, Х. Шуровского, В. Вайзе, В.Е. Бойцова, Р.М. Булыгина и др.
Роннебургское рудное поле относится к категории крупнейших урановых объектов, суммарные ресурсы которого составляли около 200 тыс. т U. Из них за все время эксплуатации добыто 113.6 тыс. т (Lange, Freyhoff, 1991). Рудное поле включает серию однотипных месторождений (шахтных полей), которые пространственно и генетически связаны с осадочной формацией черных углеродистых кремнисто-глинистых сланцев. В отношении происхождения урановых руд высказаны три основные гипотезы: осадочно-ме-таморфогенная (Гецева, 1957; Гецева и др., 1981), гидротермальная (Рыбалов, 1965; Крупенников, 1969; Н.И. Волков, 1974 г.; Омельяненко, 1978; А.В. Тимофеев, 1981 г.; Винокуров, Рыбалов, 1992; Шмонов, 1995) и гипергенная (А.И. Рослый,
Адрес для переписки: А.В. Болонин. E-mail: bolonin.a@ inbox.ru
1970 г.; П.И. Тарабанько, 1974 г.; В.Д. Чекушкин, W. Weise, 1977 г.; И.Ф. Градовский, 1980 г.; Сергеев, 1986; А.В. Болонин, 1990 г., Lange, Freyhoff, 1991; П.В. Виниченко, 1997 г.).
В последние годы разведки рудного поля, прежде всего в его северной половине (месторождения: Беервальде, Дрозен, Унчен-Молис, Пре-на, Корбуссен), большое внимание уделялось документации признаков древнего (пермского) гипергенного выветривания и окисления черных сланцев. На этой основе установлено, что урановые залежи размещаются на выклинивании ореолов площадного и линейного окисления пород в зоне цементации (вторичного обогащения). В немногочисленных публикациях гипергенная гипотеза и накопленные фактические данные остаются недостаточно освещенными. Настоящая статья частично восполняет эти пробелы.
ГЕОЛОГИЯ И ПОРОДЫ РУДНОГО ПОЛЯ
Роннебургское рудное поле расположено в пределах варисского складчатого пояса Центральной Европы в пределах Тюрингского син-клинория на пересечении широтной, северо-западной (Криммичауской) и меридиональной региональных тектонических зон. В строении поля выделяются два структурных этажа: варисский складчатый фундамент, сложенный непрерывной серией пород от ордовика до нижнего карбона, и перекрывающий чехол орогенных и платформен-
ных отложений перми—нижнего триаса. В центре поля в пределах Герского тектонического выступа платформенный чехол эродирован и породы фундамента выведены на дневную поверхность (фиг. 1).
В фундаменте синклинальные структуры северо-восточного простирания выполнены силурийскими и более молодыми породами, в разделяющих их антиклиналях обнажены породы ордовика. В разрезе складчатой толщи (фиг. 2) на обширной территории рудного поля выдержаны два сближенных горизонта черных углеродисто-кремнисто-глинистых сланцев силура: нижний мощностью 45—60 м и верхний мощностью 10—20 м. Они разделены горизонтом глинистых известняков—доломитов ^2) мощностью 20—40 м. Черные сланцы нижнего горизонта подстилаются мощной сероцветной толщей ордовикских филлитовидных "кожистых" сланцев (03), сменяемых на глубину кварцитовидными песчаниками. Черные сланцы верхнего горизонта перекрыты девонскими карбонатно-глинистыми сланцами нижнего девона ф^, переходящими в глинистые сланцы среднего девона ^2). На последних с размывом залегают верхнедевонские граувакки ^3), перемежающиеся с покровами диабазовых порфиритов (р). Завершает разрез флишоидная алевро-сланцевая серия нижнего карбона (С1).
В карбонатных породах силура и нижнего девона доломит обнаруживает признаки эпигене-тичности по отношению к кальциту. Первичные известняки, по-видимому, подверглись доломитизации на этапе катагенеза пород, либо в связи с внедрением диабазов. Обоим этим процессам не противоречит температура 170—350°С, полученная методом газодинамического анализа проб ме-тасоматических доломитов (Винокуров, Рыба-лов, 1992).
Толща силура—среднего девона на разных стратиграфических уровнях содержит многоярусные силлы позднедевонских диабазов в форме пластовых тел мощностью 5—30 м, местами в виде лакколитов мощностью до 300 м. Среди ордовикских пород в зонах северо-восточных разломов диабазы слагают крутопадающие дайки мощностью до 50—100 м. Диабазы повсеместно автоме-тасоматически изменены — замещены хлоритом, альбитом, доломитом, в эндоконтактах часто пи-ритизированы. На контакте с диабазами вмещающие сланцы подвержены ороговикованию, а кар-
бонатные породы — перекристаллизации и доломитизации. Высказана точка зрения о том, что диабазы в слоистой осадочной толще образуют не интрузивные тела (силлы), а вулканические покровы (Шмонов, 1995). Эта точка зрения противоречит имеющимся фактам, никем более не поддерживается и в дальнейшем нами не учитывается.
Важный элемент геологической структуры фундамента — пологие (0°—20°) гравитационные надвиги с амплитудой перемещения до 1.5—3 км. Надвиги во многих местах обусловливают двух-трехкратное повторение в разрезе горизонтов черных сланцев и диабазов. Все породы слоистой толщи вместе с межпластовыми телами диабазов и надвиговыми поверхностями смяты в сложные линейные и куполовидные складки и слабо мета-морфизованы. Метаморфизм пумпеллиит-пре-нитовой фации на глубоких горизонтах доходит до хлорит-эпидотовой ступени фации зеленых сланцев (Омельяненко, 1978). Глинистая составляющая пород перекристаллизована в гидрослюды, серицит и хлорит, кремнистая — в микрокварцит, первичное органическое вещество сапропелевого типа — в углеродистое керит-антраксолитовое. Пирит в породах, включая диабазы, образует рассеянные метакристаллы и конкреции. Региональный метаморфизм и окончательное формирование складчатой структуры фундамента связываются с судетской фазой тек-тогенеза 330—320 млн. лет назад (Рыбалов, 1965; Крупенников, 1969).
В зонах надвиговых и других соскладчатых разломов распространены позднеметаморфогенные кальцит-кварцевые жилы мощностью 0.05—1 м и протяженностью до десятков метров. Температура гомогенизации включений в жильном кварце достигает 300°С (В.И. Бондаренко и др., 1979 г.). Концентрации каких-либо металлов в кальцит-кварцевых жилах не установлены, а содержание урана в них меньше, чем во вмещающих породах.
Дайки слюдяных лампрофиров (керсантитов, редко — минетт) мощностью до 5 м встречаются в зонах северо-восточных и меридиональных разломов. Дайки пересекают все складчатые породы и кальцит-кварцевые жилы. Лампрофиры обладают высоким первичным содержанием ТЬ (0.009-0.014%) и и (до 0.01%). По биотиту К-Аг-методом получен возраст 300 ± 10 млн. лет (Б.Л. Рыбалов и др., 1969 г.). Он синхронен с вулканизмом вестфальского времени, проявленным
Фиг. 1. Геологическая схема Роннебургского урановорудного поля.
Составили: И.Ф. Градовский, Ю.В. Бартенев, А.В. Болонин, А.Ф. Зима (1980, 1990 гг.), с использованием материалов: Р.М. Булыгина, В.М. Бычкова, Х. Ланге, В.И. Малышева, В.Г. Пахомова, В.А. Петрова, Б.Л. Рыбалова, А.А. Склярова, Ю.Д. Филоненко, Х. Шуровского, В.Д. Чекушкина.
1 — породы ордовика; 2 — породы силура—девона—нижнего карбона; 3 — урановые рудоносные зоны; 4 — контур отложений нижней перми (P1) (красного лежня); 5 — контур отложений верхней перми (P2) (цехштейна) — нижнего триаса; 6 — разломы в складчатом фундаменте; 7 — целик г. Роннебург.
(в)
БОЛОНИН, ГРАДОВСКИЙ (а)
Молодая кора выветривания
Пермское площадное окисление пород
В «
Запасы урана,
отн. %
0 35 ........
+50 м 0 м -50 -100 -150 -200 -250 -300 м
P
Y т
Ti P2
v —
Pi
Pi
Ci
D3
D2
Di
Si
Si e
Si
(б)
Содержание, мас. % Запасы
Сорг FeS2 Карбонатыурана^ р отн.%
0 7 0 70 60 0 30 ....... .......
— — 0 м-
O3 -30
\ S . .
N
Ч/
е и к с - N ✓ . \ ч/ „ \ * ,, -60 -90 м
к ^ н 'CT Q ал Г*Ч
т о ие S1
ре b ч S m та ар рд то Сп ны яв 8 а сто сд
ао Рч С
Фиг. 2. Стратиграфическая колонка (а), среднее содержание в породах С0рг , FeS2, карбонатов, распределение запасов урана по стратиграфическим подразделениям (б) и относительно нижней границы площадного покраснения пород (в).
Стратиграфические подразделения: О3 — филлиты верхнего ордовика, $1 — углеродистые кремнисто-глинистые сланцы нижнего силура, в — силлы диабазов, $2 — глинисто-карбонатные породы среднего силура, $3 — углеродистые глинистые сланцы верхнего силура, Dl — карбонатно-глинистые сланцы нижнего девона, D2 — глинистые сланцы среднего девона, Dз — граувакки и покровы диаб
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.