Условия формирования Fe‒Mg метасоматических карбонатов в нижнерифейских терригенно-карбонатных отложениях Южного Урала
- Авторы: Крупенин М.Т.1, Мичурин С.В.2, Шарипова А.А.2, Гараева А.А.1, Замятин Д.А.1, Гуляева Т.Я.1
-
Учреждения:
- Институт геологии и геохимии им. академика А. Н. Заварицкого УрО РАН
- Институт геологии УФИЦ РАН
- Выпуск: № 3 (2019)
- Страницы: 262-277
- Раздел: Статьи
- URL: https://journals.eco-vector.com/0024-497X/article/view/12987
- DOI: https://doi.org/10.31857/S0024-497X20193262-277
- ID: 12987
Цитировать
Полный текст
Аннотация
Fe‒Mg карбонатные метасоматиты в известняках суранской свиты нижнего рифея в Авзянском рудном районе Башкирского мегантиклинория представлены крупными залежами Fe-магнезита (Исмакаевское месторождение) и штоками брейнерита (проявление Богряшка). Метасоматическая зональность выражена изменениями в ряду известняк–доломит–Fe-магнезит (брейнерит). Железистый магнезит содержит до 8 мол. % FeСO3, в брейнерите насыщенность железом варьирует от 10 до 45 мол. % FeСO3. Метасоматический флюид представлял собой рассол хлоридов Ca, Na, Mg с примесью Fe, и был связан с процессами ремобилизации захоронённых в отложениях нижнего рифея эвапоритовых рассолов. Соленость и температура гомогенизации флюидных включений в магнезитах — 20–26 мас. % экв. NаCl и 200–240°C, а в брейнеритах — 10–15 мас. % экв. NаCl и 140–190°C, соответственно. Взаимодействие флюида с терригенными породами в тектонически активной зоне машакского рифтогенного грабена привело к обогащению рассола различными лигандами и накоплению в метасоматических продуктах лантаноидов средней и тяжелой группы. При миграции флюида через известняковую толщу и его остывании, во фронтальной зоне происходило образование Fe-магнезита (Исмакаевское месторождение), а в тыловой зоне, примыкающей к терригенным сланцам — брейнерита (проявление Богряшка).
Ключевые слова
Полный текст
Железисто-магнезиальные карбонаты известны как в докембрийских (рифей Урала, Енисейского кряжа, Канады, Китая), так и в фанерозойских (герциниды Западной Европы, альпиды Северной Африки) глинисто-известковых толщах [Radvanec, Prochaska, 2001; Jiang et al., 2004; Hurai et al., 2008; Prochaska, Krupenin, 2013]. Магнезитовые и сидеритовые руды имеют большое значение для металлургии. Магнезит — основной огнеупорный материал и вяжущее средство для изготовления специальных цементов, сидерит — ценная железная руда. Брейнерит и анкерит являются субстратами для образования гидроксидных железорудных месторождений и минеральных пигментов коры выветривания. Определение параметров метасоматоза, приводящего к образованию железисто-магнезиальных карбонатов, является важным аспектом проблемы формирования эпигенетических карбонатов в осадочных отложениях различного возраста.
На Южном Урале железисто-магнезиальные метасоматиты широко развиты среди рифейских известняков Башкирского мегантиклинория (БМА) — складчатой структуры второго порядка в Уральском орогене. Здесь разрез рифея мощностью более 15 км вскрывается в обнажениях, в отличие от восточной части Русской платформы, где рифейские породы перекрыты мощным палеозойским чехлом [Стратотип…, 1983]. Карбонатные метасоматиты приурочены к отложениям нижнего и среднего рифея, и представлены магнезиальными и железисто-магнезиальными разновидностями [Анфимов, 1997; Крупенин, 1999]. К группе магнезиальных относятся доломиты и магнезиты. Доломиты по условиям образования подразделяются на раннедиагенетические (сформированные в результате доломитизации отложений эвапоритовых бассейнов), метасоматические катагенетические и гидротермальные в жилах. Магнезиты, как правило, бывают заключены внутри метасоматических доломитов. Железисто-магнезиальные метасоматические карбонаты образуются позднее магнезитов [Крупенин, 1999] и включают следующие разновидности: Fe-доломиты и анкериты (доломитовый ряд), Fe-магнезиты, брейнериты, мезититы, сидероплезиты (ряд непрерывного изоморфного замещения магния железом с конечными членами магнезитом и сидеритом). Все вышеперечисленные метасоматиты не имеют пространственной связи с магматическими образованиями региона и не относятся к проявлениям березит-лиственитовой формации, связанной с постмагматическими гидротермально-метасоматическими процессами [Анфимов, 1997]. В данной публикации детально исследованы железисто-магнезиальные карбонаты Авзянского рудного района [Ларионов и др., 2006], приуроченные к суранской свите нижнего рифея. Метасоматиты этого района представлены доломитами и Fe-магнезитами Исмакаевского месторождения, а также брейнеритами проявления Богряшка. Здесь отсутствуют как сидероплезиты, крупнейшие месторождения которых (Бакальские) расположены в северной части БМА [Крупенин, 1999; Кузнецов и др., 2005], так и масштабные залежи анкеритов, широко развитые в авзянской свите среднего рифея БМА. Целью исследования является выяснение природы флюидов и реконструкция физико-химических условий метасоматического образования железо-магнезиальной карбонатной минерализации в карбонатных осадочных толщах.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ЖЕЛЕЗИСТО-МАГНЕЗИАЛЬНЫХ МЕТАСОМАТИТОВ
Fe‒Mg карбонатные метасоматиты приурочены к отложениям суранской свиты типового разреза нижнего рифея западной части Ямантауского антиклинория БМА. Отложения суранской свиты являются стратиграфическими аналогами саткинской свиты, возраст которой составляет 1550±30 млн лет [Семихатов и др., 2009]. Осадочные известняки суранской свиты местами интенсивно доломитизированы. Наиболее крупные зоны метасоматоза обнаружены в нижней карбонатной пачке свиты — миньякской подсвите, выходящей на поверхность в виде субмеридиональной полосы, совпадающей с долиной р. Бол. Авзян (рис. 1).
Рис. 1. Геологическая схема северной части Авзянского рудного района (по [Ларионов, 2003]) и положение Суранского месторождения флюоритов, Исмакаевского месторождения Fe-магнезитов и проявления брейнеритов Богряшка.
1–6 — отложения нижнего рифея, свиты: 1 — большеинзерская, 2, 3 — суранская (2 — миньякская подсвита, 3 — бердагуловская и ангастакская подсвиты), 4 — саткинская, 5 — бакальская, 6 — юшинская; 7–10 — отложения среднего рифея, свиты: 7 — машакская, 8 — зигальгинская, 9 — зигазино-комаровская, 10 — авзянская; 11 — отложения верхнего рифея, зильмердакская свита; 12 — четвертичные отложения; 13 — дайки магматических пород; 14 — границы свит; 15 — тектонические нарушения разного порядка; 16 — Исмакаевское месторождение магнезитов и проявление брейнеритов Богряшка; 17 — Суранское месторождение флюоритов; 18 — реки, 19 — населенный пункт.
В 10 км к северу от пос. Верхний Авзян, в месте впадения ручья Богряшка в р. Бол. Авзян, бурением выявлена мощная зона брейнеритовых метасоматитов. Севернее этой зоны (в 10 км), в районе д. Исмакаево, к миньякской подсвите приурочено крупное Исмакаевское месторождение кристаллических магнезитов с запасами до 100 млн т. В 22 км севернее д. Исмакаево, в пределах той же полосы выхода миньякской подсвиты, известно Суранское флюоритовое месторождение и несколько точек флюоритовой минерализации, образующих субмеридиональную зону в десятки км [Крупенин и др., 2012].
Исмакаевское месторождение магнезита находится на крыле Большеинзерской антиклинали, смежной с Кара-Елгинской синклиналью на востоке. Структура месторождения осложнена антиклинальной складкой, увеличивающей приповерхностную часть рудных тел, система крутопадающих разломов СЗ и СВ простирания придает геологической структуре блоковый характер. Магнезиты формируют залежь общей мощностью до 400 м, состоящую из пластообразных тел, разделенных пропластками глинистых сланцев и останцов доломита. Залежь прослежена по простиранию на 1100 м в северном направлении с углом падения 30–50˚ [Урасина и др., 1993]. В нижней части магнезитовой залежи отмечен силл хлоритизированных габбро-долеритов. Магнезиты имеют метасоматические контакты с окружающими метасоматическими доломитами. Внешние границы магнезитовой залежи пересекают реликтовую слоистость окружающих доломитов и подчеркнуты зоной (первые м) развития вкрапленности кристаллов магнезита в околорудных доломитах. В 500 м к северу от контакта с магнезитами удаленные от рудной залежи метасоматические доломиты пересекают слоистость вмещающих известняков [Крупенин и др., 2016]. Метасоматическая колонка, с учетом присутствия силикатных минералов в карбонатных породах, выглядит следующим образом: магнезит (“льдистый” кварц, Mg-хлорит и небольшое количество альбита) — доломит+магнезит (мусковит, Mg-хлорит) — доломит (мусковит, Fe‒Mg-хлорит) — известняк (протолит) (аллотигенные: кварц, калиевый полевой шпат и гидрослюда).
По мере развития метасоматоза происходило замещение калиевого полевого шпата мусковитом в доломитах, а затем мусковита Mg-хлоритом в магнезитах. Магнезиты характеризуются среднезернистой кристаллической структурой: размер изометричных зерен 1–5 мм, редко наблюдаются вытянутые (стрельчатые) кристаллы длиной до 20–30 мм. Характерной особенностью месторождения является повышенное содержание в магнезитовых породах сингенетичного тонкокристаллического серого “льдистого” кварца (до 10%), присутствующего в виде гнезд неправильной формы диаметром до первых дециметров, а также секущих прожилков крупнокристаллического молочно-белого кварца.
Штокоподобное проявление карбонатных Fe-Mg метасоматитов Богряшка имеет мощность 70 м и прослеживается до глубины 313.5 м, (рис. 2) [Нечаев, 1982]. Метасоматиты представлены доломитами, железистыми магнезитами и брейнеритами. Они содержат золотоносную гнездово-прожилковую сульфидную минерализацию, эпигенетичную по отношению к брейнеритам и вкрапленным сульфидам [Мичурин, Шарипова, 2015]. Содержание золота в метасоматитах в среднем составляет 0.2–0.8 г/т и не представляет промышленного интереса. Брейнериты состоят из агрегата зерен (до 1.5 мм) ромбоэдрического облика и зеленовато-серой окраски с бурым оттенком, выделяются сильным стеклянным блеском на фоне мелкокристаллических серых доломитов и подобны гранобластовым среднезернистым Fe-магнезитам Исмакаевского месторождения.
Рис. 2. Геологическая схема (а) и разрез (б) проявления Богряшка (по материалам Абзелиловской ГПП).
1, 2 — отложения миньякской подсвиты суранской свиты: 1 — доломиты, 2 — переслаивание песчаников, алевролитов и низкоуглеродистых глинистых сланцев; 3 — кора выветривания; 4 — зона карбонатных метасоматитов; 5 — дайки долеритов; 6 — тектонические нарушения; 7 — карьер по отработке россыпного золота; 8 — топографические высоты; 9 — линия разреза; 10 — скважины и их номера; 11 — точки отбора проб.
Проявление Богряшка располагается в ядре Большеавзянской антиклинали, осложненной крутопадающими разрывными нарушениями СЗ и СВ направлений, и локализовано на участке сближения двух региональных субмеридиональных разломов — Караташского и Большеавзянского. В зонерудопроявления прослеживается крупное субширотное разрывное нарушение, которое интерпретируется как отраженный разлом фундамента [Ларионов и др., 2006]. Магматические образования в пределах проявления представлены серией даек габбро-долеритов среднерифейского лапыштинского комплекса [Алексеев и др., 2003]. Дайки (мощность до 5 м) СВ простирания иногда интенсивно метаморфизованы и превращены в карбонат-серицит-хлоритовые породы. С востока на отложения нижнего рифея надвинуты вулканогенно-терригенные образования машакского рифтогенного комплекса, сформированного в начале среднего рифея; возраст вулканитов составляет около 1380 млн лет [Пучков, 2010].
МЕТОДЫ
Для уточнения состава метасоматитов ранее выполнен комплекс исследований, включающих химический, рентгенофазовый и термический анализы [Krupenin et al., 2017]. Расчет содержания FeO в магнезитах и брейнеритах был проведен по значениям межплоскостного расстояния d104 как наиболее чувствительного к изоморфизму Fe–Mg рефлекса [Rozenberg, 1963].
Определение состава карбонатных метасоматитов и регистрация изображений в обратно рассеянных электронах (BSE-изображение) выполнялись на электронно-зондовом микроанализаторе Cameca SX100 с волновыми спектрометрами (ЦКП “Геоаналитик”, Екатеринбург). Для калибровки элементов Fe, Mn, Si, Ca, Mg, использовались стандартные образцы сидерит, родонит, диопсид и доломит, соответственно. Пределы обнаружения Si, Mn ниже 0.07 и 0.25%, соответственно (здесь и далее концентрации оксидов в мас. %). Концентрации О и С рассчитаны из условия стехиометрии.
Концентрации химических элементов определялись методом ICP-MS на анализаторе ELAN-9000, Perkin Elmer (ЦКП “Геоаналитик”, Екатеринбург) по стандартной методике силикатного растворения с In в качестве внутреннего стандарта.
Флюидные включения (ФВ) изучались на термокриостолике LinkamTHMSC-600, установленном на микроскопе ZeissAxiolab с дально-фокусными объективами OlympusLMPLFLN 50x и 100x (ИГГ УрО РАН). Двусторонние полированные пластинки толщиной 0.2–0.3 мм подвергались криометрическому и термическому анализу по стандартной методике для каждого включения. На первом этапе включение охлаждали до -120°C и постепенно нагревали до достижения низкотемпературной эвтектики для определения солевого состава жидкой фазы [Борисенко, 1977]. По температуре полного таяния льда определялась солёность. Для сравнения всех изученных включений, имеющих сложный и неоднородный солевой состав, был проведен перерасчет солености в мас. % экв. NaCl. Для растворов низкой солености (≤15 мас. % экв. NaCl) использовались данные работы [Bodnar, Vityk, 1994]. Для остальных растворов расчет был получен с учетом данных, приведенных в работе [Bodnar, 1993]. При последующем нагреве тех же включений определялась температура их гомогенизации.
РЕЗУЛЬТАТЫ
По данным химических анализов, выполненных ранее рентгено-флуоресцентным методом (FeO — мокрая химия), в магнезитах Исмакаевского месторождения содержание FeO варьирует в пределах 2.4–5.6%, в доломитах — 1.0–1.7% [Крупенин и др., 2016]. Концентрации SiO2 в магнезитах изменяются от 1 до 10%, в доломитах — от 1 до 5%; концентрации Al2O3 в метасоматитах — в среднем 0.5%. Такие составы подтверждают относительную чистоту карбонатного протолита и отсутствие в нем терригенной примеси. В известняках, являющихся протолитом, а также в удаленных от рудной залежи метасоматических доломитах хондрит-нормированное распределение лантаноидов (рис. 3а) соответствует типичному для кальций-содержащих карбонатов [Bau, Moeller, 1992] и демонстрирует постепенное снижение концентраций от легких РЗЭ (ЛРЗЭ) к тяжелым (ТРЗЭ). Магнезиты Исмакаево, по сравнению с известняками и доломитами, характеризуются пониженным уровнем концентраций почти всех элементов-примесей [Крупенин, Кольцов, 2017], в том числе РЗЭ (см. рис. 3б). В магнезитах, по сравнению с метасоматическими доломитами, наблюдается недостаток ЛРЗЭ, кроме того, для них, так же как для околорудных доломитов месторождения, характерна положительная аномалия Eu [Krupenin et al., 2017]. Околорудные доломиты выделяются высокими значениями отношения MgO/CaO, что обусловлено присутствием в них магнезитовой вкрапленности. Сумма РЗЭ в них в несколько раз превышает этот параметр в магнезитах, в большинстве проб наблюдается заметное обогащение лантаноидами средней группы, которое сопровождается характерным “крышеобразным” профилем распределения РЗЭ (см. рис. 3б).
Рис. 3. Хондрит-нормированное распределение РЗЭ в карбонатных породах из района Исмакаевского магнезитового месторождения (а, б) и проявления Богряшка (в, г).
а — в известняках (залитые значки) и вмещающих метасоматических доломитах суранской свиты; б — в околорудных доломитах (залитые значки) и магнезитах; в — в Fe-доломитах (А-13478, А-12347, А-12350), брейнеритах (А-12352) и Fe-магнезитах (А-13479); г — в брейнеритах.
В некоторых пробах из проявления Богряшка установлены карбонатные метасоматиты, близкие по составу Fe-магнезитам Исмакаевского месторождения: они заметно обогащены SiO2 (до 10%) при низких содержаниях Al2O3 (<1%) и характеризуются сравнительно высокими содержаниями FeO (3.9–6.9%). Другие пробы, с более высоким уровнем обогащения FeO (6.9–12.2%), MgO (33.5–37.1%) и незначительным — СаО (0.3–2.0%), соответствуют брейнериту [Krupenin et al., 2017]. В отличие от Исмакаевских магнезитов, брейнериты Богряшки содержат повышенные концентрации пирита, что затрудняет определение в них содержания изоморфного железа. Пирит в брейнерите образует рассеянную вкрапленность и гнезда в виде сростков кубических кристаллов, присутствует в углеродисто-хлоритовом веществе, заполняющем интерстиции кристаллов карбоната. Содержание изоморфного Fe в брейнерите, рассчитанное для 12 проб по значениям межплоскостного расстояния d104, варьирует от 8 до 30 мол. % FeСO3 [Krupenin et al., 2017].
В Fe–Mg метасоматитах проявления Богряшка не установлено аномальных содержаний элементов-примесей, за исключением высоких концентраций As, Sb и Pb в единичных пробах, которые связаны, скорее всего, с наложенной на брейнериты золотосульфидной минерализацией. Распределение РЗЭ в карбонатных метасоматитах показывает три подтипа: 1) характерное для Са-содержащих минералов, в частности, вмещающих доломитов, удаленных от брейнеритов, с типичным трендом La>Lu (см. рис. 3в); 2) подобное магнезитам Исмакаевского месторождения, с деплетированием ЛРЗЭ (см. рис. 3в, проба А-13479); 3) подобное некоторым околорудным доломитам Исмакаевского месторождения, с “крышеобразным” профилем в области лантаноидов среднего состава (СРЗЭ) от Sm до Ho, с максимумом Gd (см. рис. 3г).
Микровключения доломита в карбонатных метасоматитах представлены агрегатами сложной формы и размерами до нескольких сотен мкм (рис. 4). Брейнерит образует ромбоэдрические кристаллы той же размерности, часто с характерной зональностью, обусловленной неравномерным распределением железа. Анкерит не является распространенным минералом и был диагностирован только в одном случае на границе Fe-доломита и брейнерита (см. рис. 4а). Доломит характеризуется повышенным содержанием железа, вариации содержания сидеритового минала составляют от 4.13 до 7.95 мол. %, в анкерите — от 15.22 до 18.72 мол. %, в брейнерите — от 13.16 до 45.92 мол. % ‒ (табл. 1, рис. 5). Среднее значение содержания FeСO3 в брейнеритах — около 30 мол. %; содержание MnСO3 в брейнеритах — 0.10–1.15 мол. %, а в анкеритах — 0.26–1.20 мол. %.
Рис. 4. Микрофотография карбонатного Fe–Mg метасоматита (проба А-12346) из проявления Богряшка (изображение BSE, Cameca CX-100).
а — агрегат кристаллов брейнерита (серое разных оттенков, точки 8–14 и 16–18), доломита (светло-серое, точки 1–3 и 15) и анкерита (белое, точки 4–7); б — зональные кристаллы брейнерита (все точки), содержание минала FeCO3 варьирует от 22.48 мол. % (точка 30) до 40.23 мол. % (точка 29).
Рис. 5. Карбонатные минеральные фазы в Fe–Mg метасоматитах (в мол. %) суранской свиты, по данным микрозондового анализа.
1 — известняки суранской свиты; 2–4 — проявление Богряшка: 2 — брейнериты, 3 — анкериты, 4 — доломиты; 5, 6 — Исмакаевское месторождение: 5 — доломиты, 6 — магнезиты. Стрелки показывают направления развития метасоматоза.
Таблица 1. Состав метасоматитов рудопроявления Богряшка по данным микрозондового анализа (мол. %)
Минерал | CaСO3 | FeСO3 | MgCO3 | MnСO3 | SiO2 | Сумма |
Проба А-12346 | ||||||
Dol (9) | 47.89 47.38–48.63 | 5.58 4.13–7,95 | 44.39 40.51–46.46 | 0.28 0.23–0.41 | 0.00 0.00 | 98.14 96.31–99.82 |
Brn (30) | 0.20 0.00–0.98 | 30.15 20.62–40.23 | 73.82 64.88–84.02 | 0.53 0.10–1.15 | 0.02 0.00–0.08 | 104.72 102.01–106.70 |
Ank (4) | 50.18 48.46–51.12 | 16.79 15.38–18.72 | 29.97 26.78–31.53 | 0.71 0.26–1.20 | 0.02 0.00–0.03 | 97.66 95.18–99.13 |
Проба А-12346а | ||||||
Dol (4) | 48.77 48.35–49.13 | 6.40 5.80–7.12 | 43.73 43.33–44.02 | 0.28 0.23–0.40 | 0.02 0.00–0.06 | 99.20 98.58–99.53 |
Brn (24) | 0.12 0.00–0.71 | 35.08 27.08–45.92 | 68.21 57.37–76.42 | 0.65 0.37–0.97 | 0.03 0.00–0.03 | 104.09 102.13–105.59 |
Проба А-12347 | ||||||
Dol (7) | 47.81 47.19–48.04 | 5.48 4.49–6.40 | 44.18 42.94–45.31 | 0.18 0.13–0.29 | 0.01 0.00–0.05 | 97.66 96.27–98.20 |
Brn (10) | 0.41 0.14–0.52 | 21.28 13.16–30.29 | 81.81 89.33–71.36 | 0.50 0.24–0.71 | 0.03 0.03–0.06 | 104.02 103.30–102.79 |
Примечание. Dol — доломит; Ank — анкерит; Brn — брейнерит; в скобках указано количество проб; в числителе жирным шрифтом выделено среднее содержание минала, в знаменателе — вариации содержаний.
Соленость первичных флюидных включений (ФВ) в магнезитах Исмакаево (рис. 6а–в) варьирует от 20.7 до 25.8 мас. % экв. NaCl. Температуры эвтектики ФВ находятся в узком интервале -50.8…-56.2°C [Крупенин, Гараева, 2015]. Температуры гомогенизации двухфазных ФВ укладываются в интервал 184–279°C, при среднем значении 224°C.
Рис. 6. Двухфазные флюидные включения в Fe-магнезитах Исмакаевского месторождения (а–в) и брейнеритах проявления Богряшка (г–е).
а — в форме отрицательных ромбоэдрических кристаллов (И13-1-2.1); б — разной формы (И13-1-5.2); в — в форме отрицательного ромбоэдрического кристалла (И13-3-2.1): г — сложной формы (А-12342), длина включения 4 мкм; д — с ромбическим сечением (А-12342-1); е — сложной формы (А-12346-1.1), длина включения 8 мкм.
Двухфазные ФВ в брейнеритах (см. рис. 6г‒е, табл. 2) очень редки, характеризуются интенсивным двупреломлением и очень мелкой размерностью (от 3.7 до 8.2 мкм). В образце кварца (№ 672), отобранном в доломитах миньякской подсвиты (в 300 м западнее штока брейнеритов), изучено 12 двухфазных ФВ размерностью от 7.1 до 17.4 мкм. Форма ФВ в брейнеритах часто соответствует отрицательным ромбоэдрическим микрокристаллам или более сложная, однако в большинстве случаев сечения ромбические (см. рис. 6г–е); в кварце — включения округлые, форма сечений овальная. Значительная часть ФВ приурочена к зонам роста кристаллов и не связана с трещинами, что позволяет считать эти включения сингенетичными процессу образования брейнерита. Температуры плавления льда (эвтектики) находятся в узком интервале -52…-55°C для всех ФВ, соленость — 10–15 мас. % экв. NaCl (см. табл. 2). Степень наполненности газом двухфазных ФВ колеблется от 10 до 30 об. %; подобный низкий уровень является типичным для низкотемпературных условий метасоматического минералообразования. Температуры гомогенизации двухфазных ФВ — 140–227°C.
Таблица 2. Результаты микротермометрии двухфазных флюидных включений в брейнеритах рудопроявления Богряшка
№ обр. | Тгом.*, ˚С | Тэвт., ˚С | Тпл льда, ˚С | Катионный состав хлоридов | С, % NаCl | Газ | Наполнение флюида газовой фазой, % | Размер включений, мкм | Форма включе-ний |
А-12342 (5 включений) | |||||||||
Среднее | 157 | -54.0 | -7.0 | Ca + (Na. Mg?) | 10.0 | H2O | 19.0 | 4.8 | Отриц. кристалл |
Стандартное отклонение | 12 | 2 | 1 | 1 | 4 | 2 | |||
А-12345 (5 включений) | |||||||||
Среднее | 181 | -53.6 | -11.0 | Ca + (Na. Mg?) | 14.5 | H2O | 18 | 6.3 | Отриц. кристалл |
Стандартное отклонение | 28 | 1 | 2 | 2 | 5 | 1 | |||
А-12346 (3 включения) | |||||||||
Среднее | 157 | -54.6 | -11.3 | Ca + (Na. Mg?) | 15.2 | H2O | 20 | 6.9 | Отриц. кристалл |
Стандартное отклонение | 17 | 1 | 1 | 1 | 6 | 1 | Отриц. кристалл | ||
А-12348 (3 включения) | |||||||||
Среднее | 187 | -53.7 | -11.2 | Ca + (Na. Mg?) | 15.2 | H2O | 20 | 7.8 | |
Стандартное отклонение | 6 | 0 | 0 | 0 | 0 | 1 | Отриц. кристалл |
Примечание. *Тгом., ˚С — температура гомогенизации газово-жидких включений; Тэвт., ˚С — температура эвтектики; Тпл. льда, ˚С — температура таяния льда; С, % NaCl — соленость в мас. % экв. NaCl.
ОБСУЖДЕНИЕ
Присутствие брейнеритов проявления Богряшка в карбонатных метасоматитах миньякской пачки суранской свиты, позволяет провести сравнение с Fe-магнезитами Исмакаевского месторождения, расположенного в 10 км севернее и приуроченного к той же структурной зоне и тому же стратиграфическому горизонту. Fe-магнезиты Исмакаево образуют крупное месторождение и характеризуются относительно выдержанными концентрациями Mn и Fe (5–8 мол. % FeСO3). В проявлении Богряшка карбонатные метасоматиты имеют сложное строение, а концентрации железа широко варьируют (до 45 мол. % FeСO3), отражая неравновесный характер Fe–Mg метасоматоза. По низкожелезистым доломитам в Исмакаево образуется Fe-магнезит, а по более железистым доломитам Богряшки — брейнерит (см. рис. 5), что можно объяснить разным содержанием Fe во флюидах, поступавших в карбонатную толщу. Вместе с тем, оба объекта демонстрируют сходное распределение РЗЭ с увеличенной долей средних и тяжелых лантаноидов в составе метасоматических продуктов.
Обнаруженный в пробе А-12436 (см. рис. 4а) анкерит, очевидно, не сингенетичен брейнериту, поскольку для случая их одновременного образования расчетная температура 940°C (по анкерит-сидеритовому термометру [Anovitz, Essene, 1987]) является некорректной. Вероятно, в данном метасоматическом процессе развитие брейнерита происходило непосредственно по доломиту.
При анализе данных изучения ФВ в обоих объектах, была установлена высокая соленость флюидов, соответствующая рассолам. Сходные температуры начала плавления льда в интервале -52…-55°C, установленные для всех исследованных нами включений, позволяют, вслед за А. С. Борисенко [1977], интерпретировать их солевой состав как смесь хлоридов кальция, натрия и магния. Интересно отметить, что в ФВ брейнеритов не были установлены температуры начала плавления льда, характерные для хлоридов железа (эвтектика в интервале температур -73…-79°C). Это позволяет заключить, что концентрации железа в составе флюидов не были высокими.
Соленость ФВ, содержащихся в Fe-магне- зитах Исмакаево, значительно выше (20.7–25.8 мас. % экв. NaCl), чем в брейнеритах (9.5–17.6 мас. % экв. NaCl). В последних выделяются: относительно слабосоленые ФВ (9–13 мас. % экв. NaCl) — в брейнерите А-12342 и кварце № 672; а также соленые ФВ (13.3–17.6 мас. % экв. NaCl) — в брейнеритах А-12345, А-12346 и А-12348. Вместе с тем, температура гомогенизации включений (144–192°C) не показывает существенных различий (рис. 7), за исключением двух случаев: Тгом. = 227°C, в брейнерите и Тгом. = 292°C в кварце. Полученные средние значения солености и температуры гомогенизации ФВ позволяют предполагать, что эти параметры связаны обратной зависимостью с содержанием FeO в брейнеритах.
Рис. 7. Температуры гомогенизации (Тгом, °C) и соленость (мас. % NaCl экв.) двухфазных ФВ в брейнерите проявления Богряшка.
Номера образцов: 1 — А-12342; 2 — А-12345; 3 — А-12346; 4 — А-12348.
Источником метасоматического флюида при образовании Fe‒Mg карбонатных метасоматитов в Авзянском рудном районе являлись захороненные эвапоритовые рассолы [Крупенин, Гараева, 2015]. Последние могли образоваться в перекрывающих миньякскую подсвиту мергельно-глинистых отложениях бердагуловской подсвиты суранской свиты, демонстрирующей признаки эвапоритовой седиментации, в том числе присутствие гипса [Филиппов, 1983; Горожанин, Мичурин, 2008]. В карбонатных метасоматитах проявления Богряшка наиболее широко распространена эпигенетическая изотопно-тяжелая генерация пирита (δ34S = 7.9…27.4‰, n = 25) [Мичурин, Шарипова, 2015]. По изотопному составу серы она близка пириту, рассеянному в осадочных породах суранской свиты (δ34S = 8.4…26.6‰, n = 13), в котором наиболее вероятным источником серы являются сульфаты эвапоритов [Мичурин и др., 2009]. В отложениях саткинской свиты — стратиграфического аналога суранской свиты в северной части БМА, широко развиты прослои брекчий обрушения в результате растворения эвапоритовых минералов, а также псевдоморфозы доломита по гипсу [Крупенин и др., 2011; Крупенин, Мичурин, 2018]. О существовании эвапоритовых обстановок в раннем рифее свидетельствуют конкреции ангидрита и гипса в отложениях Камско-Бельского авлакогена, граничащего с БМА на западе [Иванова, 2002; Кей и др., 2007], а также пирита с изотопным составом S эвапоритового происхождения [Мичурин и др., 2009].
Эвапоритовые рассолы являются крупными аккумуляторами магния [McCaffrey et al., 1987] вследствие высадки из них кальция в составе гипса на начальной стадии эвапоритового процесса. При нисходящей миграции такого рассола, в подсолевых карбонатных толщах возникают условия для низкотемпературного метасоматического образования различных магнезиальных карбонатов, прежде всего — доломита [Махнач, 2000; Попов и др., 2016]. Условия формирования крупных скоплений магнезита с участием захороненных эвапоритовых рассолов были реконструированы в последние годы для месторождений магнезита, Fe-магнезита и сидерита в Австрии, Словакии, России (на примере Южно-Уральской провинции) и в Китае (провинция Ляонинь) [Prochaska, 2000; Radvanec et al., 2004; Prochaska, Krupenin, 2013; Jiang et al., 2004].
Вальтер Прохаска на основании сходства геолого-минералогических и изотопно-геохимических признаков руд, высказал предположение о сходном происхождении сидеритовой и магнезитовой минерализации в Восточных Альпах [Prochaska, 2016]. Было показано, что здесь сидериты, так же как магнезиты, формировали метасоматические линзовидные тела с доломитовыми ореолами изменения, а рудообразующие флюиды имели особенности остаточных рассолов. Предполагается, что в позднем триасе, захороненные эвапоритовые рассолы пермского времени были мобилизованы рифтогенными процессами, что привело к образованию магнезита. Первоначально эти флюиды были лишены Fe и обогащены Mg, однако их взаимодействие с вмещающими породами привело к обогащению Fe и образованию Fe‒Mg карбонатов.
Для проверки предположения о возможном формировании кристаллических магнезитов в Авзянском рудном районе с участием рассолов было проведено компьютерное физико-химическое моделирование при помощи метода многоволнового проточного ступенчатого реактора, реализованного в программном комплексе HCh. Результаты моделирования показали, что при нагреве рассола, обладающего более высоким по сравнению с морской водой отношением Mg/Ca и мигрирующего в восстановительных условиях, обменные реакции доломит‒магнезит смещаются в сторону образования кристаллического магнезита [Крупенин, Кольцов, 2017]. В Южно-Уральской провинции известны два типа магнезитовых месторождений: саткинские маложелезистые магнезиты и железистые магнезиты Исмакаево, что предполагает различные условия формирования флюида и метасоматической кристаллизации. Эффективному образованию магнезита способствует участие растворов с более высоким по сравнению с морской водой отношением Mg/Ca, то есть эвапоритовых рассолов. В этом случае замещение доломита магнезитом происходит уже при отношениях флюид/порода около 20–30. В случае морской воды требуется значительно большее ее количество при миграции сквозь карбонатные породы ввиду относительно низкого отношения Mg/Ca. Метасоматический флюид, образовавшийся из эвапоритового рассола, мог быть трансформирован двумя способами: в результате взаимодействия с доломитами (“доломитовый раствор”) или в результате контакта с толщами сланцев с повышенным содержанием железа (“сланцевый раствор”). При моделировании обоих случаев для создания восстановительной среды и удаления ангидрита из продуктов реакций, добавлялся метан [Крупенин, Кольцов, 2017].
Очевидно, что для образования магнезитовых месторождений исмакаевского подтипа необходимо участие “сланцевого раствора”. Метаморфизация погребенного эвапоритового рассола в результате длительного взаимодействия со сланцевым резервуаром приводила к его обогащению Fe, что подтверждается высокой величиной отношения 87Sr/86Sr в метасоматитах (в Fe-магнезитах в среднем 0.72410) относительно вмещающих известняков (0.70587) [Крупенин и др., 2016]. Данные Sm‒Nd систематики магнезитов Исмакаево подтверждают коровый источник флюида, ответственного за метасоматические преобразования исследуемых пород. С учетом данных о возникновении магнезитового оруденения в конце среднего рифея (около 1250 млн лет назад, по Sm‒Nd изотопно-геохронологическим данным [Крупенин и др., 2016]) и предположении об одновременном накоплении отложений суранской свиты и ее стратиграфического аналога — саткинской свиты (возраст около 1550 млн лет [Кузнецов и др., 2008]), расчетные значения эпсилон Nd(1250) составляют в магнезитах от -11.3 до -9.0, что даже ниже значений эпсилон Nd(1550) во вмещающих известняках миньякской подсвиты -6.4. Низкие отрицательные значения эпсилон Nd указывают на формирование изотопного состава неодима для рудных флюидов в условиях земной коры без участия мантийного источника [Фор, 1989]. Это предполагает длительное и интенсивное взаимодействие метасоматического флюида с терригенными породами в рифейском осадочном бассейне.
Распределение лантаноидов в магнезитах и околорудных доломитах Исмакаево, а также в брейнеритах Богряшки [Krupenin et al., 2017] предполагает длительную историю формирования Fe‒Mg-содержащего рассольного флюида. Формирование Fe-магнезитов Исмакаево в конце среднего рифея было приурочено к крупному этапу тектоно-термальной активизации в регионе. С этим этапом в рифейских отложениях БМА было также связано образование седиментационно-эксгаляционных барит-полиметаллических проявлений и месторождений в отложениях авзянской свиты среднего рифея, Суранского селлаит-флюоритового месторождения в миньякской подсвите. Возраст флюоритов Суранского месторождения, образующих несколько генераций, оценивается примерно в 1230 млн лет (Rb‒Sr и Sm‒Nd методами), а источником флюидов, судя по ряду геохимических индикаторов, являлись захороненные эвапоритовые рассолы [Крупенин и др., 2012]. Таким образом, гидротермально-метасоматические процессы с участием рассолов в раннерифейских отложениях происходили в конце среднего рифея, что предполагает значительную длительность времени захоронения и метаморфизации эвапоритового рассола (не менее 200 млн лет).
Флюориты Суранского месторождения, судя по характеру распределения лантаноидов и повышенному содержанию РЗЭ средней и тяжелой групп, близки карбонатным метасоматитам Исмакаево и Богряшки, что для кальций-содержащего флюорита не вполне типично [Крупенин и др., 2012]. Подобное фракционирование РЗЭ в Са-содержащих минералах могло быть связано с обогащением флюида различными лигандами (H2O, F, Cl) с участием гидроксил-иона и повышения основности флюида, в результате чего лантаноиды средней и тяжелой групп более активно подвергаются переотложению [Bau, Moeller, 1992].
Таким образом, можно предположить, что наблюдаемое нетипичное фракционирование лантаноидов в исследуемых Fe‒Mg метасоматитах могло быть связано с особенностями метаморфизма захороненных рассолов. Поскольку изотопно-геохимические данные подтверждают факт взаимодействия рассолов с терригенными глинистыми вмещающими породами, рассмотрим распределение лантаноидов в Fe‒Mg метасоматитах, в сравнении с их распределением в глинистых сланцах, приняв в качестве эталона для нормирования пост-архейский австралийский сланец (PAAS, по [Тейлор, Мак-Леннан, 1988]).
Средние значения основных параметров распределения РЗЭ в литотипах пород обоих метасоматических объектов приведены в таблице 3.
Таблица 3. Средние значения параметров распределения PAAS-нормированных РЗЭ в карбонатных породах и метасоматитах Авзянского рудного района
Параметры | Исмакаево | Богряшка | ||||||
Sl | Cal | Dol | Dol-ore | Mgs | Dol | Mgs | Brn | |
Сумма РЗЭ, г/т | 217.62 | 41.22 | 16.44 | 100.94 | 9.36 | 19.08 | 10.06 | 13.63 |
δEu | 0.89 | 1.31 | 1.29 | 2.10 | 1.85 | 1.29 | 1.57 | 1.47 |
δCe | 0.96 | 0.96 | 0.95 | 1.31 | 1.06 | 0.94 | 0.86 | 0.94 |
(La/Yb)N | 1.21 | 1.22 | 0.89 | 0.33 | 0.25 | 1.00 | 0.43 | 0.08 |
(Gd/Yb)N | 1.15 | 1.29 | 1.46 | 3.05 | 1.92 | 1.93 | 3.06 | 2.04 |
(La/Sm)N | 1.00 | 1.04 | 0.70 | 0.13 | 0.17 | 0.63 | 0.20 | 0.08 |
Количество проб | 1 | 3 | 9 | 4 | 17 | 3 | 1 | 10 |
Примечание. Sl — глинистый сланец суранской свиты (проба 339); Cal — известняк; Dol — доломит; Dol-ore — доломит околорудный; Mgs — магнезит; Brn — брейнерит; δEu = EuN/(SmN × GdN)0.5 — величина европиевой аномалии; δCe = CeN/(LaN × PrN)0.5 — величина цериевой аномалии; N — использованы PAAS-нормированные значения.
Принятому нами эталону полностью соответствует глинистый сланец из миньякской подсвиты (рис. 8, проба 339), все нормированные параметры которого близки к 1. В этом отношении с ним сходен осадочный известняк миньякской подсвиты (см. рис. 8, проба И-2-3), который являлся протолитом для Fe‒Mg метасоматитов, однако в нем, так же как и в других карбонатах, концентрации лантаноидов достаточно низкие. Метасоматические доломиты, расположенные на значительном удалении от метасоматических магнезитов (см. рис. 8, проба 336-1-1), характеризуются слабым деплетированием ЛРЗЭ (параметры La/Yb и La/Sm ниже <1) и относительно слабым возрастанием положительной аномалии европия (δEu = 1.29). Снижение содержаний ЛРЗЭ в доломитах по сравнению с кальцитом, обусловлено близким сходством эффективных ионных радиусов лантана и кальция, в то время как катионы магния и железа, занимающие более половины катионных позиций в кристаллохимической структуре доломита, близки в этом отношении к катионам лютеция [Shannon, 1976]. Таким образом, Ca-минералы при первичной кристаллизации более склонны к накоплению ЛРЗЭ, а минералы магния и железа — ТРЗЭ [Morgan, Wandless, 1980; Bau, Moeller, 1992]. Положительная аномалия европия резко возрастает в околорудных доломитах (см. рис. 8, проба Im-4) и Fe-магнезитах (см. рис. 8, проба K-15), демонстрирующих “крышеобразный” профиль распределения (средние значения δEu составляют 2.1 и 1.85). В метасоматитах обоих объектов отмечается заметное снижение концентраций ЛРЗЭ (средние значения La/Yb и La/Sm 0.08–0.43), а в магнезитах — относительный прирост содержаний ТРЗЭ, что, по-видимому, является результатом минералогического контроля. Положительная аномалия Eu, сопровождающаяся возрастанием содержаний церия в околорудных доломитах Исмакаево, свидетельствует о резко восстановительной среде минералообразования, что подтверждается высоким содержанием пирита в продуктах метасоматоза. Подобные аномалии европия и церия могли быть обусловлены также и высокой температурой флюидов (>250°C [Bau, Moeller, 1992]), однако полученные нами значения температуры гомогенизации ФВ не подтверждают этой связи. Можно предположить, что минералообразование происходило на стадии остывания высокотемпературных флюидов. В брейнеритах Богряшки также наблюдается положительная аномалия Eu, а концентрации СРЗЭ и ТРЗЭ очень высокие (см. рис. 8, проба А-12342). Вероятно, помимо минералогического контроля в распределении этих элементов, объясняющего относительное обогащение метасоматических продуктов ТРЗЭ, существовал также и дополнительный привнос СРЗЭ и ТРЗЭ, обусловленный обогащением флюидов лигандами. Это подтверждается очень высокими значениями отношения Gd/Yb (1.92–3.06) в метасоматитах обоих объектов по сравнению с вмещающими породами (1.15–1.29, см. табл. 3). Таким образом, вместе с возрастанием степени железистости (доломит–Fe-магнезит–брейнерит) в продуктах метасоматоза, в них заметно активизировалось фракционирование лантаноидов. “Крышеобразный” профиль распределения с относительным накоплением СРЗЭ и ТРЗЭ свидетельствует о ремобилизации именно этих лантаноидов флюидами, их переносе в составе лигандов и обогащении ими продуктов метасоматоза.
Рис. 8. PAAS-нормированное распределение РЗЭ в осадочных породах и карбонатных метасоматитах миньякской подсвиты Авзянского рудного района.
339 — глинистый сланец; 336-1-1 — доломит; И-2-3 — известняк (протолит); Im-4 — околорудный доломит с примесью магнезита, Исмакаевское магнезитовое месторождение; К-15 — магнезит Исмакаевского месторождения; А-12342 — брейнерит, проявление Богряшка.
Процесс формирования Fe‒Mg метасоматитов в миньякской карбонатной подсвите представляется следующим образом. В результате метасоматической миграции флюидов сквозь известняковую толщу, во фронтальной зоне распространения флюида формировалась мощная зона доломитизации, а затем — железистый магнезит, который мог образовываться как в процессе нагрева, так и в начале остывания флюида (“сланцевого раствора”). Образование брейнеритов может быть рассмотрено как результат поступления рассолов в ту часть карбонатной толщи, которая контактировала со сланцами и представляла собой тыловую зону метасоматоза. Как мы предполагаем, эта зона соответствовала проявлению Богряшка. Физико-химическое моделирование показывает, что в режиме остывания флюида, происходящего из сланцевого источника, железистость магнезита в магнезитовой зоне возрастает до нескольких мол. %, а в ее тыловой части, прилегающей к сланцам — до 50 мол. % [Крупенин, Кольцов, 2017]. Метасоматоз происходил при низких температурах: около 220°C в районе Исмакаево и 140–190°C в районе проявления Богряшка. Высокое содержание железа в брейнеритах и более низкотемпературные условия их образования хорошо согласуются с модельными расчетами.
Сравнительный анализ месторождений кристаллического магнезита и Fe‒Mg карбонатов (в том числе сидерита), приуроченных к терригенно-карбонатным осадочным комплексам протерозоя — мезозоя в различных регионах мира, позволяет отметить их сходство по ряду геолого-геохимических параметров. Прежде всего, это проявление отчетливых признаков метасоматического образования рудных тел, которые, даже в случае пластообразной формы, всегда имеют секущие контакты с вмещающими карбонатными породами. Вокруг залежей всегда присутствуют ореолы доломитизации различной мощности [Pohl, 1989; Prochaska, 2016]. Относительно недавно выяснилось, что флюиды, образовавшие Fe‒Mg метасоматические карбонаты в терригенно-карбонатных толщах, проявляют геохимические признаки крепких эвапоритовых рассолов (высокие концентрации брома и хлора). Впервые это было показано для месторождений магнезита и сидерита Граувакковой зоны в палеозойских толщах Восточных Альп (девон Брайтенау, карбон Сунка и Вайча в Австрии [Prochaska, 2000; Ebner et al., 2004]) и Западных Карпат (карбон Хнушты, Елшавы, Медведии в Словакии [Radvanec, Prochaska, 2001; Hurai et al., 2008]). Рассольная природа флюидов, сформировавших месторождения магнезитов и железистых карбонатов в докембрийских толщах, была обоснована для раннепротерозойских кристаллических магнезитов Ляонинь в Китае [Jiang et al., 2004], мезопротерозойских магнезитов Южно-Уральской провинции в России [Prochaska, Krupenin, 2013] и месторождения Рам-Джангл в Австралии [Aharon, 1988] и для ряда других регионов.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
- К одному и тому же горизонту известняков суранской свиты нижнего рифея приурочены Fe-магнезиты Исмакаевского месторождения и брейнериты проявления Богряшка. Широкий диапазон насыщения брейнеритов железом (10–40 мол. % FeСO3) указывает на неравновесный характер процесса железисто-магнезиального метасоматоза. Развитие брейнерита происходило непосредственно по доломиту, без образования заметных количеств анкерита как промежуточной фазы метасоматического процесса.
- Флюид, сформировавший Fe-магнезиты и брейнериты, представлял собой рассол хлоридов Ca, Na и Mg и содержал примесь Fe. Для рассола, образовавшего Fe-магнезит, минерализация оценивается в 20–26 мас. % экв. NaCl, а минимальная температура минералообразования — 220°C; для рассола, образовавшего брейнерит, характерны вариации солености от 10 до 14–15 мас. % экв. NaCl; средние температуры гомогенизации флюидных включений в брейнерите, указывающие на температуру его образования — 140–190°C. Особенности распределения РЗЭ (положительные аномалии Ce и Eu) в исследованных Fe‒Mg карбонатных метасоматитах указывают на восстановительный режим минералообразования и позволяют предполагать значительную длительность времени формирования флюидов и их метаморфизации (обогащения РЗЭ средней и тяжелой групп), что подтверждается изотопными Sr‒Nd данными.
- Метасоматический флюид сформировался в результате катагенетической эволюции захороненного в терригенной глинистой толще (сланцевом резервуаре) эвапоритового рассола, метаморфизация которого привела к трансформации высокомагнезиального состава в железисто-магнезиальный. Брейнериты являются конечным членом метасоматической последовательности: известняк→доломит→ Fe-магнезит→брейнерит, образованной в режиме остывания флюида. В тыловой зоне распространения флюида, примыкающей к сланцам, произошло образование брейнерита (район проявления Богряшка), а при миграции флюида сквозь карбонатную толщу — железистого магнезита (Исмакаевское месторождение).
- Полученные в настоящей работе параметры железистости брейнеритов, а также данные о солевом составе и температурах гомогенизации флюидных включений, представляют ценность для понимания закономерностей низкотемпературного Fe‒Mg метасоматоза в карбонатных породах.
Сравнение изотопно-геохимических характеристик Fe‒Mg карбонатных метасоматитов, развитых в рифейских известняках Урала и аналогичных железисто-магнезиальных карбонатов в других регионах позволяет предполагать их формирование в результате разгрузки эпигенетического Fe‒Mg флюида, образованного при эволюции захороненных магнезиальных рассолов в терригенных и/или вулканогенных вмещающих толщах.
БЛАГОДАРНОСТИ
Авторы выражают благодарность сотрудникам ИГГ УрО РАН Д. В. Киселёвой и Н. В. Чередниченко за выполнение анализов методом ICP-MS, О. Ю. Мельничуку за помощь в обработке геохимических данных.
ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ
Исследования выполнены в рамках темы № АААА-А18-118052590027-2 государственного задания ИГГ УрО РАН и темы № АААА-А17- 117080110034-2 государственного задания ИГ УФИЦ РАН.
Об авторах
М. Т. Крупенин
Институт геологии и геохимии им. академика А. Н. Заварицкого УрО РАН
Автор, ответственный за переписку.
Email: krupenin@igg.uran.ru
Россия, 620016 Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского, 15
С. В. Мичурин
Институт геологии УФИЦ РАН
Email: s_michurin@mail.ru
Россия, 450000 Уфа, ул. К. Маркса, 16/1
А. А. Шарипова
Институт геологии УФИЦ РАН
Email: s_michurin@mail.ru
Россия, 450000 Уфа, ул. К. Маркса, 16/1
А. А. Гараева
Институт геологии и геохимии им. академика А. Н. Заварицкого УрО РАН
Email: krupenin@igg.uran.ru
Россия, Институт геологии и геохимии им. академика А. Н. Заварицкого УрО РАН
Д. А. Замятин
Институт геологии и геохимии им. академика А. Н. Заварицкого УрО РАН
Email: krupenin@igg.uran.ru
Россия, 620016 Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского, 15
Т. Я. Гуляева
Институт геологии и геохимии им. академика А. Н. Заварицкого УрО РАН
Email: krupenin@igg.uran.ru
Россия, 620016 Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского, 15
Список литературы
- Алексеев А. А., Алексеева Г. В., Ковалев С. Г. Дифференцированные интрузии западного склона Урала. Уфа: Гилем, 2003. 171 с.
- Анфимов Л. В. Литогенез в рифейских осадочных толщах Башкирского мегантиклинория (Ю. Урал). Екатеринбург: Изд-во УрО РАН, 1997. 290 с.
- Борисенко А. С. Изучение солевого состава растворов газово-жидких включений в минералах методом криометрии // Геология и геофизика. 1977. № 8. С. 16–27.
- Горожанин В. М., Мичурин С. В. Литологические и изотопно-геохимические признаки эвапоритовых обстановок в раннем рифее Южного Урала // Геология. Известия Отделения наук о Земле и природных ресурсов АН РБ. 2008. № 12. С. 102–108.
- Иванова Т. В., Масагутов Р. Х., Андреев Ю. В. Литологические толщи-реперы в составе рифейских отложений платформенного Башкортостана // Минерально-сырьевая база Республики Башкортостан: реальность и перспектива // Материалы Республиканской научно-практической конференции (Уфа, 5–6 апреля 2002 г.) Уфа: Тау, 2002. С. 155–170.
- Кей Л. С., Крофорд Д. С., Бартли Д. К. и др. С- и Sr-изо- топная хемостратиграфия как инструмент для уточнения возраста рифейских отложений Камско-Бельского авлакогена Восточно-Европейской платформы // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. № 1. С. 15–34.
- Крупенин М. Т. Условия формирования сидеритоносной бакальской свиты нижнего рифея (Южный Урал). Екатеринбург: УрО РАН, 1999. 256 с.
- Крупенин М. Т., Гараева А. А. Источники флюидов для метасоматических магнезитов Исмакаевского месторождения Южно-Уральской провинции (термокриометрия флюидных включений) // Литосфера. 2015. № 2. С. 133–139.
- Крупенин М. Т., Кольцов А. Б. Геологическое строение, состав и физико-химическая модель формирования месторождений кристаллического магнезита Южного Урала // Геология рудных месторождений. 2017. Т. 59. № 1. С. 17–40.
- Крупенин М. Т., Кузнецов А. Б., Крылов Д. П., Маслов А. В. Стабильные изотопы углерода и кислорода как индикаторы магнезиального метасоматоза в отложениях нижнего рифея Южного Урала // ДАН. 2011. Т. 439. № 5. С. 660–664.
- Крупенин М. Т., Кузнецов А. Б., Константинова Г. В. Срав- нительная Sr–Nd систематика и распределение РЗЭ в типовых магнезитовых месторождениях нижнего рифея Южно-Уральской провинции // Литосфера. 2016. № 5. С. 58–80.
- Крупенин М. Т., Мичурин С. В. Индикаторные изотопно-геохимические характеристики сульфидов из Саткинского магнезитового месторождения (Южно-Уральская провинция) // ДАН. 2018. Т. 478. № 3. С. 328–331.
- Крупенин М. Т., Прохаска В., Ронкин Ю. Л. Стадийность образования флюоритов месторождения Суран (Башкирский мегантиклинорий) по данным изучения лантаноидов, флюидных включений и Sr–Nd систематики // Литосфера. 2012. № 5. C. 126–144.
- Кузнецов А. Б., Крупенин М. Т., Овчинникова Г. В. и др. Формирование и преобразование карбонатных пород и сидеритовых руд бакальской свиты нижнего рифея (Южный Урал): Sr-изотопная характеристика и Pb–Pb возраст // Литология и полез. ископаемые. 2005. № 3. С. 227–249.
- Кузнецов А. Б., Овчинникова Г. В., Семихатов М. А. и др. Sr-изотопная характеристика и Pb–Pb возраст карбонатных пород саткинской свиты, нижнерифейская бурзянская серия Южного Урала // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2008. Т. 16. № 2. С. 16–34.
- Ларионов Н. Н. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Южно-Уральская серия. Лист N-40-XXII (Тукан). Уфа: МПР РФ, 2003.
- Ларионов Н. Н., Бергазов И. Р., Генина Л. А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Лист N-40-XXII (объяснительная записка). Уфа, 2006. 185 с.
- Махнач А. А. Стадиальный анализ литогенеза. Минск: БГУ, 2000. 255 с.
- Мичурин С. В., Ковалев С. Г., Горожанин В. М. Генезис сульфатов и сульфидов в нижнерифейских отложениях Камско-Бельского авлакогена и Башкирского мегантиклинория. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2009. 192 с.
- Мичурин С. В., Шарипова А. А. Изотопно-геохимические особенности рудопроявления золота Богряшка (Южный Урал) // Геологический сборник. 2015. № 12. С. 144–158.
- Нечаев В. П. Особенности гидротермально-метасоматического процесса на некоторых золоторудных проявлениях западного склона Южного Урала // Вопросы минералогии, геохимии и генезиса полезных ископаемых Южного Урала. Уфа: БФАН СССР, 1982. С. 52–56.
- Попов В. Г., Абдрахманов Р. Ф., Пучков В. Н. Геодинамика и геохимия процессов плотностной конвекции в Восточно-Европейском эвапоритовом палеобассейне // Литосфера. 2016. № 3. С. 47–67.
- Пучков В. Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
- Семихатов М. А., Кузнецов А. Б., Маслов А. В. и др. Cтратотип нижнего рифея — бурзянская серия Южного Урала: литостратиграфия, палеонтология, геохронология, Sr- и C-изотопные характеристики карбонатных пород // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2009. Т. 17. № 6. С. 17–45.
- Стратотип рифея. Стратиграфия. Геохронология. М.: Наука, 1983. 184 с.
- Тейлор С. Р., Мак-Леннан С. М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.
- Урасина Л. П., Другалева Т. А., Смолин П. П. Главнейшие магнезитовые месторождения. М.: Наука, 1993. 157 с.
- Филиппов В. А. Формационные комплексы Башкирского мегантиклинория и их металлогения // Докл. АН СССР. 1983. Т. 271. № 4. С. 935–938.
- Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 589 с.
- Aharon P. A Stable-isotope study of magnesites from the Rum Jungle Uranium Field, Australia: Implications for the origin of strata-bound massive magnesites // Chem. Geol. 1988. V. 69. P. 127–145.
- Annovitz L. M., Essene E. J. Phase equilibria in the system CaCO3–MgCO3–FeCO3 // J. Petrol. 1987. V. 28 (2). P. 389–414.
- Bau M., Moeller P. Rare-earth element fractionation in metamorphogenic hydrothermal calcite, magnesite and siderite // Miner. Petrol. 1992. V. 45. P. 231–246.
- Bodnar R. J. Revised equation and table for determinins the freezing point depression of H2O-NaCl solutions // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1993. V. 57. P. 683–684.
- Bodnar R. J., Vityk M. O. Interpretation of microterhrmo- metric data for H2O–NaCl fluid inclusions // Fluid inclusions in minerals: methods and application / Eds B. De Vivo, M. L. Frezzotti. Pontignano: Siena, 1994. P. 281–283.
- Ebner F., Prochaska W., Troby J. et al. Carbonate-hosted sparry magnesite of Greywacke zone, Austria / Eastern Alp // Acta Petrol. Sin. 2004. V. 20. P. 791–802.
- Hurai V., Lexa O., Schulmann K. et al. Mobilization of ore fluids during Alpine metamorphism: evidence from hydrothermal veins in the Variscan basement of Western Carpathians, Slovakia // Geofluids. 2008. V. 8. P. 181–207.
- Jiang S. Y., Chen C. X., Chen Y. Q. et al. Geochemistry and genetic model for the giant magnesite deposits in the eastern Liaoning province, China // Acta Petrol. Sin. 2004. V. 20. P. 765–772.
- Krupenin M. T., Michurin S. V., Sharipova A. A. et al. Mine- ralogical and Geochemical Features of Magnesia-Ferruginous Carbonates of the Avzyan Ore Region of the Southern Ural in Connection With Metasomathosis Regularities // News of the Ural State Mining University. 2017. V. 2. 34–42.
- McCaffrey M. A., Lazar B., Holland H. D. The evaporation path of seawater and the coprecipitation of Br– and K+ with halite // J. Sediment. Petrol. 1987. V. 57. № 5. P. 928–937.
- Morgan J. W., Wandless G. A. Rare earth elements in some hydrothermal minerals: evidence for crystallographic control // Geochim. et Cosmochim Acta. 1980. V. 44. P. 973–980
- Pohl W. Comparative geology of magnesite deposits and occurrences // Magnesite — geology, mineralogy, geochemistry, formation of Mg-carbonates. Monograph Series on Mineral Deposits 28 / Ed. P. Möller. Stuttgart: Gebr. Borntraeger Verlagsbuchhandlung, Science Publishers, 1989. P. 1–13.
- Prochaska W. Magnesite and talc deposits in Austria // Mineralia Slovaca. 2000. V. 32. P. 543–548.
- Prochaska W. Genetic concepts on the formation of the Austrian magnesite and siderite mineralizations in the Eastern Alps of Austria // Geologia Croatica. 2016. V. 69 (1). P. 31–38.
- Prochaska W., Krupenin M. T. Evidence of Inclusion Fluid Chemistry for the Formation of Magnesite and Siderite Deposits in the Southern Urals // Mineral. Petrol. 2013. V. 107. № 1. P. 53–65.
- Radvanec M., Kodera P., Prochaska W. Mineralogy, fluid inclusion and C, O, Sr isotopestudy of the Kosice-Medvedia magnesite deposit, Western Slovakia // Acta Petrologica Sinica. 2004. V. 20. № 4. P. 855–876
- Radvanec M., Prochaska W. Successive replacement of Upper Carboniferous calcite to dolomite and magnesite in Dubrava magnesite deposit (Western Carpatioans, Slovakia) // Mineralia Slovaca. 2001. V. 33. P. 517–525.
- Rosenberg P. E. Synthetic solid solutions in the systems MgCO3–FeCO3 and MnCO3–FeCO3 // Am. Mineral. 1963. V. 48. № 11–12. P. 1396–1400.
- Shannon R. D. Revised effective ionic radii and systematic studies of interatomic distances in halides and chalcogenides // Acta Crystallogr. Sect. 1976. V. 32. P. 751–767.