Глава 2. Аргиллизиты докембрия (стр. 7 )

Графитизация (обуглероживание) – следующий характерный процесс для березитов района, тоже проявившийся дифференцированно – с локальными привносом или выносом углеродистого вещества.

Восстановление рудных элементов могло быть обусловлено участием в составе флюидов газов, обладающих этой способностью – CH4, H2S (Коржинский, 1980; Лавёров и др., 1983) и образующихся при разложении в условиях гидротермального метасоматоза больших объемов углеродистого вещества (в нашем случае – графита).

Углерод активно перераспределялся в процессе последующих более низкотемпературных метасоматических изменений. На возможность его к миграции указывают литературные источники. Согласно мнению (1989), (1980), углеродистое вещество может отлагаться из гидротерм. (1976), (1973) указывает, что для ряда низкотемпературных месторождений характерно присутствие твердых битумов в рудах. На низкотемпературных месторождениях урана углеродистое вещество играет роль не только его восстановителя при рудообразовании, но и парагенетического спутника первичных минералов урана (или своеобразного жильного минерала), а также агента активного разрушения ранее образовавшихся рудных скоплений (Пеньков, 1989).

Результаты детального исследования антраксолитов, керитов и графита из месторождений рудного поля Карсвелл, Западная Атабаска, подтверждают предположение о восстановлении урана при участии газовых фаз, возникших за счет графита. Образовавшиеся битумы генетически связаны с графитом, и часть из них могла возникнуть при гидрогенизации углерода, а другая при полимеризации легких углеродов на оксидах урана (Landais, Dereppe, 1985; Landais, Dereppe et all., 1993).

На Топорикане, сопровождая процесс кислотного выщелачивания, графит образует минеральные новообразования в массе гнейсов, а выше, в вулканогенно-осадочной толще, углеродистое вещество отлагалось в виде твердых битумов, непосредственно концентрирующих рудные элементы.

Масштабы перераспределения и частичного выноса углеродистого вещества в пределах Топориканской зоны была весьма значительными и охватили объем не менее 0,3 км3. Подобный же механизм «выгорания» графита описывается на месторождениях «типа несогласия» в Канаде, где перераспределение углерода связывается с широко проявленными на границе архея и протерозоя хлоритизацией, серитизацией, гидрослюдизацией (иллитизацией).

Для рудопроявления Конкули отмечается сходный характер перераспределения углерода.

Объекты зоны Широтной во многом похожи на Топорикан и сформировались, вероятно, одновременно. Спецификой зоны является: 1)контроль зоной разломов, заложившихся вдоль северной границы Улканского плутона; 2)проявленность в породах разных типов, включая интрузивные, 3)широкое развитие жильных образований, в том числе рудоносных, 4) ярко выраженная золотая специализация метасоматитов и гидротермалитов.

Объект Конкули более своеобразен. Примечательными особенностями гидротермальных процессов являются интенсивная предрудная карбонатизация и развитие хром-ванадиевых слюд. По минералогическим особенностям, руды Конкулинского объекта близки рудам уран-ванадиевых месторождений в Онежском прогибе.

Аргиллизитовые метасоматиты

Проявления аргиллизации в вулканитах. Согласно литературным источникам, аргиллизиты с редкоэлементной рудной специализацией крайне редки. Что же касается зон другого (первого) типа, то их принадлежность к низкотемпературной уран-молибденовой рудной формации не вызывает сомнений, о чем говорят все геологические, минералогические и геохимические признаки. Имеющийся в наличии обширный литературный материал (Власов и др., 1966; Волостных, 1972; Гидротермальные…, 1978; Омельяненко, 1978, Ситников и др., 1991, Locardi, 1985 и др.) по низко-среднетемпературным месторождениям, связанным с формацией аргиллизитов, позволяет говорить о принципиальной сопоставимости описанных рудных объектов с приведенными в литературе. Отметим, что большая часть из них образовалась в эпохи тектоно-магматической активизации (ТМА), тяготеет к вулканическим депрессинным структурам на метаморфическом фундаменте, образуется на глубине 0,1-1,0 км от земной поверхности (Котляр, 1968), локализуется вдоль линий крупных тектонических нарушений в породах кислого состава часто с повышенной щелочностью и генетически связана с завершающими стадиями проявления кислого вулканизма. Для описываемого случая сохраняются все признаки, кроме последнего – возраст оруденения (табл. 22) и возраст магматических пород (Гамалея, 1968) существенно отличаются. Соответственно, подвергшиеся интенсивной тектонической переработке вулканиты можно рассматривать только как благоприятную для метасоматоза и рудогенеза вмещающую среду.

Сравнение околорудный изменений с другими, приводимыми в литературе и имеющими более молодой возраст, тоже позволяет наметить множество параллелей. Так же как и в описанном в настоящей работе случае, набор аргиллизитовых минералов, участвующих в строении зон вулканогенных околорудных изменений, может варьировать от каолинита (Рехарский, 1973) до смешанно-слойных (Волостных, 1972) и гидрослюды (Гидротермальные…, 1978). Обычным является наличие гематита и флюорита (Баранов, 1962; Волостных, 1972; Каблуков и др., 1960; Смирнов и др., 1981), которые появляются в заключительные стадии процесса. По типу метасоматической зональности рудные объекты участка «Западный» сходны с проявлениями молибдена округа Мерисвейл, США. Для вулканогенных оруденелых аргиллизитов фанерозоя характерен такой же геохимический парагенезис, как и для зон первого типа на участке «Западный» (U-Mo-Ag-As) (Власов и др., 1966; Гидротермальные…, 1978).

К своим, специфическим особенностям проявления метасоматоза на участке можно отнести яркую ниобий-тантал-редкоземельную специализацию гематитизированных аргиллизитов (зоны второго типа).

Проявления Ta, Nb среди аргиллизированных и гематитизированных пород отмечаются и в северной части Южно-Учурского грабена.

По литературным источникам (Гавриленко и др., 1986), для гидротермальных образований, формировавшихся при низких и средних температурах, литофильные редкие элементы не характерны. Для большей их части при процессах березитизации и аргиллизации типичны или рассеяние и деконцентрации, или индифферентное поведение (Плющев и др., 1985). Тем не менее, в некоторых случаях отмечается некоторое увеличение (в 3-5 раз относительно фона) Y, Yb, Ce, La в низкотемпературных гидрогенных месторождениях (Кравченко и др., 1991) и Th в близповерхностных гидротермальных системах (Ермолаев и др., 1978), связанных с их аккумуляцией в труднодиагностируемых сорбционных комплексах и с адсорбцией гидроокислами железа. Иногда с березитовыми и аргиллизитовыми метасоматитами в вулканитах кислого состава с повышенной щелочностью может быть связана иордизит-циркелитовая минерализация (Рехарский, 1973). При этом молибден, цирконий образуют рудные концентрации, халькофильные и некоторые редкие элементы, в том числе Y и Nb – повышенные.

Высокие концентрации Ta, Nb могут объясняться их перераспределением в вулканогенной толще с обогащением этими элементами зон изменений в заключительные этапы аргиллизитового процесса (при гематитизации). При этом не исключается участие механизма латеральной секреции. Отмечается, что аномальными концентрациями этих элементов отличаются слабо измененные и фельдшпатолитизированные вулканические породы (в том числе субвулканических и экструзивных фаций), и особенно среднего состава с повышенной щелочностью. Расположенная в западной части структуры вулканическая постройка, сложенная трахитовыми, трахиандезитовыми лавами и вулканокластическими породами аналогичного состава, характеризуется содержаниями ниобия в 150-200 г/т, тантала – 20-50 г/т. В трахириолитах их содержания уменьшаются, оставаясь аномальными (соответственно 100 и 10 г/т). В эффузивных породах содержание Nb, Ta больше, чем в их интрузивных аналогах (силах и субвулканических телах сиенитов), что является распространенным для этих элементов явлением (Кузменко, 1972).

Обширные линейные ореолы гематитизации, длина которых может достигать нескольких километров, должны были сформироваться в специфических условиях, характерных для низкотемпературных рудогенных систем (Шмариович и др., 1991). Обильное выпадение в осадок оксидов трехвалентного железа, карбонатов Ca и Mg (1970) объясняет снижением фугитивности двуокиси углерода и соответственно возрастанием щелочности поровых растворов зон тектонических нарушений.

Все вышесказанное позволяет считать гематитизированные аргиллиты новым нетрадиционным типом тантал-ниобиевого минерального сырья. Дополним при этом, что (1972) утверждает, что все месторождения этих металлов связаны с интрузивными породами, а месторождения, связанные с вулканическими образованиями, неизвестны. В нашем случае, оруденение размещается в вулканических породах, а значительный отрыв по возрасту времени образования магматических пород и руд не дает возможности связывать последние с интрузивным магматизмом.

Нельзя исключить, что на глубине зоны аргиллизации могут перейти в зоны березитизации с ниобиевым оруденением. Свидетельством тому может служить наличие в глубоких эрозионных врезах в пределах участка березитизированных пород – даек фельзитов (в минеральном парагенезисе – кварц, серицит, пирит, арсенопирит) с высокими (до 0,1-1%) содержаниями ниобия. В пределах Бириндинской ВТС встречены грейзенизированные породы (дайки кислого состава), обладающие аномальными концентрациями ниобия.

Для аргиллизитов Элгэтэйского рудного поля характерно заметное преобладание кварц-иллитовых аргиллизитов, что предполагает устойчивый в пределах всего вулканогенного поля состав изменяющих рудосопровождающих растворов.

Обращает на себя внимании сосуществование в пределах зон минералов, обычно образующихся в различных условиях кислотности-щелочности среды: каолинита (краевые части зон), гидрослюды и жильных минералов (тыловые зоны). Это может свидетельствовать о том, что зональности может быть наложенной (тропохронной), отражающей общий эффект дорудных, рудосопровождающих и послерудных изменений. По мнению (1972), наложенная зональность встречается гораздо чаще, чем синхронная, при этом возникновении гидрослюд свидетельствует о повышении щелочности среды минералообразования. Последнее утверждение оспаривается с соавторами (1969, 1974), на основании экспериментальных данных доказывающим, что серицит и гидросерицит представляют собой продукты разложения полевых шпатов при пониженных значениях pH среды.

Исследование взаимоотношений березитов и аргиллизитов докембрия в вертикальном разрезе свидетельствует, что эти метасоматиты образуют единый переходный ряд (рис. 34). Снизу вверх сменяют друг друга березиты, березиты гидрослюдистой фации и аргиллизиты. Последние прослеживаются и через осадочный платформенный чехол, широко развиваясь в красноцветных песчаниках гонамской свиты. Согласно многочисленным литературным источникам и наблюдениям автора в других регионах, такие переходы метасоматитов, образующихся обычно при кислотном выщелачивании пород, являются широко распространенным природным явлением. Смена минеральных парагенезисов происходит обычно в связи с падением температуры изменяющих растворов по латерали или вертикали.

В аргиллизитах выделяются подзоны, снизу вверх:

1) гидрослюдистая (могут встречаться также монтмориллонит, смешанно-слойные, гематит, гидроокислы железа). Эта подзона характерна для нижней части вулканогенного разреза;

2) каолинит-гидрослюдистая (могут встречаться смешанно-слойные, в измененных осадочных образованиях – адуляр, гипс, ярозит, углеродистое вещество, хром - и ванадийсодержащие гидрослюды, тонкокристаллический апатит и барит). Эти изменения типичны для верхней части вулканогенного разреза и нижней части осадочного чехла;

3) каолинитовая (может встречаться лимонит). Распространена в верхних горизонтах гонамской свиты.

Другая заметная тенденция – увеличение содержаний кварца (повышение кислотофильности) снизу вверх, что отмечают для аргиллизитов и другие авторы.

Кроме иллитизации, общими процессами, как для березитов, так и аргиллизитов, являются окварцевание и карбонатизация.

Силицификация (окварцевание может проявиться в разной степени, и иногда интенсивное окварцевание в одних частях зон может смениться выносом кварца в других.

Карбонатизация обычна для ряда описанных выше объектов (Топорикан, Конкули, Адаргай) – на Конкули непосредственно дорудной, на других – синрудной или сопровождающей оруденение. Углекислый метасоматоз такого рода широко проявляется в урановорудных и золоторудных районов складчатых поясов и щитов и характерен, по мнению (2002) для приразломного амагматического типа гидротермальных объектов.

Аналогии. По мнению автора и некоторых других отечественных (Горошко, Гурьянов, 2006; Молчанов, 2001, Молчанов, 2004) и зарубежных (Б. Пати, М. Пажель) исследователей, по типу околорудных изменений и другим особенностям (структурное положение, особенности размещения и морфология рудных тел, возраст и т. д.) рудные проявления района аналогичны зарубежным рудным объектам «типа несогласия» (МТН) на других платформах и щитах (Австралийском, Балтийском щитах, Индийской платформе) и особенно Канадским месторождениям (впадины Атабаска и Телон), характеризующимися уникальными по запасам и качеству руд (U, Ni, Co c Au, Cu, Ag, Мо и др.) параметрами

Рис. 34. Схематическая блок-диаграмма, показывающая особенности проявления аргиллизации и березитизации в восточной части Алданского щита: левая часть – район Адаргая, центральная часть – район Элгэтэ, правая часть – район Топорикана.

1 – гонамская свита, красноцветные кварц-полевошпатовые песчаники, частично косослоистые, 2 – бириндинская свита, гравелиты и конгломераты, 3-7- элгэтэйская свита: 3 – трахиты, трахиандезиты, их игнимбриты, 4 – трахириолиты, 5 – туфы трахириолитов, 6- игнимбриты риолитов, 7 – трахидациты, трахириодациты, 8 – улкачанская свита, диабазы, 9 – топориканская свита, олигомиктовые песчаники, 10 – тырканская свита, гнейсы графит-биотитовые, амфиболиты, 11-15 – интрузивные и экструзивные образования: 11 – диабазы, 12 – сиениты, 13 – сиениты, 14 – субщелочные гранит-порфиры, 15 – архейские граниты, 16 – наиболее крупные разломы, 17 – крупные разломы, 18 – березиты, 19 – березиты гидрослюдистой фации, 20- аргиллизиты, 21 – ореолы окварцевания.

(Билибина 1985; Додсон и др., 1976; Лаверов и др., 1986; Mikhailov, Afanasieva, 2005, Шувалов и др., 1984). Руды отличаются богатыми содержаниями и простой технологией извлечения полезных компонентов. Выявление месторождения такого типа является крайне важной задачей, имея в виду быстро истощающуюся сырьевую базу урана в России. Ниже приводится, в качестве доказательной базы принадлежности объектов АСЩ к «несогласному типу», сравнительный анализ зарубежных месторождений «несогласного» типа и проявлений востока АСЩ.

Структурное положение, литологические особенности локализации и морфология метасоматических залежей. Главной особенностью «несогласного типа» месторождений является размещение вдоль границ региональных структурно-стратиграфических несогласий архейских и протерозойских толщ, отчетливо выраженный стратиграфический, литологический и структурный контроль оруденения (Tona et. al, 1985; Bruneton, 1993; Пакульнис, Шумилин, 2005; Крупенников и др., 1986 и др.), с размещением рудных тел над графитсодержащими «проводниками» (Bruneton, 1993; Saracoglu et al., 1983 и др.). Эпицентр изменений располагается в области выхода рудоконтролирующего разлома в фундаменте на поверхность несогласия. Вверх и вниз от этой поверхности интенсивность изменений убывает (Пакульнис, Шумилин, 2005).

Месторождения размещаются в сложно построенных зонах щитов, иногда осложненных субпологими разрывными нарушениями (район впадин Телон и Атабаска Канадского щита, Улканский и Учурский прогибы АСЩ). Рудоконтролирущими для позднепротерозойского оруденения являются реанимированные разломы раннепротерозойского заложения (Пакульнис, Шумилин, 2005). Рудные залежи часто локализуется в относительно пологих зонах дробления, трещиноватости и брекчирования, нередко имеющих субсогласный междуформационный и послойный характер (Вольфсон, 1978). Рудолокализующими также являются и крутопадающие разломы, выраженные мощными зонами тектонического кливажа и брекчирования (Tona et. al., 1985).

Часть оруденения на Канадском щите размещается в кристаллическом фундаменте, представленным гранитизированными гнейсами и сланцами разного состава (преимущественно гранат-биотитовыми графитсодержащими гнейсами афебия группы Волластон). Среди метапелитовой пачки выделяется горизонт «аугеных» гнейсов, обогащенных пиритом и графитом, контролирующих оруденение (Wallis et al., 1983). Аналогично, большая часть проявлений востока Алданской ГГО приурочена к Улкано-Учурскому палеорифту северо-западого простирания, выполненному графитсодержащими гнейсами (тырканская, альванарская, гивунская, геканская свиты) с содержаниями графита 1-15%, иногда до 60%.

Коры выветривания, аналогичные по составу (хлорит, гематит, иллит, каолинит) по метаморфическим породам распространены как в юго-восточной части АСЩ (район рудопроявления Топорикан), так и в урановорудном районе Атабаска. По мнению некоторых исследований (Wallis et al., 1983) коры палеовыветривания впадины Атабаска являются результатом наложения диагенетических преобразований на почвенный профиль латеритного типа. Коры выветривания востока АСЩ тоже изменены, а коры предрифейского возраста (район Учурской впадины) значительно калишпатизированы в результате наложенных процессов.

В составе рудовмещающих слоистых толщ могут присутствовать вулканиты. На Канадском щите, в составе стратифицированных толщ восточной (рудоносной) части впадины Телон присутствуют вулканиты контрастной серии (от риолитов до базальтов) позднего афебия формации дьюбонт (Fuchs et. al, 1989; Лаверов и др., 1983). Поля их выходов примерно соответствуют по площади Улканскому прогибу. На Австралийском щите (район Саут-Аллигейтер) месторождения приурочены к зоне разломов в прибортовой части прогиба, выполненного вулканогенными (преимущественно кислого состава) и осадочными образованиями. Оруденение локализуется в стратифицированной толще и фундаменте, который сложен углеродистыми сланцами (Додсон и др., 1976, Лаверов и др., 1983).

Терригенные красноцветные отложения Учуро-Майского прогиба (конкулинская, гонамская и адаргайская свиты), впадины Атабаска (формация Атабаска) и геосинклинали Пайн-Крик в Северной Австралии (формация Комболджи) являются по петрографическим признакам близкими аналогами. Их объединяют красный и темно-розовый цвет, кварц-калишпатовый состав, небольшое количество глинистых минералов, наличие конгломератов в базальных горизонтах, присутствие гематита и гидроокислов железа, одинаковые акцессорные минералы (циркон, монацит, турмалин, апатит)(Komninov, Sverjensky, 1996). Возраст образования песчаников формации Атабаска определен в млн. лет (Bruneton, 1993;Tona et all, 1985), гонамской свиты АСЩ – млн. лет (Гаррис, 1964).

Возраст оруденения. Возраст первых фаз изменений и оруденения по изотопно-свинцовым данным составляет 1млн. лет (Alexandre P., Kyzer, 2005), последующих , , 900 и 300 млн. лет, которые являлись этапами переотложения или дополнительного рудообразования (Jefferson, Pamaekers, 2005 и др.). Основная масса руд образовалась в интервале млн. лет (Philipe et. al. 1983; Tona et. al, 1985; Paquet et. al, 1993 и др.).

Близкие возраста получены по светлым слюдам K-Ar методом. Для месторождений Атабаски они составляют (Percival et. al, 1993) и 1390 (Philipe et. al, 1993) млн. лет; Rb/Sr методом для впадин Атабаска и Телон - млн. лет (Pagel et al., 1993; Funch et al., 1989). Для Канадского щита предполагается две основные фазы позднепротерозойской отраженной активизации – 1350 и 1050 млн. лет, связанные с магматическими событиями – магматизмом, диастрофизмом гренвильского времени, которые наиболее широко проявились в Гренвильской зоне (Пакульнис, Шумилин, 2005).

По оруденелым породам АСЩ получены сходные возраста: по гидрослюдам рудопроявления Топорикан млн. лет и млн. лет (K/Ar и Rb/Sr методы, лаборатория ВСЕГЕИ).

Петрографический состав и минералогические особенности околорудных метасоматитов. Из слабо проявленных региональных изменений в пределах впадины Атабаска, также как и Учурского прогиба, развивается аргиллизиция и отмечается образование диагенетического фторапатита (Jefferson et. al., 2005).

Основными новообразованными минералами на Канадских месторождениях МТН (Раббит-Лейк, Мидуэй-Лейк, Ки-Лейк и др.) являются гидросерицит, кварц, карбонаты (сидерит, кальцит), хлорит магнезиальный и железистый, сульфиды и битумы (Hasegava et. al., 1990; Baudemont et. al., 1993; Wallis, et. al., 1983; Marlat et. al, 1991; Reyx et. al, 1993; Пакульнис, Шумилин, 2005 и др.). Значительно развиты карбонатизация и гематитизация, а также графитизация (Hoeve, 1978; Казанский, 1988; Лаверов и др., 1983). Отмечается следующая основная особенность изменений: в метаморфических породах интенсивно проявляются хлоритизация и гидрослюдизация, в перекрывающей слоистой толще – окварцевание (непосредственно вблизи рудных тел) и гидрослюдизация. Аналогичные особенности характерны для Топориканского рудопроявления, отчасти – для месторождений зоны Широтной.

Из светлослюдистых широко встречается тонкочешуйчатый гидромусковит (Paquet et. al, 1993), он же гидросерицит или иллит, иногда фуксит. Светлые слюды характеризуются политипами от 1 Md до 1M и 2M (2M1 или 2M2) (Percival et. al, 1993). На австралийских месторождениях района Пайн-Крик светлые слюды образовались в первый этап изменений, ближе к рудным телам развивалась хлоритизация. Перечисленные новообразованные минералы характерны и для проявлений востока АСЩ.

Хлорит железистый и, преимущественно, магнезиальный широко проявляется как на Канадских (Сигар-Лейк, Сью, Ки-Лейк, Доминик-Питер и др.), так и на Австралийских месторождениях МТН, развиваясь преимущественно в метаморфических породах (Пакульнис, Шумилин, 2005). Из проявлений такого типа АСЩ хлорит более всего характерен для Топориканского рудопроявления. Во всех случаях процесс сопровождался привносом магния и воды и выносом щелочей.

Иногда на зарубежных месторождениях МТН отмечаются новообразования других минералов – турмалина-дравита (Paquet, 1993), лизардита (Komninov et al., 1996), гипса, барита, ксенотима, гаязита (Wallis et al, 1983; Rimsaite, 1977), что отражает местную специализацию рудных растворов. На объектах Учурского прогиба тоже проявлены местные минералогические особенности: в осадочно-карбонатных породах отмечаются лизардит и гипс (Адаргайский и Конкулинский участок), новообразованный циркон (Топорикан).

Окварцевание (силицификация) является характерной чертой Канадских МТН. Этот процесс проявляется неравномерно; иногда силицификация в одной части месторождения сменяется зонами выноса кварца (Baudemont et. al., 1993). Из проявлений АСЩ, окварцевание интенсивнее всего проявлено на рудопроявлении Топорикан (песчаники топориканской свиты интенсивно окварцованы по всему объему).

Явления «выгорания» графита, новообразования «дезорганизованного» углеродистого вещества и глобули твердых бесструктурных битумов, встреченные на проявлениях Топорикан, Конкули, Адаргай, обычны на урановых месторождениях Атабаски и встречаются на других урановых месторождениях мира (Alexandre, Kyzer, 2005; Jefferson, Pamaekers, 2005; Landais et al., 1993 и др.). Предполагается, что урановые минералы осаждаются в результате реакции с ними, а также восстановительными флюидами (сероводород, углеводород), образующимися при разложении углерода. (Hoeve, Sibbald, 1987; Басков, 1976).

Также как на проявлениях Алданского щита, околорудные изменения на МТН на Канадском и Австралийском щитах охватывают большие объемы пород (сотни м3-первые км3).

Главным урановым минералом на всех проявлениях и месторождениях МТН, включая АСЩ, является настуран.

Петрохимия. Как для проявлений АСЩ, на Канадских МТН отмечается интенсивный вынос Na2O, CaO при одновременном увеличении MgO и дифференциации K2O (Bruneton, 1993).

Геохимические особенности. В терригенных толщах, оруденение развивается на фоне повышенных ванадия и фосфора. Определенного рудного геохимического парагенезиса, одинакового доля всех МТН, не отмечается. На одних в рудных концентрациях присутствуют U, Ni, Co (As, Cu, Bi, Мо, Zn) (наиболее крупные месторождения Восточной Атабаски), на других U, Au (Mo, Bi, Te, Se)(структура Карсвелл, западная Атабаска, на третьих только U (впадина Телон и месторождение Макартур), (Tona et al, 1985, Fuchs et al, 1989; Reyx et al, 1993). Тем не менее, можно заметить, что отчетливо дифференцируется и накапливается уран и элементы халькофильной и сидерофильной групп. В любом случае, накапливаются те элементы, на которые специализированы вмещающие породы фундамента и те, которые выносились в ходе диагенетических преобразований из стратифицированных пород. Профилирующими элементами являются U (0.2-36%) и Ni (около 2%)(Marlatt et all., 1991; Dahlkamp, 1978; Пакульнис, Шумилин, 2005).

Аналогичные особенности отмечаются для проявлений востока АСЩ с накоплением широкого круга элементов: U, Mo, Ag (Tопорикан), U, V, Zn (Конкули), U, Ba, Cu, Mn, Mo, Ag (Адаргай). Ni и Co накапливаются в пирите на Топорикане, Ni в герсдорфите на Конкулях.

Морфология рудных тел. На зарубежных месторождениях МТН рудные тела имеют форму пластовых залежей, залежей сложной формы, лент, линз, жил и массивных штокверков; на АСЩ – пластовых тел, линз и жил.

Условия образования и генезис. Вопрос о происхождении месторождений «типа несогласия» до сих пор является предметом широких научных дискуссий в научной литературе, что вполне объяснимо, имея в виду масштабы оруденения и несколько необычные обстановки рудообразования.

В зарубежных работах по МТН рассматриваются три варианта их образования: 1)гидротермальный, с поступлением рудных флюидов из разломных гидротермальных систем; 2)диагенетический, с извлечением рудных компоненов из осадочных толщ в условиях ремобилизации связанной воды с образованием крупных гидротермальных систем с последующим осаждением рудных элементов в трещинах и в зоне несогласия в восстановительной обстановке (Alexandre P., Kyzer, 2005); 3)полигенное происхождение, с образованием руд из смешивающихся растворов – кислых, циркулирующих в песчаниках и реголитах и выщелачивающих металлы, и гидротермальных восстанавливающих, поступающих из разломов фундамента (Wallis et al, 1983; Ypma, Fuzikava, 1980; Hoeve et al., 1978).

Источниками рудных элементов могли быть: 1)специализированные на уран гранитоиды, пегматиты и мигматиты AR и PR с рассеянной урановой минерализацией (Fuchs et al., 1989); 2)метаморфические породы, особенно графитсодержащие с урановыми проявлениями с возрастом около 1760 млн. лет (Koeppel, 1968); 3) вулканиты кислого состава формации Дьюбонт (впадина Телон, Канадский щит) и основания формации Комболджа (Австралийский щит) (Fuchs et al., 1989; Aures, Eddington, 1975), песчаники платформенных прогибов (Пакульнис, Шумилин, 2005). Определяющим является мнение, что для месторождений Канадского щита источником растворов являлись красноцветные песчаники протерозоя, и что окислительные по железу рассолы из базальных горизонтов впадины глубоко проникали в основание впадины (Cuney, Brouand et all., 2003).

Для АСЩ, можно предполагать полигенный характер рассмотренных выше источников и растворов. Во-первых, метаморфические графитсодержащие породы и архейские гранитоиды в зоне Улкано-Учурского разлома, в пределах которой локализуется основная масса проявлений, обогащены U, V, As, Co, Cu, Ag, Mo. В отдельных случаях (Топориканское рудопроявление) отмечается вынос элементов из этих метаморфических пород в верхние горизонты с их локализацией на уровне ССН и в разломах.

Во-вторых, отмечается заметный объемный вынос ряда элементов (например, для Ba 130 г/т, U более 1г/т) из горизонтов песчаников Учурской впадины (объем измененных пород – десятки и возможно, до первых сотен км3). Расчет показывает, что из каждых 10км3 вынос, например, урана должен был составлять не менее 25000 тонн. В целом, поток флюидов был направлен от периферических частей прогибов к центральным. В благоприятных обстановках (вблизи участков фундамента, обогащенных графитом, в нарушенных зонах, зонах ССН и структурных «ловушках» – например, в Адаргайской мульде или брахисинклинали) выщелоченные элементы накапливались с образованием рудных концентраций.

О том, что гидротермальные бассейны существовали на разных горизонтах (но преимущественно, нижних) Учурской впадины и Амуликанского грабена, свидетельствуют геологические исследования. Гидротермальное преобразование песчаников с потерей их первичных красных окрасок наблюдается на площадях, охватывающих сотни квадратных километров. Нижней его границей служило ССН, но иногда (в нарушенных зонах) отмечается проникновение участков выщелачивания в нижележащие метаморфические породы. Непосредственно вблизи ССН в породах фундамента и в базальных горизонтах терригенных толщ, отмечается горизонт гематитизации, куда «оттеснялись» железо и другие основания. О температуре погребённых гидротерм в определённой мере можно судить по температуре образования метасоматического барита Адаргайской площади (около 120°).

Области, сложенные проницаемыми терригенными образованиями (Учурский прогиб, часть Учуро-Майского и Амуликанского) представляли собой зоны свободного водообмена, о чем говорит объемная аргиллизация пород. Ниже погребенные поверхности выравнивания и зона ССН фиксировали положение древнего водоупора и регионального базиса эрозии. В зонах разгрузки подземных вод (зоны разломов и надвигов) проявлялись метасоматические образования и гидротермалиты (Адаргай, Конкули и др.).

Околорудные изменения Атабаски образовались при температуре выше 120°, в основном 200-240°, при участии высококонцентрированных углекислотных хлоридных растворов. Во включениях из жильного кварца из рудоносных зон отмечаются углекислый газ, углекислота, метан, этан (Jefferson, Pamaekers, 2005; Pagel et al., 1980; Pagel, 1975). В пределах АСЩ, температуры образования околорудных метасоматитов варьировали от 120 до 300°.

Миграции растворов могло способствовать синхронная магматическая активизация с внедрением дайковых комплексов (диабазов с возрастом млн. лет в районе впадины Атабаска (Hoeve, Sibbald, 1987), синрудных субщелочных базальтов гарындинского комплакса в пределах Учурского и Улканского прогибов с возрастом образования около 1350 млн. лет (Кириллов, 1993).

О вероятной формационной принадлежности протерозойских светлослюдистых метасоматитов

Материалы, изложенные в предыдущих разделах (части 1 и 2 отчёта) дают основание предположить, что березиты и аргиллизиты докембрия, несмотря на некоторое подобие в минеральном составе с аналогичными породами фанерозойского возраста, по многим другим признакам заметно отличаются от последних.

(1978) к статистически устойчивым признакам, которыми характеризуются метасоматические формации, относит:

1) место в истории геологического развития района;

2) наличие или отсутствие связи в связи с определенным типом магматизма;

3) особенности минерального и химического состава;

4) металлогеническую и геохимическую специализацию;

5) условия локализации и закономерности строения метасоматических тел.

Пользуясь вышеописанными признаками, рассмотрим признаки подобия и отличия докембрийских и фанерозойских светлослюдистых метасоматитов.

Возраст образования докембрийских светлослюдистых и глинистых метасоматитов Канадского, Австралийского и Алданского щитов определен в млн. лет. Этот возраст соответствует гренвильскому диастрофизму, интенсивно проявившемуся на Канадском щите. Для фанерозойских метасоматитов отмечается несколько периодов их образования (табл. 28), соответствующих каледонскому, герцинскому, альпийскому и неотектоническому диастрофическим циклам.

Таблица 28

Обобщенные характеристики докембрийских и фанерозойских метасоматитов.

Характеристики метасома- титов	Докембрий- ские аргиллизиты	Докембрий- ские березиты	Фанерозой- ские аргиллизиты	Фанерозой- ские березиты
Возраст, млн. лет	млн. лет. Верхний протерозой (нижний, средний рифей), гренвильский диастрофизм	380-350, 320-250, 150-50,15-1 млн. лет. Фанерозойский (каледонский, герцинский, альпийский, неотектонический диастрофические циклы)
Структур-ное положе- ние	Зоны региональных структурно-стратиграфичес- ких несогласий, платформенные впадины, эоплатформенные прогибы, зоны разломов и надвигов	Зоны надвигов, зоны региональных структурно-стратиграфичес- ких несогласий, зоны разломов в фундаменте и в стратифициро- ванных толщах	Вулканические пояса, вулканические впадины, кальдеры, экструзивные купола	Интрузивные купола, корневые части вулканических структур, дайковые пояса
Связь с магматиз- мом	Не установлена	Парагенетическая с дайками базальтоидов повышенной щелочности	Тесная генетическая связь с экструзиями, субвулкани-ческими интрузиями кислого и умеренно-кислого состава.	Тесная генетическая связь с интрузиями кислого и умеренно-кислого состава
Мине- ральные парагене зисы	Кварц, смешанно-слойные глинистые минералы, каолинит, монтмориллонит, гидросерицит (иллит), ректорит, гидробиотит, углеродистое вещество	Кварц, серицит, гидросерицит, железо-магнезиальные карбонаты, пирит, углеродистое вещество	Кварц, каолинит, монтмориллонит, смешанно-слойные минералы, гидросерицит, селадонит	Кварц, серицит, гидросерицит, железо-магнезиальные карбонаты, пирит.
Темпе- ратура образоваания, оС, состав флюида	50-220, водные растворы хлоридов K, Na, Mg, Fe(±CO2) с концентрациями 0-22% NaCl экв.	150-300, водные растворы хлоридов Na, Mg, Fe(±CO2) с концентрациями 5-20% NaCl экв.	50-220, водные растворы K, Na, Mg, Fe.	150-300, водные растворы K, Na, Mg, Fe.
Источ- ники растворов	Метаморфогенные и метеорные флюиды из вмещающих метаморфических, вулканогенных, терригенных и карбонатных пород	Метаморфогенные и метеорные флюиды из вмещающих метаморфических, вулканогенных, терригенных и карбонатных пород	Магматогенные флюиды из экструзивных и субвулканических пород	Магматогенные флюиды из интрузивных пород.
Геохими- ческая специа- лизиция	Литофильная, сидерофильная, халькофильная	Литофильная, сидерофильная, халькофильная	Халькофильная и литофильная, как у экструзивных и субвулканических пород	Халькофильная и литофильная, как у интрузивных пород
Рудная специ- ализация	Mn, Сu, Ag, Ba, Mo, F, Be	U, Ni, Co, Mo, Ag, Au, Se, Te, V, Zn, Cu	Au, Ag, Hg, Sb, U, Mo, F	Au, Ag, Cu, Pb, Zn, Bi, U

Связь с магматизмом. Фанерозойские метасоматиты всегда генетически связаны с магматическими образованиями преимущественно кислого состава и характеризуются тесной пространственной с ними связью. Для докембрийских гидротермально-метасоматических образований такой связи не установлено. Она может иметь парагенетический характер. Доказано, что гидротермальной активности предшествовал редуцированно проявленный основной магматизм, способствовавший генерации термальных вод. В свою очередь, эти гидротермы выщелачивали элементы из окружающих пород (кристаллического фундамента, терригенных толщ).

По особенностям минерального и химического состава, фанерозойские и докембрийские метасоматиты достаточно близки, характеризуются сходными парагенезисами и одинаковым поведением основных петрогенных окислов. К специфике докембрийских образований может быть отнесено большее участие углерода, присутствующего в измененных породах в виде графита и твёрдых битумов.

Металлогеническая специализация. Фанерозойские березиты и аргиллизиты специализированы на уран и ряд халькофильных элементов, докембийский – на более широкий круг элементов (всего 15), включающий элементы сидерофильной, халькофильной и сидерофильной групп.

Условия локализации и закономерности строения метасоматических тел. Фанерозойские околорудные метасоматиты контролируются разломами разных порядков, локализуются в виде линейных тел, часто крутопадающих, вблизи магматических тел. Докембрийские образования локализуются в зоне ССН, в зонах надвигов и в крутопадающих разрывных нарушениях. Образуют пластовые залежи и крутопадающие линейные тела.

Таким образом, фанерозойские и докембрийские метасоматиты характеризуются признаками сходства преимущественно по вещественному составу, но и здесь отмечаются специфические отличия.

Всё вышесказанное свидетельствует о вероятной формационной самостоятельности дофанерозойских березитов и аргиллизитов докембрия, для которых автором предлагаются названия «березиты докембрия» и «аргиллизиты докембрия» (Кириллов, 2000, 2001).

ЛИТЕРАТУРА ПО РАЗДЕЛУ (Главы 2,3)

, , Гладышев изменения на урановом месторождении//Геология рудных месторождений. 1962. №6. С. 33-45. Басков анализ при металлогенических исследованиях. Л.: Недра, 1976, 199с. Билибина проблемы металлогении и тектоники докембрия//Советская геология. 1985. №6. С. 19-34. Борисенко АС. Изучение солевого состава растворов газовожидких включений в минералах методом криометрии//Геология и геофизика. 1977. №8. С.16-27. , , и др. Геология месторождений уран-молибденовой рудной формации. М: Атомиздат. 19с. Виноградов вопросы изучения источников рудного вещества по изотопным данным/Проблемы геологии минеральных месторождений, петрологии и минералогии. М.: Наука, 1969. Т.1. С. 66-79. Волостных и оруденение. М.: Недра 19с. , Сахонёнок геохимии редких литофильных металлов Л.: Изд. ЛГУ. 19с. Об абсолютном возрасте гранитоидов Улканского плутона // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1968. №2. С. 35-40. Гаррис шкала верхнего протерозоя (рифей и венд)/Абсолютный возраст геологических формаций. МГК. Докл. сов. геол. Проблема 3. М.: Наука, 1964. C. 431-455. Гидротермальные месторождения урана / Ред. , , М.: Недра, 19с. , Кириллов данные по абсолютному возрасту редкометального оруденения юго-восточной части Алданского щита/Труды ассоциации геологических организаций Дальнего Востока. Хабаровск: Дальнедра, 1992. Вып. 2. С. 66-70. , Гурьянов минерализация зоны предрифейского структурно-стратиграфического несогласия и нижнерифейского платформенного чехла Учуро-Майской впадины (юго-восток Сибирской платформы). Тихоокеанская геология. 2007. Том 26. №6. С. 93-110. , Гурьянов рудообразования, рудовмещающие структуры структуры юго-восточной части Сибирской платформы и вероятность обнаружения крупных и суперкрупных месторождений. В: Тектоника, глубинное строение и минерагения востока Азии. Материалы V-х Косыгинских чтений. Хабаровск, 2006, с. 139-142.

15.  , , Кириллов урана Дальнего Востока России. М., Наука, 20с.

16.  Горошко МВ., Гурьянов ВА. Рудная минерализация зоны предрифейского структурно-стратиграфического несогласия и нижнерифейского платформенного чехла Учуро-Майской впадины (юго-восток Сибирской платформы). Тихоокеанская геология. 2007. Том. 26. №6. С. 93-110.

, , и др. Урановое оруденение в провинции Рам-Джангл-Аллинейтор Риверс, Северная территория, Австралия/Образование месторождений урана. М.: Мир, 1976. С. 564-582. , О низкотемпературной миграции тория в водных растворах // Геология рудных месторождений. 1978. №3. С. 49-56. , Вайсенберг и тантал. Требования промышленности к качеству минерального сырья. Справочник для геологов. М.: Госгеолтехиздат. 1959. Вып. 49. 52с. .Злобин проявления процесса покраснения пород на гидротермальных урановых месторождениях и его значение для концентрации урана/Геохимия и минералогия радиоактивных элементов Сибири. Новосибирск: Наука, 1970. С. 54-71. , , и др. Зависимость минеральных равновесий в системе K2O-Al2O3-SiO2 от температуры и концентрации KCI и HCI в растворе/ Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука. 1969. С. 70-95. , , Потехин диаграмма равновесий гидролиза и гидратация в открытой мультисистеме KCI-HCI-AL2O3-SiO2-H2O при Р = 1000 кг/см2 // ДАН СССР. 1974. Т. 219. № 2. С. 715-717. , Вертепов рассеяния элементов вокруг урановых рудных тел//Геология рудных месторождений. 1960. №2. С. 20-Казанский ВИ. Эволюция рудоносных структур докембрия. М.: Недра. 19с. , Бердников образования рудоносных метасоматитов Улканского прогиба // Тихоокеанская геология, 1991. № 2. С. 104-108. Кириллов кандидатской диссертации «Околорудные изменения в вулканитах Улканского прогиба». Хабаровск.1993. 23с. , В, В, В, Осипов оруденение протоплатформенных прогибов восточной части Алданского щита / Геология и полезные ископаемые Приамурья. Хабаровск, 1999. С. 154-158. Кириллов гидротермалиты Алданского и Канадского щитов как представители формаций докембрийских глинисто-светлослюдистых метасоматитов / Материалы Второго Всероссийского петрографического совещания. Сыктывкар, 2000, с. 178-182. Кириллов Н. В. О формационной принадлежности докембрийских глинисто-светлослюдистых метасоматитов. В: Тектоника, глубинное строение и геодинамика востока Азии. Материалы третьих Косыгинских чтений. Хабаровск, 2001, с. 279-286. , Горошко и стронций в породах юго-востока Сибирской платформы / Вопросы геологии, металлогении, поисков и оценки месторождений Дальнего Востока. Хабаровск. Из-во ДВИМСа, 2002г. С. 95-104. Коржинский метасоматической зональности. М.: Наука, 19с. Коржинский содержаний редких элементов в магматических породах от их щёлочности // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1980. №4. С. 145-147. Котляр и прогноз рудообразования. М.: Недра, 19с. , , Беляков элементы в рудах гидрогенных пластово-инфильтрационных месторождений урана // Геология рудных месторождений. 1991. №4. С. 69-81. , , и др. Геологические структуры эндогенных урановых рудных полей и месторождений. М.: Недра. 19с. Кузменко распределения тантала и ниобия в земной коре / Редкометальные месторождения, их генезис и методы исследования. М.: Наука, 1972. С. 196-209. , , Шумилин месторождения урана. М.: Недра, 19с. , , и др. Основы прогноза урановорудных провинций и районов. М.: Недра, 19с. Молчанов урана щитов Сибирской платформы. Региональная тектоника и металлогения. 2001. №13-14. С. 118-137. Молчанов урана Алданского и Анабарского щитов. Автореф. дис... докт. геол.-минералогич. наук. Санкт-Петербург, 20с. Мотов роль приразломных зон углекислого метасоматоза в складчатых поясах и щитах // Региональная геология и металлогения. 2002. №16. С. 97-104. Набоко современных гидротерм в областях тектоно-магматической активности. М.: Наука, 19с. Омельяненко гидротермальные изменения пород. М. Недра. 19с. , Шумилин урана типа «несогласия» района Атабаска (Канада) // Минеральное сырье. 2005. №с. Пеньков и углеводороды. М.: Наука, 19с. , , и др. Методика изучения гидротермально-метасоматических образований. Л: Недра, 19с. , Шатов и рудоносность гидротермально-метасоматических образований. М.: Недра, 19с. О специфике кристаллохимического поведения циркония, гафния, ниобия и тантала / Редкометальные месторождения, их генезис и методы исследования. М.:Недра, 1972. С. 198-209. Рехарский молибдена в эндогенных процессах. М.: Наука, 19с. , рудного вещества эндогенных урановых месторождений. М.: Наука, 19с. , Павлова зональности гидротермально изменённых пород для выделения метасоматических формаций / Метасоматоз и рудообразование. М.: Недра, 1975. С. 81-91. , , Алексеев оруденение восточной части Охотского массива // Тихоокеанская геология. 1991. №4. С.73-78. И и др. Курс рудных месторождений. М.: Недра. 19с. Тейлор кислорода в минералах гидротермальных месторождений / Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М.: Мир. 1970. С. 101-128. Тугаринов рудного вещества по изотопным данным// Геология рудных месторождений. 1975. №4. С. 30-43. Об источниках вещества при эндогенном рудообразовании / Проблемы геологии минеральных месторождений, петрологии и минералогии. М.: Наука, 1969. Т. 1. С. 32-65. , , Модников околорудной гематитизации на гидротермальных месторождениях урана // Геология рудных месторождений. 1991. №2. С. 3-15. , , Булычёв объекты урановых месторождений и методика их поисков. Л.:Недра. 19с. .Щеглов рудного вещества в областях тектоно-магматической активизации / Источники рудного вещества эндогенных месторождений. М.: Наука, 1976. С. 58-65. Alexandre P., Kyzer K. Geochemistry of Uraniferous Bitumen in the Athabasca Basin, Canada / Uranium Production and Raw Materials for the Nuclear Fuel Cycle/ Extended synopses/ IAEA, Vienna, 2005. P. 245-247.

61.  Aures D. E., Eddington P. J. Uranium mineralisation in the South Alligator river Valley // Mineralium Deposita. 1975. V. 5. №10. P. 27-41.

Baudemont D., Piquard J. P., Ey F., and Zimmerman J. The Sue Uranium Deposit, Saskatchewan, Canada // Exp. Mining Geol., Vol. 2. №3. 1993. P. 179-202. Bruneton P. Geological environment of the Cigar Lake uranium deposit // Canadian Journal of Earth Sciences. V.№4. P. 653-673. Cuney M., Brouand M., Cathelineau M., et all. What parameters control the high grade-large tonnage of the Proterozoic unconformity related uranium deposits? // Uranium geochemistry. International conference. Nancy, 2003. P. 123-126. Dahlkamp F. J. Geological appraisal of the Key-Lake deposits, Northern Saskatchewan. Econ. Geology. 1978. №73. P.. Fuchs H. D., Hilger W. Kiggavik (Lone Gall): an unconformity related uranium deposit in the Thelon basin, Northwest Territories, Canada// IAEA – Tecdoc-5P. 429-454. Hasegava K., Davidson G., Wollenberg P., Yoshimasa I. Geophisical Exploration for Unconformity-Related Uranium Deposits in the North-Easten Part of the Thelon Basin, Norwest Territories, Canada // Mining Geology, 40(P. 83-95. Hoeve J., Sibbald I. I. On the genesis of Rabbit Lake and other unconformity-type uranium deposits in Northern Saskatchewan, Canada // Economic Geology. Vol. 73, №8.1978. P. . Hoefs. J. Stable Isotope Geochemistry. N. Y. Springer-Verlag, 19p. Jefferson C. W., Pamaekers P., Dalaney G., Thomas D. J., Cutts C., Olson R. A. Exploration for Unconformity-Associated Uranium Deposits: Learning from EXTECH IV, Athabasca Basin Multidisciplinary Study, Canada / Extended synopses/ IAEA, Vienna. 2005. P. 84-87. Kirillov V. Ye, Berdnikov N. V, V. A. Guryanov, YANG Zheng-xi. Geological setting and condition of formation of gold-bearing occurrences in the southeastern part of the Siberian platform. Journal of Chengdu university of Technology. Vol. 29. №2. 2002. P. 119-130. Koeppel V. Age and history of uranium mineralization of the Beaverlodge area, Saskatchewan, Canada. Geological Survey of Canada. Paper 67-31, 1968. P. 23-31. Komninov A. and Sverjensky D. A. Geological modeling of the formation of an Unconformity-Type Uranium Deposits // Economic Geology. Vol. 91, 1996. P. 590-606. Landais P., Dereppe J. M. Chemical Study of Carbonaceous Material from Carswell Structure // Carswell Structure Uranium Deposits (Saskatchewan). Geol. Assoc. of Canada. Spec. 1985. Paper 29. P. 165-174. Landais P., Dubessy J., Dereppe J. M., Philp R. P. Characterization of graphite alteration and bitumen genesis in the Cigar Lake deposit (Saskatchewan, Canada)// Can. J. Earth Sci., Vol. P. 743-753. Locardi E. Uranium in acidic volcanic environment/Uranium deposits in volcanic rocks. Vienna. 1985 P. 17-28. ; Marlatt J., McGill B., Vatthews et al. Discovery of the McArtur uranium deposit, Saskatchewan, Canada. IAEA, Technical document. 1991. P.1-24. Mikhailov V. A., Afanasieva E. N. Uranium Potential of Ancient Regional Structural-Stratigrafic Unconformities (SSU) in the Southeast Baltic Shield. Extended synopses. IAEA, Vienna, 2005, p. 268-269. Pagel M., Michard A., Juteau M. and Turpin L. Sm-Nd, Pb-Pb and Rb-Sr systematics of the basement in the Cigar Lake area, Saskatchewan, Canada // Can. J. Earth Sci. 1993. Vol. 30. P. 731-742. Pagel M., Poty B., Sheppard M. F. Contribution to some Saskatchewan uranium deposits mainly from fluid inclusion and isotopic data // Intern. Uranium Symp. on Pine Creek geosyncl. IAEA, Vienna. 1980. P. 639-654. Paquet A., Weber F. Petrographie et mineralogue des halos d alteration autor du gisement de Cigar Lake et leurs relanion avec les minerallisation // Can. J. Earth Sci., Vol. 30, 1993. P. 674-688. Percival J. B., Bell K. and Torrence J. K. Clay mineralogy and isotope geochemistry of the alteration halo at the Cigar Lake uranium deposit // Can. J. Earth Sci., Vol. P. 689-704. Philippe S. Lancelot J. R. Lauer N. and Paquet A. Formation and evolution of Cigar Lake uranium deposit, based on U-Pb and K-Ar systematics // Can. J. Earth Sci., Vol. P. 720-730. Reyx J., Ruhlmann F. Etude metallographique des differentes associations minerales et caracterisation chemique des mineraux uraniferes du gisement de Cigar Lake (Saskatchewan, Canada) // Can. J. Earth Sci., Vol. P. 705-719. Rimsaite J. Mineral assemblages at Rabbit Lake uranium deposit, Saskatchewan: preliminary report. Geol. Sur. Can. Paper 77-1, Part B. 1977. P. 235-246. Saracoglu N., Wallis R. H., Brummer J. J, and Golightly J. P. Discovery of the McClean uranium deposit. In: Uranium Exploration in Athabasca Basin, Saskatchewan, Canada. Geological Survey of Canada. Paper 82-P. 51-70. Tona F., Alonso D., and Svab M. Geology and mineralization in the Carswell structure – a general approach. In: Carswell structure uranium deposits, Saskatchewan. Geological Association of Canada. Special paper 29, 1985. P. 1-18. Wallis R. H., Saracoglu N., Brummer J. J., and Golightly J. P. Geology of the Mc Clean uranium deposits / Uranium Exploration in Athabasca Basin, Saskatchewan, Canada. Geological Survey of Canada. Paper 82-P. 71-110. Ypma P. J.M., Fuzikava K. Fluid inclusion and oxygen isotope studies of the Nabarlek and Jabiluka uranium deposits, Northern Territory, Australia // Intern. Uranium Symp. On Pine Creek geosyncl. IAEA, Vienna, 1980. P. 375-395.