WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

На правах рукописи

Брусницын Алексей Ильич

ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МИНЕРАЛОГИЯ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ МАРГАНЦЕВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ПАЛЕОВУЛКАНОГЕННЫХ КОМПЛЕКСОВ (на примере месторождений Южного Урала)

Специальность 25.00.05 – минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2008

Работа выполнена на кафедре минералогии Санкт-Петербургского государственного университета

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, профессор Гордиенко Владимир Васильевич доктор геолого-минералогических наук, профессор Спиридонов Эрнст Максович доктор геолого-минералогических наук Иванюк Григорий Юрьевич

Ведущая организация: Институт Минералогии УрО РАН

Защита состоится _____________ на заседании диссертационного совета Д 212.232.25 по защите докторских и кандидатских диссертаций при Санкт-Петербургском государственном университете по адресу: 199034, Санкт-Петербург, Университетская наб. 7/9, геологический факультет, ауд. E-mail: m-char@yandex.ru

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке им. Горького Санкт-Петербургского государственного университета.

Автореферат разослан____ __ 2008 года

Ученый секретарь Диссертационного совета Доктор геол.-мин. наук М.В.Чарыкова ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. Стратиформные залежи метаморфизованных марганцевых пород (метаманганолитов), приуроченные к субмаринным вулканогенным комплексам, широко распространены в природе. На территории России наиболее широко известным регионом их развития является Магнитогорский палеовулканический пояс Южного Урала. Здесь установлено несколько десятков небольших месторождений марганца, часть из которых эксплуатировалась и активно изучалась в первой половине ХХ века (Топорков, Кожевников, 1938; Бетехтин, 1940, 1946; Херасков, 1951; Шатский, 1954;

Кожевников, 1965; Страхов и др., 1968; Гаврилов, 1972; Ходак, 1973;

Калинин, 1978; и др.). Все исследователи были едины в том, что минеральный состав продуктивных залежей сформировался в ходе метаморфизма и последующего гипергенеза отложений, изначально обогащенных марганцем. Однако, природа исходного субстрата трактовалась по-разному. В 1920–60-х годах было предложено несколько гипотез его образования: собственно осадочная, гальмиролитическая, гидротермально-метасоматическая и гидротермально- (вулканогенно)-осадочная. Но, со временем, только последняя из них приобрела наибольшую популярность и поддержку. Поэтому, именно как типичный («классический») пример объектов гидротермальноосадочного типа, примагнитогорские марганцевые месторождения включены в многочисленные учебники, справочники и обзорные публикации (Варенцов, Рахманов, 1978; Попов, 1979; Михайлов, Рогов, 1985; Рой, 1986; Овчинников, 1998; Контарь и др., 1999; Михайлов, 2001; Салихов и др., 2002; и др.).

Вместе с тем, частота упоминания в литературе не соответствует степени реальной изученности южноуральских марганцевых месторождений. Основные материалы по их геологии и, особенно, минералогии были получены еще до середины 1970-х годов и с тех пор очень мало пополнялись свежей информацией. Естественно, что сегодня сведения более чем 30-летней давности нуждаются в уточнении, дополнении и переосмыслении. Необходимость в этом обусловлена несколькими причинами: 1) в последние годы получены новые данные о геологии и условиях формирования палеовулканогенных комплексов Южного Урала; 2) произошел колоссальный прогресс в понимании природы рудообразующих процессов в вулканогенных комплексах, что в огромной мере связано с открытием в активных районах Мирового океана действующих гидротермальных источников, продуцирующих сульфидные, железо-марганцевые, железо-кремнистые, баритовые и некоторые другие типы металлоносных отложений; 3) начиная с середины 1990-х годов, некоторые южноуральские месторождения марганца повторно начали разрабатываться; 4) в повседневную минералогическую практику вошли новые методы изучения кристалллического вещества; 5) в минералогии активное развитие получило генетическое направление, в том числе методы физико-химического анализа минеральных парагенезисов.

Эти и некоторые другие достижения наук о Земле снова делают актуальным изучение марганцевых месторождений Южного Урала.

Причем, новые исследования призваны не только лишь вывести знания о природе этих объектов на современный уровень, но и способствовать дальнейшему развитию представлений о структуре, вещественном составе, процессах формирования и преобразования марганцевых залежей в вулканогенных структурах земной коры в целом.

Цели исследований заключались в реконструкции механизмов и условий образования и преобразования минерального вещества на всех стадиях становления марганцевых залежей, начиная от накопления металлоносного осадка, до его захоронения и метаморфизма; выявлении отдельных минералов и их парагенезисов, позволяющих оценить РТХ– параметры метаморфизма марганцевоносных отложений.

Задачи работ были определены следующим образом: 1) типизация марганцевых месторождений на основе обобщения геологических, литохимических и минералогических данных; 2) изучение строения рудоносных пачек, выявление закономерностей распределения различных типов металлоносных отложений по площади и в разрезе месторождений, дешифрование условий их накопления; 3) исследование минералогии марганцевых пород, определение последовательности образования минералов на постседиментационных этапах развития месторождений; 4) оценка РТ-параметров метаморфизма продуктивных залежей, проведение физико-химического анализа минеральных парагенезисов метаманганолитов.

Фактический материал был собран на марганцевых месторождениях западного борта Магнитогорского палеовулканического пояса. Исследование данного региона автор проводил с 1995 по 2007 гг.

За это время было обследовано более двадцати месторождений, из которых десять (Биккуловское, Казган-Таш, Кожаевское, Кызыл-Таш, Кусимовское, Северо-, Средне- и Южно-Файзулинское, Уразовское, Янзигитовское) определены в качестве опорных объектов для детальных работ. Выбранные месторождения представляют все главные типы залежей марганцевых пород региона, они обладают хорошей сохранностью и обнаженностью рудоносных пачек, показательны в минералогическом плане. Важно также то, что большинство из эталонных месторождений слабо деформированы тектоническими движениями, и все в относительно малой степени изменены процессами метаморфизма. Это, с одной стороны, дает возможность реконструировать строение и литологию исходных рудоносных отложений, а с другой - проследить трансформацию минерального состава марганцевых залежей при постепенном повышении температуры и давления, то есть, по сути, при переходе от осадочной породы к метаморфической.

Кроме того, при решении поставленных задач в сравнительном плане использовались материалы, полученные автором при изучении марганцевых месторождений Среднего и Полярного Урала (Малоседельниковского, Кургановского, Бородулинского, Шпанчевского и Парнокского), а также опубликованные данные по генетически родственным объектам других регионов и марганцевоносным осадкам современного океана.

Методы исследования. Геологическое изучение месторождений включало крупномасштабное картирование металлоносных пачек, выяснение закономерностей локализации марганцевых пород, исследование внутреннего строения продуктивных тел. Кроме того, в работе использовались результаты предшествующих съемочных и геологоразведочных работ. При интерпретации геологических и петрохимических данных активно применялась методика сопоставления их с опубликованными материалами по строению, составу и условиям образования рудоносных осадков в областях развития гидротермальных систем современного океана. В ходе работ на месторождениях были собраны значительные по объему коллекции образцов руд и вмещающих пород (несколько сотен штуфов), которые легли в основу лабораторных исследований.

Минералогическое изучение марганцевых пород выполнено ставшими уже традиционными методами оптической и электронной микроскопии, электронно-зондового и рентгенофазового анализов.

Редкие минералы дополнительно охарактеризованы методом ИКспектроскопии (аналитик Н.В.Чуканов, Институт проблем химической физики РАН в Черноголовке). Химический состав пород проанализирован рентгеноспектральным флуоресцентным методом (аналитики В.В. Петров и Б.А.Цимошенко, ВСЕГЕИ). Изотопный состав углерода и кислорода определен масс-спектрометрическим методом (аналитик В.Н.Кулешов, ГИН РАН). При генетической интерпретации полученного фактического материала использовались методы физико-химического анализа парагенезисов минералов и термодинамических расчетов.

Научная новизна. Приведены новые сведения о геологическом строении, петрографии, минералогии и условиях генезиса марганцевых месторождений Южного Урала. Иначе, чем предыдущими авторами, проинтерпретировано геологическая структура некоторых месторождений.

В составе марганцевых пород установлено 69 минеральных видов, из них 41 впервые отмечаются на этих месторождениях, в том числе три минерала (риббеит, кумбсит и широцулит) впервые найдены на территории России, а манганбабингтонит и йогансенит – на Урале. Для ряда групп минералов (гранаты, пироксены, амфиболы, хлориты и др.) уточнена диагностика видов. Получены новые данные об особенностях ассоциаций, морфологии, физических свойствах, химическом составе и рентгенографических характеристиках всех главных и второстепенных минералов. В оксидно-карбонатно-силикатных породах прослежена последовательность образования минералов на постседиментационных этапах развития месторождений.

Впервые для месторождений Южного Урала получены данные по изотопному составу углерода и кислорода карбонатов марганцевых пород. На основе этих результатов зафиксировано участие биогенного метана в формировании карбонатов марганцевых пород.

Разработаны геологические модели накопления двух типов рудоносных отложений (проксимальных и дистальных). Уточнены и дополнены новыми данными оценки РТ–параметры их метаморфизма.

Для обозначения любых по составу метаморфизованных марганцевых осадков предложен новый обобщающий термин «метаманганолиты».

Выявлены минералогические и структурные критерии диагностики преобразования марганцевых отложений в условиях низких температур и давления. Получены новые сведения об устойчивости различных минеральных парагенезисов метаманганолитов в зависимости от РТХ– условий метаморфизма. На основе обобщения и анализа всей информации, охарактеризована эволюция минералогии марганцевых отложений на всех этапах геологической истории региона.

Практическая значимость. Полученные материалы важны для оценки перспектив использования марганцевых отложений как источников металла, декоративного и коллекционного камня. Начиная с 2000 г., результаты минералогических исследований неоднократно передавались в производственные организации, ведущие разработку южноуральских марганцевых месторождений. Часть полученных аналитических данных использовалась сотрудниками Института Минералоги УрО РАН (Миасс) при написании отчета «Составление карт девонских металлоносных отложений Магнитогорской площади с целью локального прогноза месторождений цветных и благородных металлов», выполненого по соглашению с Комитетом природных ресурсов Челябинской области в 1999 г. (гос. регистр. № 47-92-9/18).

Проведенные под руководством автора исследования стали одним из элементов вузовской подготовки специалистов-минералогов. Начиная с 1995 г., марганцевые месторождения Южного Урала служат полигоном для проведения учебно-научных практик студентов кафедры минералогии СПбГУ. Полученные фактические материалы и созданные коллекции минералов и горных пород используются при чтении специальных учебных курсов на геологическом факультете СПбГУ.

Защищаемые положения.

1. Среди марганцевых месторождений, приуроченных к палеовулканогенным комплексам, выделяются два взаимосвязанных типа гидротермально-осадочных объектов, различающихся строением продуктивных пачек, химическим и минеральным составом слагающих их пород, условиями накопления рудного вещества: а) проксимальные залежи, сформировавшиеся на участках просачивания на поверхность морского дна гидротермальных растворов; б) дистальные залежи, образовавшиеся на удалении от устья гидротермальных источников.

2. Минеральный состав марганцевых пород насчитывает более видов, которые формируют три последовательно образующиеся группы ассоциаций: 1) ассоциации пород основного объема залежей, образовавшиеся в ходе низкоградного (Т = 200–250 °С, Р = 2–3 кбар) регионального метаморфизма; 2) ассоциации сегрегационных и метасоматических прожилков, выполняющих системы поздних тектонических трещин; 3) ассоциации приповерхностных гипергенных минералов. Большая часть минеральных видов (38) представлена метаморфогенными силикатами.

3. Региональный метаморфизм марганцевоносных отложений протекал в изохимических условиях, когда характер метаморфогенных парагенезисов, а также химический состав минералов, контролировался соотношением в породах количеств петрогенных элементов (Mn, Fe, Ca, Mg, Al и Si) и распределением в них биогенных углеводородов, разложение которых регулировало баланс углекислоты и кислорода в поровом растворе (окислительно-восстановительные свойства среды).

На месте содержащих Сорг проксимальных осадков формировались оксидно-карбонатно-силикатные породы, сложенные преимущественно силикатами и карбонатами Mn2+ (тефроитом, родонитом, кариопилитом, родохрозитом и др.), а также андрадитом, кварцем, гематитом и гаусманитом; за счет лишенных Сорг дистальных осадков – оксидносиликатные породы, в составе которых резко доминируют браунит (силикат Mn3+) и кварц.

4. Типоморфными минералами марганцевых пород, испытавших метаморфизм низких температур, является кариопилит, а также тесно ассоциирующие с ним водосодержание силикаты (парсеттенсит, баннистерит и др.). Благоприятной предпосылкой для низкотемпературной кристаллизации силикатов (родонита, пироксмангита, тефроита и др.) служит присутствие в исходных отложения Mn–Si геля. Преобразование Mn–Si протолита по мере увеличения температуры происходит ступенчато в следующей генеральной последовательности: гель неотокит кариопитит + кварц кариопилит + пироксмангит (± родонит) + тефроит пироксмангит (± родонит) + тефроит. Вытеснение кариопилита парагенезисом пироксмангита (± родонита) с тефроитом осуществляется в температурном интервале пренит-пумпеллиитовой фации.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, восьми глав и заключения, содержит 516 страниц текста, 151 рисунок, таблицу, 8 приложений и список литературы из 468 наименований.

Содержание работы представлено в двух частях. В первой части изложен полученный фактический материал. Часть I состоит из пяти глав. В главе 1 изложена история изучения марганцевых месторождений Южного Урала. В главе 2 рассмотрена геология марганцевых месторождений Западно-Магнитогорского палеовулканического пояса.

Глава 3 содержит сведения о химическом составе марганцевых руд и вмещающих их пород. В главе 4 рассмотрены главные минеральные ассоциации марганцевых руд. Глава 5 посвящена детальному описанию минералов марганцевых пород. Вторая часть диссертации содержит генетический анализ всей полученной информации с позиций современных представлений о процессах гидротермально-осадочного рудогенеза, диагенеза и последующего метаморфизма металлоносных осадков. Часть II состоит из трех глав. В главе 6 изложена принципиальная схема функционирования субмаринных гидротермальных систем, предложены модели формирования проксимальных и дистальных марганцевоносных отложений. Глава 7 посвящена вопросам диагенетического образования карбонатов марганцевых пород с учетом особенностей их морфологии и полученных анализов изотопного состава углерода и кислорода. В главе 8 рассмотрены условия образования метаморфогенных минеральных парагенезисов, оценены температура и давление метаморфизма, а также состав порового раствора; проанализировано значение минеральных ассоциаций как индикаторов РТХ–параметров метаморфизма. В заключении все полученные сведения объединены в схемы развития марганцевых месторождений на последовательных геологических этапах становления субмаринных палеовулканогенных комплексов.

Апробация работы. Результаты проведенных исследований были представлены в докладах на российских и международных конференциях: Ежегодное годичное собрание Всероссийского минералогического общества (Санкт-Петербург, Москва, 1995, 2000, 2003, 2007), Съезд Всероссийского минералогического общества (Санкт-Петербург, 1999, 2004), Минералогические музеи (Санкт-Петербург, 1995, 1998, 2000, 2002, 2005), ежегодных конференциях Уральская летняя минералогическая Школа (Екатеринбург, 1995–2000, 2004, 2007) и Металлогения древних и современных океанов (Миасс, 1996–2008);

Палеогеографические и геодинамические условия образования вулканогенно-осадочных месторождений (Миасс, 1997), Минералогия Урала (1998, 2003, 2007), Модели вулканогенно-осадочных рудообразующих систем (Санкт-Петербург, 1999), XIII Школа морской геологии (Москва, 1999), Некристаллическое состояние твердого минерального вещества (Сыктывкар, 2001), Кристаллогенезис и минералогия (Санкт-Петербург, 2001, 2007), Геология и перспективы расширения сырьевой базы Башкортостана и сопредельных территорий (Уфа, 2001), Состояние марганцеворудной базы России и вопросы обеспечения промышленности марганцем (Красноярск, 2001), Уральское литологическое совещание (2002, 2006), Рудные месторождения:

вопросы происхождения и эволюции (Миасс, 2005), Минеральное разнообразие - исследование и сохранение (София, 2005), Рудогенез (Миасс, 2008).

По материалам исследований опубликовано 3 монографии и статей.

Благодарности. Работа выполнена на кафедре минералогии СанктПетербургского государственного университета. Автор глубоко благодарен заведующему кафедрой профессору В.Г.Кривовичеву за разнообразное содействие в исследованиях и их конструктивную критику. Консультации оказывали профессора А.Г.Булах, Э.А.Гойло, Л.П.Никитина. Постоянное внимание к работе проявляли доценты А.А.Золотарев, А.Н.Зайцев и Е.Н.Перова. Все поездки на Урал были организованы и проведены совместно с доцентом А.А.Антоновым.

Некоторые части работы выполнены при участии докторов геол.-мин.

наук С.В.Кривовичева и А.Б.Кольцова, кандидатов геол.-мин. наук С.Н.Бритвина, С.В.Петрова и Н.И.Пономаревой.

Помимо сотрудников геологического факультета СПбГУ, различные вопросы обсуждались со специалистами из других организаций:

докторами геол.-мин. наук Э.М.Спиридоновым (МГУ), Э.Ф.Емлиным (УГГГА), И.В.Пековым (МГУ), кандидатами геол.-мин. наук П.Я.Азимовым (ИГГД РАН), И.А.Бакшеевым (МГУ), А.Н.Серковым (Уралкварцсамоцветы), В.В.Смоленским (СПбГИ), С.Г.Суставовым (УГГГА).

Большое влияние на становление взглядов автора оказало общение с геологами и минералогами Института Минералогии УрО РАН (Миасс):

докторами геол.-мин. наук В.В.Зайковым и В.В.Масленниковым, кандидатами геол.-мин. наук Е.В.Зайковой, Е.В.Белогуб, И.Ю.Мелекесцевой, К.А.Новоселовым, О.С.Теленковым и Н.Р.Аюповой. Незаменимым спутником в экспедициях по Южному Уралу, душой компании, был кандидат геол.-мин. наук И.Г.Жуков.

Полевые работы и последующее минералогическое изучение собранного каменного материала проведены при деятельном участии студентов кафедры минералогии СПбГУ Ю.С.Балашовой, О.В.Гаврютченковой, И.А.Городничевой, О.С.Гридиной, О.Г.Калининой, Е.А.Коптяевой, Ю.С.Коробейниковой, Е.А.Никитиной, М.А.Папчинской, Ю.И.Романовой, А.Е.Самсоновой, Т.А.Семковой и И.А.Чумакова.

Аналитические исследования были бы невозможны без помощи коллег из Санкт-Петербурга и Москвы. Большое содействие в рентгенофазовых исследованиях минералов оказывали доктор геол.-мин. наук Е.Н.Котельникова (СПбГУ), кандидаты геол.-мин. наук Н.В.Платонова (СПбГУ) и М.А.Яговкина (ЗАО Механобр-Аналит), старший научный сотрудник В.В.Трофимов (СПбГУ). Микрозондовые анализы минералов проведены при непосредственном участии старшего научного сотрудника А.Р.Нестерова (СПбГУ), кандидата геол.-мин. наук Ю.Л.Крецера и доктора геол.-мин. наук Н.С.Рудашевского (ЗАО Механобр-Аналит, РИАН «Кирси»), кандидата геол.-мин. наук М.А.Ситниковой (ВСЕГЕИ). Рентгеноспектральные анализы горных пород выполнены В.В.Петровым и Б.А.Цимошенко (ВСЕГЕИ). ИКспектры минералов получил и проинтерпретировал доктор физ.-мат.

наук Н.В.Чуканов (ИФХ РАН, Черноголовка). Изотопный состав углерода и кислорода карбонатов проанализирован доктором геол.-мин.

наук В.Н.Кулешовым (ГИН РАН, Москва).

На всех этапах исследований, начиная от организации и проведения полевых выездов, и, вплоть до редактирования текста диссертации, мне помогала жена – кандидат геол.-мин. наук Елена Вячеславовна Старикова. Морально поддерживали друзья - Ярослав и Наталья Клочковы.

Автор сердечно благодарит своих учителей, коллег и друзей и надеется на дальнейшее плодотворное сотрудничество и поддержку.

Полевые выезды отчасти финансировались геологическим факультетом СПбГУ, за что автор благодарит декана факультета И.В.Булдакова и его заместителя В.И.Данилевского. Исследования поддерживались грантами РФФИ (проекты 96-05-65192а, 99-05-65286а, 99-05-78022д, 03-05-78021д, 04-05-64333, 08-05-00415), программой «Университеты России» (направление «Кристалл») и ФЦП «Интеграция» (проект № 326.67).

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

(по защищаемым положениям) 1. Среди марганцевых месторождений, приуроченных к палеовулканогенным комплексам, выделяются два взаимосвязанных типа гидротермально-осадочных объектов, различающихся строением продуктивных пачек, химическим и минеральным составом слагающих их пород, условиями накопления рудного вещества: а) проксимальные залежи, сформировавшиеся на участках просачивания на поверхность морского дна гидротермальных растворов; б) дистальные залежи, образовавшиеся на удалении от устья гидротермальных источников.

Марганцевые залежи палеовулканических комплексов Южного Урала (рис. 1) несут в себе типичные черты месторождений гидротермально-осадочного типа (Херасков, 1951; Гаврилов, 1972; Ходак, 1973;

Калинин, 1978; Рой, 1986; Брусницын и др., 2000; Брусницын, Жуков, 2005, 2008; и др.). Месторождения приурочены к вулканогенным толщам средне-верхнедевонского возраста, которые, по современным представлениям, сформировались в пределах активной океанической окраины, в обстановке энсиматической островной дуги (Ирендыкской) и примыкающего к ней задугового (междугового) бассейна (Сибайского) (Зоненшайн и др., 1984; Зайков, 1991, 2006; Серавкин и др., 1992;

Пучков, 1993, 2006; Коротеев, Сазонов, 2005; и др.). Залежи марганцевых пород установлены в составе вещественных комплексов обеих структур, причем везде они локализованы в отложения, завершающих циклы вулканической деятельности и аккумулирующих эдафогенные, биогенные и гидротермальные осадки. Большая часть проявлений сосредоточена в отложениях бугулыгырского кремнистого горизонта (D2ef) и улутауской тефро-терригенной свиты (D2zv-D3fr1) (Жуков, 2002). Во всех, случаях марганцевоносными являются кремнистые и железо-кремнистые породы (яшмы, джаспериты, кремнистые алевролиты, железистые туффиты, яшмо-туффиты), сопо- Сиб Рис. 1. Схема размещения главных Миасс марганцевых месторождений а б 1 Магнитогорского палеовулканического пояса (составлена по материалам В.В.Зайкова (1991), Е.С.Контаря и Л.Е.Либаровой (1997), Е.С.Контаря и 4 Учалы др. (1999)).

Вм 1 - палеогеодинамические зоны: П - Присакмарская: меланж-олистостромовый комплекс O–D1, Зм - Западно7 Магнитогорская: палеоостроводужные комплексы (андезит-базальтовая и риолит-базальтовая дифференци10 рованная формации D2–3) Сиб - Сибайская: комплексы Магнитогорск 11 междуговый палеобассейна (риолит-базальтовая контрастная формация D2–3), Вм - Восточно-Магнитогорская:

Сибай палеоостроводужные комплексы (риолит-базальтовая диф13 ференцированная D2–3), Д - Домбаровская: комплексы задугового палеобассейна (базальт-андезит-дацит-риолитоЗм вая формация D2–3), 2 - границы: а - Магнитогорского паСиб леовулканического пояса, б - палеогеодинамических зон, 3 - марганцевые месторождения; 4 – города.

Д Орск Цифрами обозначены месторождения марганца: 1 - КожаевП 50 км ское, 2 - Тетраук, 3 - Уразовское, 4 - Габдимовское, 5 - Аюсазовское, 6 - Ниязгуловское, 7 - Биккуловское, Казган-Таш, 8 - Кусимовское, 9 - Ялимбетовское, 10 - Кызыл-Таш, 11 - Мамилинское, 12 - Губайдулинское, 13 – Янзигитовское, 14 – Северо-, Средне- и Южно-Файзулинское, 15 - Бахтинское, 16 - Лисьи Горы; 17 - Репино-Круторожинское.

ставимые по условиям залегания, строению, значениям литохимических модулей ([Fe+Mn]/Ti, Al/[Al+Fe+Mn] и т.п.) с металлоносными и/или «рудоносными» морскими осадками. В современном океане такие осадки накапливаются непосредственно на участках разгрузки гидротермальных растворов, а также в смежных с ними областях на некотором удалении от гидротермальных источников (Лисицын, 1993;

Бутузова, 1998; Гурвич, 1998; и др.).

Марганцевые породы формируют стратиформные залежи, причем появление их в вулканогенно-осадочном разрезе не сопровождается развитием мощных ареалов метасоматической переработки вмещающих пород. Продуктивные тела имеют относительно небольшие размеры: до 2.5 м по мощности и до 500 м по простиранию. При этом, по сравнению с «обычными» осадочными и вулканогенно-осадочными породами, они резко обогащены рудным элементом (марганцем). То есть, процесс «нормальной» седиментации был кратковременно нарушен поступлением рудного вещества из дополнительных источников. Вероятнее всего, марганец привносился в морской бассейн гидротермальными растворами.

Для марганцевых пород характерны типично седиментогеннодиагенетические текстуры и структуры: слоистые, линзовиднополосчатые, конкреционные, вулканокластические, пелитоморфные, глобулярные, сферолитовые и т.п. Фрагменты пород с прожилковосетчатым строением приурочены исключительно к участкам текто- нических деформаций. В марганцевых породах и вмещающих их силицитах часто наблюдаются реликты морской микро- и макрофауны.

Перечисленные признаки характерны для всех примагнитогорских месторождений. В совокупности они указывают на осадочный механизм формирования марганцевоносных залежей, а также на субмаринные гидротермальные растворы, как наиболее вероятный источник марганца и некоторых других элементов. Вместе с тем, наряду с общими чертами, изученные месторождения обладают и ярко выраженными индивидуальными особенностями (табл.). Выделяются два типа объектов (Жуков, 2000; Брусницын, 2002; Брусницын, Жуков, 2005, 2008).

Таблица. Характеристика марганцевых месторождений Южного Урала Характеристика Месторождения Тип первый Тип второй Вмещающие породы Вулканомиктовые (D2ef, Кремнистые отложения (возраст) D2zv-D3fr1) и кремнистые (D2ef) отложения (D2ef) Характер локализации Локализованы непосредственно Локализованы в марганцевых пород на флангах джасперитовых тел стратиграфическом и/или и образуют с ними единые латеральном отрыве от геологические тела джасперитов Зональность Выражена ясно: джаспериты Выражена слабо или продуктивных марганцевые породы отсутствует отложений Морфология и размеры Массивные тела линзовидной Пачки ритмичного залежей марганцевых или пластообразной формы переслаивания рудных пород протяженностью до 250 м при слойков с яшмами.

мощности до 3 м. Протяженность пачек до 500 м, мощность 0.5–1 м.

Внутреннее строение Очень неоднородное Однородное ритмичнозалежей марганцевых линзовидно-полосчатое, полосчатое пород латерально-зональное Минеральный тип Оксидно-карбонатно- Оксидно-силикатный марганцевых пород силикатный Месторождения первого типа (Биккуловское, Казган-Таш, Кожаевское, Кызыл-Таш, Казган-Таш, Уразовскок, Средне- и ЮжноФайзкулинские, Янзигитовское) локализованы в отложениях различных стратиграфических уровней (D2ef, D2zv-D3fr1) и разного литологического состава (силициты, вулканомиктовые отложения). Их объединяет несколько признаков. Прежде всего – это тесная ассоциация марганцевых пород с джасперитами.

Джаспериты – мелкозернистая гематит-кварцевая порода глобулярной, колломорфной или сферолитовой структур, обычно брекчиевидной, реже, массивной текстуры (Зайков и др., 1994; Масленников, 1999;

и др.). Химический состав джасперитов однообразен (масс. %):

SiO2 = 75-95, Fe2O3общ = 5-25, SiO2 + Fe2O3общ 98. По значениям литохимических модулей ([Fe+Mn]/Ti = 640–2970, Al/[Al+Fe+Mn] = 0.01– 0.17) они соответствуют отложениям, резко обогащенным гидротермальными элементами («рудоносным осадкам»). Подавляющее большинство исследователей рассматривают джаспериты как литифицированные аналоги современных кремнисто-железистых осадков, накапливающихся на поверхности морского дна в местах просачивания низкотемпературных гидротермальных растворов (Херасков, 1951; Зайкова, Зайков, 2005; Crerar et al. 1982; Ashley, 1989; Gutzmer et al., 2001; Grenne, Slack, 2003; и др.).

Джаспериты формируют тела холмообразной или линзовидной формы. Примерами холмообразных построек являются месторождения Кызыл-Таш, Казган-Таш, Уразовское и Янзигитовское (рис. 2). Здесь джаспериты слагают тела с плоской подошвой и выпуклой кровлей размерами до 50 м по мощности и до 450 м по простиранию.

Марганцевые породы всегда локализуются в кровле джасперитовых холмов, где слагают одну или несколько линзовидных залежей с максимальной мощностью до 1.5–2 м при протяженности до 35 м. Линзы марганцевых пород переслаиваются с пачками железо-кремнистых отложений, более того, обогащенные железом (гематитом) пропластки часто присутствуют и внутри залежей марганцевых пород. Таким образом, джаспериты и марганцевые породы образуют единые четко дифференцированные, зональные залежи с железо-кремнистым основанием (ядром) и марганцевыми породами на периферии. Причем на всех месторождениях железо-кремнистые породы по объему резко преобладают над марганцевыми.

Близкие черты строения наблюдаются и на объектах, где джаспериты слагаю не холмообразные, а линзовидные тела. Мощность таких тел обычно составляет 2–5 м при длине 10–100 м, как правило, они собраны в цепочки общей протяженностью до 700 м. Небольшие пласты и линзы марганцевых пород располагаются во внешних частях джасперитовых тел: либо непосредственно в кровле гематит-кварцевых построек (месторождения Кожаевское и Средне-Файзулинское), либо сразу на их латеральном продолжении среди отложений другого состава:

в яшмах и кремнистых алевролитах (месторождение ЮжноФайзулинское) или в вулканомиктовых песчаниках (месторождение Биккуловское).

В отличии от джасперитов, химический состав марганцевых пород весьма неоднороден. Помимо высоких содержаний марганца и кремния (13–71, в среднем 35 масс. % MnOобщ; 13–61, в среднем 36 масс. % SiO2), для них свойственны повышенные количества железа (1–23, в среднем D3 fr Северный участок D2 zv - D3 frа б Центральный участок D3 fr Южный участок 50 м Рис. 2. Геологическая карта месторождения Кызыл-Таш (по материалам К.П.Сопиной (1945) с исправлениями и дополнениями).

1 - мукасовская толща (D3fr): кремнистые сланцы, аргиллиты, вулканомиктовые песчаники; 2-9 - улутауская свита, (D3fr1): 2 - вулканомиктовые песчаники и алевролиты, 3 - массивные джаспериты и яшмы; 4 - линзы марганцевых руд: а - наблюдаемые, б - предполагаемые; 5-6 - джаспериты: 5 - микробрекчиевидные, 6 - с грубопятнистой текстурой; 7 - линия субвертикального сброса; 8 - элементы залегания; 9 - контуры карьеров.

7 масс. % Fe2O3общ), кальция (1.5–28, в среднем 13 масс. % CaO), алюминия (0.05–7.3, в среднем 1.7 масс. % Al2O3) и магния (0.05–2.9, в среднем 0.75 масс. % MgO). При этом, несмотря на значительные вариации соотношений компонентов, в пределах марганцевых линз все же прослеживаются элементы центробежной зональности, выраженные в том, что по мере удаления от джасперитов в марганцевых породах снижаются концентрации Mn, Fe и Ca, но возрастают - Si, Al и Mg.

Значения литохимических модулей ([Fe+Mn]/Ti = 214–7128, Al/[Al+Fe+Mn] = 0.01–0.28) в марганцевых породах соответствуют отложениям, обогащенным гидротермальным веществом.

Отмеченные факты свидетельствуют о накоплении марганцевых отложений непосредственно в зоне разгрузки субмаринных гидротерм.

Анализ существующих точек зрения об образовании подобных объектов (Херасков, 1951; Рой, 1986; Варенцов и др., 1993; Bonatti et al., 1976;

Crerar et al., 1982; Flohr, Huebner, 1992; и др.), сопоставление их с результатами собственных исследований и сведениями по гидротермальным системам Мирового океана (Богданов и др., 2006; и др.), позволяют предложить следующую модель генезиса южноуральских месторождений.

Марганец, железо, кремний и ряд других элементов выносились на поверхность морского дна низкотемпературными (Т 100 С) гидротермальными растворами, циркулировавшими в толще пород океанической коры и имевшими, вероятно, термоконвекционную природу. В области смешения растворов с морской водой, в результате резкой смены физико-химических условий (Т, pH, Eh и др.), образовывался геохимический барьер, на котором происходило осаждение элементов (рис. 3). При этом в полном соответствии со своими химическими свойствами (Гаррелс, Крайст, 1968; Krauskopf, 1957; Hem, 1972;

Maynard, 1983; и др.), большая часть кремнезема и железа отлагалась непосредственно в устье гидротермы, давая начало железо-кремнистым илам (протоджасперитам). Марганец же, обладающий большей подвижностью, осаждался лишь в верхних зонах гидротермального потока, где раствор был максимально разбавлен морской водой.

Тонкодисперсная взвесь марганцевых минералов частью рассеивалась в окружающей среде, частью концентрировалась на геоморфологических ловушках на флангах гидротермального поля. В итоге образовывались зональные отложения с железо-кремнистым «ядром» и марганцевыми залежами во внешних частях.

Согласно данной модели источником главных компонентов (Mn, Fe, Si и др.) служили вулканогенные породы океанической коры, из которых металлы выщелачивались с одинаковой интенсивностью. Поскольку в вулканогенных породах содержание железа в 50 раз больше, чем марганца, то и в составе металлоносных залежей железо также резко преобладает.

Морская вода: Na+, Mg2+, Cl-, SO42-, HCO3-, Al Al Al Mn Mn4+ Mn4+ Fe3+ Fe Mn4+ Si Вулканогенные породы Гидротермальные растворы:

Mn2+, Fe2+, SiO2. (aq), Ca2+ 1 234 Fe Al 6 7 8 9 Рис. 3. Модель формирования проксимальных Mn–Fe–Si отложений Зональная холмообразная постройка, формирующаяся в устье гидротермального источника.

1 – марганцевые отложения, 2 – железо-кремнистые отложения (протоджаспериты), 3 и 4 – вулканомиктовые отложения (3 – ожелезненные, 4 – неизмененные), 5 – тонкодисперсная взвесь марганцевых минералов, 6–8 - гидротермальные растворы:

6 – до разгрузки, 7 – потерявшие железо, 8 – потерявшие марганец; 9 – геохимические барьеры для железа и марганца соответственно; 10 – направления поступления терригенного материала.

Гидротермальная деятельность могла проявляться в различных геодинамических и фациальных обстановках. Накопление рудоносных осадков контролировалось преимущественно локальными факторами, зависящими от характера рельефа, гидродинамического режима, колебания дебета гидротермального источника и др. В то же время характер фонового осадконакопления в данном случае не оказывал решающего влияния на аккумуляцию марганцевых минералов. Доля литогенного (Al, Ti, Mg, Ca и др.) и биогенного (Ca и Cорг) вещества в составе марганцевоносных отложений могла быть разной, в том числе и довольно значительной. Из сказанного вытекает возможность образования месторождений на нескольких уровнях вулканогенноосадочного разреза, большое разнообразие пород на относительно небольшой территории, неоднородное внутреннее строение рудных залежей и, как следствие, индивидуальность каждого объекта.

Возможность реализации предложенной модели подтверждается методами термодинамических расчетов (Старикова, Гричук, 2000;

Старикова 2001; Старикова и др., 2004), а также находками аналогов подобных объектов в пределах действующих гидротермальных полей современного океана (Горшков и др., 1992; Лисицын, 1993; Honnorez et al., 1983; Binns et al., 1993; Bogdanov et al., 1997; и др.).

Месторождения второго типа (Аюсазовское, Габдимовское, Кусимовское, Ниязгуловское-2, Рахметовское, Северо-Файзулинское и др.), несмотря на свою многочисленность, чрезвычайно однообразны по строению и составу продуктивных пачек. На всех объектах залежи марганцевых пород локализованы в значительном пространственном отрыве от джасперитов. Рудоносными являются кремнистые отложения бугулыгырского горизонта (D2ef), формирование которого происходило вдали от берега (источника обломочного материала), на больших (ниже уровня карбонатной компенсации) глубинах при спокойном гидродинамическом режиме (Зайков и др., 2001; Мизенс, 2003; и др.). По объему среди кремнистых пород доминируют тонко-полосчатые сургучно-красные яшмы (масс.%:

SiO2 = 89.6–95.7, Fe2O3общ = 1.3–4.4, SiO2+Fe2O3 = 95–97). По условиям залегания и соотношению индикаторных элементов ([Fe+Mn]/Ti = 68– 770, Al/[Al+Fe+Mn] = 0.23–0.72) они сопоставимы с современными металлоносными осадками, формирующимися на удалении от гидротермальных источников.

Так же и в месторождениях первого типа, продуктивные отложения характеризуются резким преобладанием железо-кремнистых пород (яшм) над марганцевыми. Рудоносные горизонты обычно представляют собой маломощные (до 1.5 м), но протяженные (200–500 м) фрагменты монотонной яшмовой толщи, содержащие тонкие (до 1.5 см) линзовидные обособления браунита. Реже в яшмах наблюдаются пласты массивных браунит-кварцевых пород, мощностью около 1 м (СевероФайзулинское месторождение). Кроме того, очень редко (Кусимовское месторождение) в пределах горизонтов полосчатых браунит-кварцевых руд встречаются мелкие (не более 1.5 м по простиранию и до 0.3 м мощностью) линзы пятнистых (метаконкреционных) браунит-родонитых пород (рис. 4). На всех месторождениях внутреннее строение продуктивных пачек крайне однородно без четко выраженных признаков зональности. В химическом составе марганцевых пород доминируют кремнезем и марганец (масс.%: SiO2 = 28–77, в среднем 61; MnOобщ = 12– 64, в среднем 27; SiO2+MnOобщ = 83–93), содержание остальных компонентов в несколько раз меньше (масс.%): Al2O3 = 0.6–4.0, D2zv - D3fr0.5 м б D2ef 1 2 3 D1em - D2ef 4 а 5 м Рис. 4. Схематическая стратиграфическая колонка Кусимовского месторождения (а) и схема строения рудных горизонтов (б).

1 - улутауская свита (D2zv-D3fr1): вулканомиктовые песчаники, алевролиты, кремни; 2-- бугулыгырский горизонт (D2ef): 2 - яшмы, 3 - рудоносные горизонты нерасчлененные, 4 - джаспериты; 5 - ирендыкская свита (D1em-D2ef): порфириты андезит-базальтового состава, прослои кремнистых сланцев; 6-8 - разновидности марганцевых руд: 6 - тонкополосчатые браунит-кварцевые, 7 - конкреционные, массивные, прожилково-сетчатые браунит-пироксмангитовые (родонитовые), 8 - тонкодисперсная вкрапленность марганцевых оксидов и гидроксидов в яшмах.

Fe2O3общ = 0.8–8.7, MgO = 0.05–2.4, CaO = 0.2–3.9. Значения литохимических модулей ([Fe+Mn]/Ti = 61–6100, Al/[Al+Fe+Mn] = 0.04–0.31) соответствуют металлоносным осадкам.

Подобный состав и строение указывают на накопление осадка в спокойной обстановке на удалении от гидротермальных источников.

Этот вариант рудогенеза мог реализоваться только в условиях, которые, во-первых, препятствуют полному рассеиванию марганца в окружающем пространстве, во-вторых, способствуют эффективному отделению марганца от количественно преобладающего железа, в-третьих, при которых аккумуляция рудоносных осадков не подавляется «фоновой» седиментацией.

Такие условия, по-видимому, создавались в крупных понижениях океанического дна (кальдерах, межвулканических депрессиях, грабенах, котловине задугового бассейна и т.п.), в которых затруднялось быстрое перемешивание воды из придонного слоя с водами морской акватории.

Поступление гидротерм в такие относительно замкнутые области обеспечивало существование в них специфической геохимической обстановки, промежуточной по своим параметрам между рудоносными растворами и океанической водой. То есть, в данном случае, геохимический барьер не был сосредоточен вблизи устья гидротермального источника, а расширялся на весь объем впадины.

Формирование дифференцированных железо- или марганецсодержащих отложений здесь происходило следующим образом. На стадии активной гидротермальной деятельности (рис. 5а) поступающее с растворами железо в придонной воде окислялось, переходило в твердое состояние и совместно с кремнеземом медленно осаждалось на большой площади дна, где, частично смешиваясь с «фоновыми» отложениями, служило основой для протояшмовых илов. Марганец в это время сохранялся в растворенном виде и не покидал (во всяком случае, не полностью) пределы впадины-ловушки. В периоды затухания гидротермальной деятельности (рис. 5б) находящиеся во впадинах воды из-за неизбежного разбавления морской водой теряли способность удерживать растворенный марганец и тот, окисляясь, переходил в осадок. С началом нового гидротермального цикла процесс повторялся.

В пределах достаточно обширной впадины возможные кратковременные колебания интенсивности гидротермальной деятельности мало сказывались на флуктуациях физико-химических параметров водной массы в целом. На процесс седиментации рудного вещества основное влияние оказывали лишь длительные и масштабно выраженные изменения гидрохимического режима. Следствием этого является простое и очень однородное строение продуктивных отложений.

Среди отложений современного океана к данным объектам ближе всего подходят дифференцированные горизонты железо- и марганецсодержащих илов глубоководных впадин Красного моря (Бутузова, 1998; и др.). Геодинамическая обстановка здесь иная, чем реконструируемая для Магнитогорского пояса. Однако, предполагаемый механизм накопления гидротермальных осадков принципиально такой же, как рассмотренный нами в отношении месторождений Южного Урала.

Морская вода: Na+, Mg2+, Cl-, SO42-, HCO3-, Al Al Al Al Al Mn Mn2+ р-р Si Si Fe3+ Fe3+ Вулканогенные породы Гидротермальные растворы:

Mn2+, Fe2+, SiO2. (aq), Ca2+ а Морская вода: Na+, Mg2+, Cl-, SO42-, HCO3-, Al Al Al Al Al MnOВулканогенные породы б 1 23 Mn Al 56 7 Рис. 5. Модели формирования дистальных Mn–Fe–Si отложений 1 - металлоносные железо-кремнистые осадки (протояшмы), 2 - «рудоносные» железокремнистые отложения (протоджаспериты), 3 - вулканогенные породы; 4 - тонкодисперсная взвесь марганцевых минералов; 5 и 6 - гидротермальные растворы: 5 – до разгрузки, 6 – теряющие железо и кремнезем, 7 - поверхность геохимического барьера для марганца (ниже линии из раствора осаждается железо и кремний, выше - марганец), 8 - направления поступления терригенного материала.

2. Минеральный состав марганцевых пород насчитывает более 60 видов, которые формируют три последовательно образующиеся группы ассоциаций: 1) ассоциации пород основного объема залежей, образовавшиеся в ходе низкоградного (Т = 200–250 °С, Р = 2–3 кбар) регионального метаморфизма; 2) ассоциации сегрегационных и метасоматических прожилков, выполняющих системы поздних тектонических трещин; 3) ассоциации приповерхностных гипергенных минералов. Большая часть минеральных видов (38), представлена метаморфогенными силикатами.

Скорее всего, накопление марганца изначально происходило преимущественно в форме оксидов Mn3+ и Mn4+ (вернадита, тодорокита, бёрнессит и др.), как это имеет место в гидротермальных отложениях современного океана. Последующие геологические процессы существенно видоизменили минеральный состав марганцевоносных отложений.

Современный облик марганцевых пород определяется тремя последовательно образующимися группами минеральных ассоциаций.

Ассоциации первой группы слагают основной объем залежей.

Их минеральный состав сформировался в ходе захоронения (диа-, катагенеза) и регионального метаморфизма марганецсодержащих отложений. Максимальные РТ–условия метаморфизма предыдущими исследователями оценивались как низкие, не превышающие уровня пренит-пумпеллиитовой фации (Нечеухин, 1969; Медноколчеданные…, 1985; Русинов и др., 1992; Плетнев, 1995; Викентьев, 2004; и др.):

Т = 200–320 °С, Р = 1–4 кбар. Наши исследования подтверждают и уточняют эти цифры.

Суммарная мощность отложений, перекрывающих марганцевые залежи, накопившихся в период между формированием месторождений (D2–3) и началом складчатых движений (C1), составляет примерно 8 км (Серавкин и др., 1992; 1997). При геотермическом градиенте 30 град/км в основании такой толщи температура должна быть порядка 240 °С, а при 20 град/км – 160 °С; а давление около 2–2.2 кбар. Эти цифры хорошо согласуются с минеральным составом вулканомиктовых отложений, вмещающих марганцевые месторождения. Главными минералами метавулканитов являются альбит, ломонтит, эпидот, пумпеллиит-Mg, мусковит, клинохлор, кварц, гематит и кальцит.

Согласно экспериментальным данным (Liou et al., 1985) ломонтит устойчив в интервале температур 150-290 °С и при давлении не выше 3.3 кбар. При тех же давлениях ассоциация ломонтита с пумпеллиитомMg стабильна при Т < 250 С, ассоциация пумпеллиита-Mg с кварцем (± клинохлор) – при Т = 200-340 C. С учетом сказанного, РТ–условия метаморфизма оцениваются нами как Т = 200–250 С, Р = 2–3 кбар.

Такие параметры отвечают границе цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фаций (Винклер, 1979; Liou et al., 1985; Добрецов, 1995;

Спиридонов и др. 2000; и др.).

В составе ассоциаций первой группы установлен 61 минеральный вид: простые вещества (1): медь; сульфиды (9): галенит, алабандин, сфалерит, молибденит, халькопирит, пентландит, пирит, арсенопирит, герсдорфит; оксиды (8): кварц, гематит, пирофанит, гаусманнит, магнетит, якобсит, криптомелан, голландит; си л и к а т ы (38): браунит-I, тефроит, аллеганит, риббеит, андрадит, гроссуляр, спессартин, пьемонтит, эпидот, пумпеллииты-Mg, -Fe, -Mn, манганаксинит, титанит, ильваит, йогансенит, эгирин, эгирин-авгит, родонит, пироксмангит, манганбабингтонит, манганотремолит, актинолит, винчит (ферривинчит), кариопилит, манганпиросмалит, тальк, клинохлор, шамозит, алюминоселадонит, флогопит, широцулит, парсеттенсит, баннистерит, кумбсит, неотокит, альбит, цельзиан; карбонаты (3): кальцит, родохрозит, кутнагорит;

сульфаты (1): барит; фосфаты (1): апатит. Из них 39 минералов (выделены жирным шрифтом) впервые обнаружены в марганцевых породах Южного Урала при непосредственном участии автора.

Перечисленные минералы имеют не одинаковое распространение. В среднем на месторождениях диагностируется по 25 минералов, из которых не более 6–8 относятся к породообразующим (каждый слагает не менее 5 % от объема породы), остальные относятся к второстепенным (1–5 об. %) или акцессорным фазам (< 1 об. %). В качестве главных минералов чаще всего встречаются кварц, гематит, гаусманнит, браунит, тефроит, андрадит, эпидот, родонит, кариопилит, кальцит и родохрозит.

У большинства метаморфогенных минералов выделяется две и более генерациии. Для первых генераций характерны очень мелкие (порядка 0.01–0.03 мм), плохо окристаллизованные, чрезвычайно дефектные зерна, слагающие пелитоморфные, глобулярные, колломорфные и т.п.

агрегаты. Поздние же генерации, напротив, обычно представлены более или менее хорошо оформленными индивидами, образующимися за счет собирательной перекристаллизации микрозернистых скоплений тех же минералов. В участках, где этот процесс реализован достаточно полно, в породах формируются типично метаморфогенные структуры (мозаичная, гранобластовая, фибробластовая и т.п.).

В диссертации приведены данные об особенностях ассоциаций, морфологии, физических свойствах, химическом составе и рентгенографических константах всех метаморфогенных минералов. Акцент сделан на породообразующих и редких силикатах (риббеите, аллеганите, йогансените, марганцевых эгирине и эгирин-авгите, манганбабингтоните, винчите, манганпиросмалите, широцулите, парсеттенсите, кумбсите и неотоките).

Вторая группа представлена ассоциациями прожилков, образовавшихся в период интенсивных тектонических деформаций региона (C2–P). Секущие породу прожилки на месторождениях имеют ограниченное распространение. Они приурочены к отдельным участкам механических нарушений и не встречаются за пределами рудных тел.

Размер прожилков обычно составляет 0.3-5 мм по мощности при протяженности не более 50 см. Минеральный состав прожилков прост и однообразен, каких-либо новых для месторождений минералов в них не установлено. В подавляющем большинстве случаев прожилки сложены родонитом (и/или пироксмангитом) и кварцем, реже и в меньшем количестве присутствуют родохрозит, кальцит, манганаксинит, кариопилит, парсеттенсит, эпизодически наблюдаются также эпидот, пумпеллиит, клинохлор, барит, арсенопирит и медь.

По способу генезиса прожилки делятся на сегрегационные (типа «альпийских жил») и метасоматические. Образование последних обусловлено привносом кремнезема в обогащенные марганцем участки залежей. Причем источником кремнекислоты служил кварц как самих марганцевых пород, так и вмещающих силицитов. Однако, несмотря на различный механизм образования, появление поздних жил во всех случаях вызвано локальным перераспределением вещества внутри рудных тел. Перенос элементов осуществлялся местными поровыми растворами, мобилизованными тектоническими движениями. Миграция вещества происходила на очень небольшое расстояние, не превышающее мощности марганцевоносного пласта. Поступления каких-либо ингредиентов из внешних (глубинных и т.п.) источников не было.

Однообразная минералогия прожилков, указывает также и на то, что сеть периодически раскрывающихся трещин функционировала как система сообщающихся сосудов, где возможные различия в составе раствора быстро нивелировались. Однотипность минеральных ассоциаций прожилков и пород основного объема залежей указывает на близкие РТ–параметры их кристаллизации. Таким образом, гидротермальный процесс не привел к радикальному изменению состава и строения метаманганолитов.

В третью группу входят ассоциации гипергенных минералов.

В их составе установлены кварц, пиролюзит, криптомелан, нсутит, вернадит, рансьеит, тодорокит, гётит, каолинит, кальцит и гипс (жирным шрифтом выделены минералы, впервые установленные в марганцевых породах Южного Урала при непосредственном участии автора).

Развитие коры выветривания на Южном Урале происходило, начиная с мезозоя и вплоть до наших дней, но главная фаза приходилась на палеоген (Сигов, 1969). Марганцевые залежи затронуты процессами окисления до глубины порядка 20–50 м. Но даже в этом интервале скопления метаморфогенных силикатов и карбонатов марганца не замещены полностью.

3. Региональный метаморфизм марганцевоносных отложений протекал в изохимических условиях, когда характер метаморфогенных парагенезисов, а также химический состав минералов, контролировался соотношением в породах количеств петрогенных элементов (Mn, Fe, Ca, Mg, Al и Si) и распределением в них биогенных углеводородов, разложение которых регулировало баланс углекислоты и кислорода в поровом растворе (окислительновосстановительные свойства среды). На месте содержащих Сорг проксимальных осадков формировались оксидно-карбонатносиликатные породы, сложенные преимущественно силикатами и карбонатами Mn2+ (тефроитом, родонитом, кариопилитом, родохрозитом и др.), а также андрадитом, кварцем, гематитом и гаусманитом; а за счет лишенных Сорг дистальных осадков – оксидно-силикатные породы, в составе которых резко доминируют браунит (силикат Mn3+) и кварц.

Как показано выше, в составе изученных пород преобладают метаморфогенные минералы. Они формируют несколько ассоциаций, в сочетании которых установлены вполне определенные закономерности.

Прежде всего, среди метаморфизованных марганцевых пород (метаманганолитов) выделяются два минералогических типа: оксиднокарбонатно-силикатный и оксидно-силикатный.

Оксидно-карбонатно-силикатные метаманганолиты характерны для месторождений первого типа (проксимальных отложений). Породы сформированы преимущественно силикатами двухвалентного марганца (тефроитом, родонитом, кариопилитом, парсеттенситом и др.), а также андрадитом, кварцем, гематитом, магнетитом и гаусманнитом. В них широко развиты карбонаты – родохрозит, кутнагорит и марганцевый кальцит. Образование различных ассоциаций этих минералов контролируется химическим составом пород. Причем сохранение в метаманганолитах типично осадочных текстур и структур свидетельствует о том, что соотношения главных петрогенных элементов (Mn, Fe, Ca, Mg, Al, Si и др.) унаследованы породами от исходных металлоносных отложений.

Минеральный состав пород, лишенных примеси вулканогенного вещества, определяется, главным образом, распределением в них марганца и кремния (рис. 6а). Участки с максимальным содержанием марганца сложены гаусманнитом, родохрозитом и тефроитом, а на Южно-Файзулинском месторождении также риббеитом и аллеганитом.

По мере снижения количества марганца и увеличения кремнезема в породе последовательно появляются кариопилит, родонит и/или пироксмангит, парсеттенсит и, наконец, кварц. Повышенные концентрации кальция и железа приводят к образованию в тех же породах андрадита, кальцита, кутнагорита, гематита и магнетита.

Присутствие примесей глинистого материала (Al и Mg) обеспечивает появление в породах гроссуляра, спессартина, эпидота, манганаксинита, клинохлора и некоторых других минералов. В породах с высоким содержанием вулканомиктового вещества (дополнительного источника Ca, Ti, Al и Mg) образуются парагенезисы с участием минералов группы эпидота и пумпеллиита (рис. 6б), кроме того, иногда (Биккуловское месторождение) в значительных количествах устанавливаются йогансенит и титанит.

В целом, минералогия оксидно-карбонатно-силикатных метаманганолитов весьма разнообразна и даже небольшие вариации химического состава пород приводят к изменению набора слагающих их ассоциаций.

Оксидно-силикатные метаманганолиты слагают залежи месторождений второго типа (дистальных отложений). Главными минералами этих пород являются кварц и браунит, в меньших количествах присутствует гематит, родонит и пироксмангит (рис. 6в). В качестве характерных второстепенных минералов в оксидно-силикатных породах установлены андрадит, эгирин и эгирин-авгит, винчит, кариопилит, парсеттенсит, голландит и цельзиан. Среди карбонатов эпизодически встречаются кальцит и крайне редко родохрозит.

Незначительная примесь вулканогенного материала способствует образованию пьемонтита (рис. 6г). По сравнению с оксидно-карбонатносиликатными породами, в данном типе метаманганолитов вариации содержаний марганца, кремния, кальция и железа не так сильно сказываются на качественном наборе минеральных ассоциаций.

Изменения химического состава здесь в основном отражаются на соотношениях кварца и браунита.

Таким образом, в минералогии двух выделенных типов метаманганолитов имеются как общие черты, так и существенные отличия.

Ca Кальцит спессартин, пироксмангит, + клинохлор, Fe Mn риббеит и др.

Si Кутнагорит а (Al, Fe3+) Андрадит Родохрозит Гаусманнит Ca Ca (Mn,Mg,Fe2+) Тефроит Магнетит, Кариопилит Гематит Эпидот Парсеттенсит Родонит Пумпеллиит Андрадит Кварц б Ca Кальцит Йогансенит Родонит Кальцит Кариопилит, Fe Mn Парсеттенсит Si эгирин-авгит, + винчит и др.

в Андрадит Родохрозит Кальцит Ca Гематит Браунит Родонит Si Mn Кварц пьемонтит, + гематит и др.

Родохрозит г Родонит Браунит Кварц Кариопилит Парсеттенсит Пироксмангит Рис. 6. Главные минеральные ассоциации метаманганолитов Диаграммы состав-парагенезис для оксидно-карбонатно-силикатных (а и б) и оксидносиликатных (в и г) метаманганолитов: а и в - породы с незначительной долей вулканогенного вещества, б и г – породы обогащенные вулканогенным веществом.

Главное различие заключается в том, что породы первого типа содержат в своем составе в качестве одного из главных минералов тефроит Mn2+(SiO4), а второго – браунит Mn2+Mn3+6(SiO4)O8. Согласно экспери- ментальным данным и термодинамическим расчетам (Huebner, 1967;

Robie et al., 1995; Abs-Wurmbach, Peters, 1999; Брусницын, 2007), тефроит устойчив при относительно низкой фугитивности кислорода, а браунит – высокой. Поэтому содержащие их породы иногда аттестуют как «восстановленные» и «окисленные» соответственно (Mottana, 1986;

и др.). Кроме того, в породах первого типа широко развиты карбонаты, прежде всего, родохрозит. В то же время в породах второго типа карбонаты большая редкость, особенно родохрозит. Из этих фактов следует, что окислительно-восстановительные характеристики среды минералообразования и появление карбонатов марганца тесно взаимосвязаны друг с другом и, по всей видимости, регулируются общей причиной.

Обычно развитие марганцевых карбонатов происходит на стадии диа- или катагенеза и обусловлено наличием в осадке органических углеводородов (Suess, 1979; Логвиненко, Орлова, 1987; Блажчишин, 1998; Кулешов, 2001; и др.). В процессе микробиального разложения Cорг создается резко восстановительная анаэробная среда с высокими концентрациями углекислоты. В результате осуществляется восстановление марганца исходно-осадочных оксидов и кристаллизация родохрозита. Полученные нами минералогические данные и анализы изотопного состава углерода карбонатов полностью подтверждают эти представления.

О формировании родохрозита на ранних стадиях литогенеза свидетельствует строение его агрегатов. В южноуральских породах скопления карбонатов часто сохраняют седименто-диагенетические структуры: пелитовую, колломорфную, комковатую, сферолитовую и т.п., которые при более поздней перекристаллизации постепенно вытесняются более крупнозернистыми мозаичными агрегатами. В обогащенных марганцем разновидностях пород фиксируется замещение родохрозитом изометричных или неправильных по форме обособлений гаусманнита. Последние представляют собой реликты частично восстановленных исходно-осадочных оксидов марганца. По строению родохрозитовые и гаусманнит-родохрозитовые разновидности пород практически идентичны марганцевым рудам месторождений, не испытавших метаморфизм (Алексиев, 1960; Варенцов, Рахманов, 1978;

Андрущенко и др., 1985; и др.).

Изотопный состав углерода изученных карбонатов характеризуется низкими значениями 13С, что типично для углерода биогенного происхождения (Хефс, 1983; Кулешов, 2001; Леин, 2004; и др.). Причем, изотопный состав карбонатов из разных месторождений Южного Урала существенно различается (Кулешов, Брусницын, 2004, 2005; Брусницын, Кулешов, 2006).

Самые интересные данные получены для Южно-Файзулинского месторождения. Родохрозиты здесь обладают наиболее низкими величинами 13С (PDB) от –51.4 до –28.9‰. Такой широкий разброс и низкие значения 13С свойственны аутигенным карбонатам, образованным за счет углекислоты, представляющей собой результат микробиального окисления биогенного метана в толще осадка на стадии раннего диагенеза. В современном океане карбонаты подобного генезиса, обогащенные изотопно-легким углеродом, установлены на многих участках придонной разгрузки CH4-содержащих флюидов (Леин и др., 2000; Беленькая, 2003; Леин, 2004; Hovland, Irvin, 1992; Von Rad et al., 1996; и др.). Кальциты с таким изотопно-легким составом углерода известны и в древних осадочных толщах (Hartway, Degens, 1969; и др.).

Однако, в марганцевых карбонатах столь низкие величины 13С, насколько нам известно, отмечались лишь однажды. Они зафиксированы в родохрозитах (13С от –54.0 до –16.6 ‰) месторождений Ладд, Баккей и Дубль А Майн в Калифорнии (Hein, Koski, 1987; Huebner et al., 1992).

По геологической обстановке и минералогии эти объекты очень близки к месторождениям Магнитогорского пояса. Сходными предполагаются также и условия их генезиса.

Карбонаты других южноуральских месторождений, по сравнению с Южно-Файзулинскими, имеют более тяжелый изотопный состав углерода. На месторождении Кызыл-Таш значения 13С (PDB) меняются от –19.7 до –10.8‰ в кальцитах и от –28.1 до –12.8‰ в родохрозитах. На Биккуловском месторождении 13С в кальците варьируют от -29.3 до -13.7 ‰, а в родохрозите равны -15.1 ‰. На Кусимовском месторождении 13С кальцита составляет от -19.8 до -17.6 ‰, а родохрозита от –22.3 до –17.3 ‰. Эти цифры в целом близки к данным для карбонатов известных фанерозойских месторождений марганца многих других регионов (Шишкин, Герасимов, 1995; Кулешов, 2001, El Rhazi, Hayashi, 2003; Зыкин, 2004; Силаев, 2005; и др.) и соответствуют рудам диагенетического и катагенетического происхождения. Основным источником углекислоты в данном случае являлось захороненное в осадке органическое углеводородное вещество.

В целом же, изотопные данные свидетельствуют, о том что на всех месторождениях Южного Урала необходимая для образования карбонатов марганца углекислота имеет биогенное происхождение. В свою очередь, существование бентоса в глубоководных условиях, как сейчас твердо установлено, контролируется расстоянием от гидротермальных источников (Кузнецов, 1980; Кузнецов, Масленников, 2000;

Биология гидротермальных систем, 2002; Галкин, 2002; Пиневич, 2005;

Богданов и др., 2006; и др.). Вблизи источников наблюдаются «оазисы жизни», а на удалении - «биологическая пустыня». Пример марганцевых месторождений Южного Урала показывает, что эти закономерности сохраняются и в ископаемом состоянии. Неслучайно скопления карбонатов с биогенным углеродом здесь типичны именно для месторождений первого типа – приустевых проксимальных отложений.

Более того, на некоторых из этих объектов найдены реликты пригидротермальной фауны со следами бактериального обрастания (Жуков и др., 1998; Жуков, Леонова, 1999). Месторождения же второго типа - дистальные залежи, накопившиеся на удалении от гидротермальных источников, - карбонатов практически не содержат.

Созданный еще на ранних стадиях литогенеза баланс кислорода и углекислоты в среде минералообразования, в ключевых своих параметрах, сохранялся и при метаморфизме марганцевых залежей и способствовал формированию на месте проксимальных отложений «восстановленных» оксидно-карбонатно-силикатных пород, а за счет дистальных осадков - «окисленных» оксидно-силикатных пород.

4. Типоморфными минералами марганцевых пород, испытавших метаморфизм низких температур, является кариопилит, а также тесно ассоциирующие с ним водосодержание силикаты (парсеттенсит, баннистерит и др.). Благоприятной предпосылкой для низкотемпературной кристаллизации силикатов (родонита, пироксмангита, тефроита и др.) служит присутствие в исходных отложения Mn–Si геля. Преобразование Mn–Si протолита по мере увеличения температуры происходит ступенчато в следующей генеральной последовательности: гель неотокит кариопитит + кварц кариопилит + пироксмангит (± родонит) + тефроит пироксмангит (± родонит) + тефроит. Вытеснение кариопилита парагенезисом пироксмангита (± родонита) с тефроитом осуществляется в температурном интервале пренитпумпеллиитовой фации.

Метаморфизм марганцевых отложений Южного Урала протекал в РТ–условиях, соответствующих границе цеолитовой и пренитпумпеллиитовой фаций. Таких параметров вполне достаточно для того, чтобы в породах образовывались многочисленные силикаты марганца, в том числе и те, которые нередко относят к продуктам глубокого метаморфизма. Например, минералы группы оливина, гранатов, пироксенов, пироксеноидов и амфиболов. Анализ собственных и литературных материалов показал, что эти минералы устойчивы в очень широком диапазоне температур и давления, начиная от самых низких и вплоть до максимально возможных для метаморфизма (Брусницын, 2007). Поэтому одно лишь их присутствие само по себе не служит показателем РТ-условий минералообразования. Для подобных оценок необходимо использовать другие признаки.

На низкие температуры метаморфизма указывает, прежде всего, большое видовое разнообразие и высокие содержания в породах гидратированных силикатов, что, как известно (Винклер, 1979; Файф и др., 1981; и др.), является отличительной чертой слабометаморфизованных отложений различного состава. В марганцевых породах Южного Урала установлено 38 силикатов. Из них в 8-ми (кариопилите, манганпиросмалите, парсеттенсите, клинохлоре, шамозите, баннистерите, кумбсите и неотоките) концентрация воды составляет 8-12 масс. %. Еще в 15-ти минералах (аллеганите, риббеите, пьемонтите, эпидоте, минералах группы пумпеллиита, манганаксините, манганбабингтоните, манганотремолите, актинолите, винчите, тальке, алюминоселадоните и широцулите) содержание воды равно 2-4 масс. %. Таким образом, почти 60 % метаморфогенных силикатов представлены гидратированными фазами. В их числе и один из породообразующих минералов – кариопилит.

Кариопилит Mn5(Si4O10)(OH)6 – слоистый силикат марганца, близкий по своей кристаллической структуре к минералу группы серпентина - антигориту (Guggenheim et al., 1982; Guggenheim, Eggleton, 1988, 1998;

Брусницын и др., 2000). Это один из наиболее типичных минералов слабометаморфизованных марганцевых пород различного состава (Kato, 1963; Kato, Takeuchi, 1980; Peacor, Essen, 1980; Abrecht, 1989; Huebner et al., 1992; и др.). На Южном Урале он установлен во всех типах метаманганолитов, но особенно типичен для оксидно-карбонатносиликатных пород. Кариопилит совместно с другими минералами слагает тонкие (3-15 мм мощностью) прослои, линзы или обособления с неправильными очертаниями, ориентированные согласно с общей слоистостью рудных залежей. Кариопилитовые агрегаты обладают пелитовыми, спутанно-волокнистыми, колломорфными, глобулярными или концентрическими ритмично-зональными структурами, идентичными структурам раскристаллизации геля или стекла. Для кариопилитовой матрицы характерны трещины синерезиса, а местами в ней наблюдаются мелкие (около 0.02 мм) реликты изотропной, низкопреломляющей фазы – рентгеноаморфного силиката марганца неотокита Mn(SiO3) · nH2O. Подобное строение агрегатов указывает на образование кариопилита по Mn–Si субстрату – гелю или стеклу, причем наиболее вероятным протолитом был неотокит. Об этом же свидетельствует постоянное присутствие в составе кариопилита изоморфных примесей магния и алюминия (до 0.50 к.ф. Mg и до 0.65 к.ф. Al) – элементов типичных для силикатов, но не для оксидов и карбонатов марганца.

В свою очередь более ранний по отношению к кариопилиту минерал - неотокит – характерный (иногда породообразующий!) компонент неметаморфизованных марганцевых отложений различного генезиса (Алексиев, 1960; Clark et al., 1978; Рой, 1986; Андрущенко и др., 1985;

Минералы, 1992; Брусницын, Чуканов, 2001; и др.). Предполагается, что в осадочных пачках он образуется путем каогуляции Mn–Si геля. С учетом этого, цепочка трансформации марганец-кремнистого вещества на ранних стадиях литогенеза представляется следующей: Mn–Si гель неотокит кариопилит.

Замещение неотокита кариопилитом сопровождается высвобождением избытка кремнезема, который накапливается в виде кварца.

Однако, кариопилит с кварцем сосуществуют только при низких температурах. С ростом температуры происходит реакция кариопилит + кварц пироксмангит (родонит), продуктом которой являются ассоциации пироксмангита (родонита) с кварцем, и пироксмангита (родонита) с кариопилитом. Точные РТХ-условия протекания данной реакции пока нельзя определить методами физико-химических расчетов, поскольку для кариопилита неизвестны термодинамические константы.

Однако, порядок температур можно оценить, опираясь на данные для железистого аналога карипилита – гриналита. Так, согласно экспериментальным и расчетным данным, ассоциация гриналита с кварцем устойчива при температуре не выше 150 С (Flaschen, Osborn, 1957;

Grubb, 1971; Evans, Guggenheim, 1988; Rasmussen et al., 1998; и др.).

Видимо, близкими цифрами ограничивается и существование карипилит-кварцевого парагенезиса.

Изучение взаимоотношений между минералами метаманганолитов Южного Урала позволяет реконструировать и другие реакции с участие кариопилита. В частности хорошо фиксируется рост радиальнолучистых сростков тефроита в кариопилитовой матрице. Этот процесс нам удалось воспроизвести экспериментально (Брусницын и др., 1999).

В серии опытов было показано, при Р = 0.5 кбар образование тефроита за счет кариопилита происходит уже при температуре ниже 300 °С.

Полученная цифра хорошо согласуются с данными по устойчивости железистого аналога кариопилита (гриналита), верхняя температура устойчивости которого равна 260 С (Rassmussen et al., 1998).

В диапазоне Т 150–260 С кариопилит может сосуществовать практически со всеми «типично метаморфическими» силикатами марганца (пироксмангитом, родонитом, йогансенитом, тефроитом, риббеитом, аллеганитом, минералами групп граната, эпидота и многими другими). Но, при более высоких температурах кариопилит полностью вытесняется ассоциацией пироксмангита (± родонит) с тефроитом, которая типична для отложений, испытавших зеленосланцевый и более глубокий метаморфизм (Брусницын, 2000; 2006; и др.).

В результате обобщения минералогических наблюдений восстанавливается цепочка преобразования марганец-кремнистого вещества по роста РТ–параметров. Основные ее звенья таковы: в осадке присутствовала гелеобразная Mn–Si фаза, при ее литификации на стадии диагенеза формировался неотокит, затем по неотокиту развивался кариопилит, а далее за счет реакций с участием кариопилита кристаллизовался пироксмангит (родонит), тефроит, и другие силикаты, наконец при температуре выше 260 C на месте кариопилита формировалась ассоциация пироксмангит (± родонит) + тефроит.

Зависимость минеральных ассоциаций оксидно-карбонатносиликатных марганцевых пород от температуры, давления и состава порового раствора очень наглядно отражается на диаграммах фазовых равновесий, построенных по методу Скрейнемакерса-Коржинского (Коржинский, 1957, 1973; Жариков, 1976, 2005; Kerrik, 1974; и др.). На модельной диаграмме (рис. 7) ключевыми являются три реакции последовательно протекающие с ростом температуры и разграничивающие важнейшие стадии литогенеза. Первая (реакция 5) - это реакция разложения неотокита - отвечает верхней температурной границе диагенеза. Второй является реакция кариопилита с кварцем с образованием пироксмангита (реакция 10). Выше линии 10 в породе существуют все метаморфогенные силикаты марганца. Третья - реакция разложения кариопилита на тефроит и пироксмангит (реакция 14) - соответствует переходу от ассоциаций слабо метаморфизованных пород к ассоциациям интенсивно измененных отложений.

На модельной T–XCO2 диаграмме хорошо видна зависимость минеральных ассоциаций от концентрации углекислоты в поровом растворе. Видно, что с увеличение XCO2 ассоциации силикатов замещаются парагенезисом родохрозита с кварцем, который устойчив в очень широком диапазоне температур. Образование за счет ассоциации родохрозита с кварцем силикатов (пироксмангита и тефроита) возможно, но происходит это при более высоких температурах, чем за счет реакции с участием кариопилита. Количественные расчеты положения линий о реакции 16 и 17 показали (рис. 7б), что при температуре 250 С и давлении 2 кбар поля устойчивости большинства ассоциаций южно- T, oC Рфл = РН О + РСО2+ РO = const 16 2 РO = const Кв Пи Гу Кв Пи Рх Тф Тф Рб Кв Пи Рх Кв Пи Рб Гу Кв Пи Рб Рх Тф Тф Кв Рх 2Кв Кр Рх Кв Кр Рб Гу Пи Тф Пи Тф Кв Кр Рб Рх Пи Тф Кв Кр Рх Пи 150 Кр Кв Рб Гу Тф Кр Кв Рх Тф Кв Кр Рб Рх Тф T, oC Кв Кр Гу Кв Кр Рх Рб Рб 3а в б Кв Кр Рх 2Кв Кр Гу 2Кв Не Рх ХCO 0.0б Кр Не Кв Гу Кр Не Кр Рб Гу Si Mn 1 Кв Пи Тф Рх Кв Не Рх 25 Кв Не Гу 4 ХCO а Рис. 7. Т-ХСО2 диаграмма минеральных равновесий в системе Mn-Si-H2O-COПодпись к рисунку 7: а – качественная диаграмма для полной системы, б – колличественный расчет положения линий реакций 16 и 17.

Минералы: Не - неотокит Mn(SiO3)·nH2O, Кр - кариопилит Mn5(Si4O10)(OH)6, Пи – пироксмангит Mn7(Si7O21), Тф - тефроит Mn2(SiO4), Рб – рибеит Mn2(SiO4)2(OH)2, Рх – родохрозит MnCO3, Гу – гаусманнит MnMn2O4, Кв - кварц SiO2. Прямоугольником выделено поле ассоциаций пород Южного Урала.

Стрелками показаны последовательность минералообразования при различных концентрациях углекислоты (см. текст).

уральских марганцевых руд располагаются в области со значениями ХСО2 менее 0.00025. Увеличение давления до 3 кбар сужает это пространство почти в два раза. Таким образом, низкотемпературная кристаллизация силикатов может происходить только в условиях низкой концентрации углекислоты в поровом растворе.

Модельная Т-ХСО2 диаграмма достаточно адекватно отражает главные особенности минералогии оксидно-карбонатно-силикатных метаманганолитов, реально установленные в природе. Используя ее, удается хотя бы на качественном уровне проследить эволюцию минерального состава пород по мере роста температур и флуктуаций величины ХСО2. Возможные же колебания величины ХСО2 в растворе могут быть обусловлены неравномерным содержанием в исходных отложениях органического вещества – главного источника углекислоты.

Некоторые варианты изменения минералогии марганцевых отложений с увеличением температуры показаны на диаграмме стрелками а–в.

Необходимо отметить также следующее: 1) результаты проведенного физико-химического анализа минеральных парагенезисов в основных своих моментах справедливы и для более сложных систем, включающих в себя и многие другие тесно ассоциирующие с кариопилитом минералы (гранаты, пироксены, амфиболы и т.п.);

2) главные выводы, полученные при анализе парагенезисов оксиднокарбонатно-силикатных породы, где кариопилит наиболее распространен, применимы и к парагенезисам оксидно-силикатных пород, в которых кариопилит также встречается, хотя и не столь широко.

В оксидно-силикатных породах устойчивость кариопилита, помимо температуры и ХСО2 контролируется также и фугитивностью кислорода: с ростом fO2 кариопилит разлагается на пироксмангит и браунит; 3) физико-химический анализ парагенезисов показал, что с ростом любого из интенсивных параметров (температуры, давления, концентрации углекислоты в растворе) минералогическое разнообразие метаманганолитов сокращается, за счет исчезновения из них ассоциаций с участием гидратированных силикатов.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ (исключая тезисы докладов) Монографии 1. Брусницын А.И. Родонитовые месторождения Среднего Урала (минералогия и генезис). СПб.: СПбГУ, 2000. 200 с.

2. Салихов Д.Н., Ковалев С.Г., Брусницын А.И., Беликова Г.И., Бердников П.Г., Семкова Т.А., Сергеева Е.В. Полезные ископаемые республики Башкортостан (марганцевые руды). Уфа: Изд-во «Экология», 2002. 243 с.

3. Старикова Е.В., Брусницын А.И., Жуков И.Г. Палеогидротермальная постройка марганцевого месторождения Кызыл-Таш, Южный Урал:

строение, состав, генезис. СПб.: Наука, 2004. 230 с.

Статьи в журналахи сборниках периодических конференций 4. Брусницын А.И., Нестеров А.Р. Родохрозит-сонолитовая ассоциация в родонитовых породах Малоседельниковского месторождения // ЗВМО, 1993. № 6. С. 78–82.

5. Брусницын А.И., Нестеров А.Р. Алабандин из родонитовых пород Малоседельниковского месторождения // ЗВМО, 1995. № 1. С. 79– 83.

6. Брусницын А.И., Нестеров А.Р., Чуканов Н.В. Новые данные о галаксите // ЗВМО, 1995. № 2. С. 65–69.

7. Брусницын А.И., Перова Е.Н., Чуканов Н.В. Манганокуммингтонит из родонитовых пород Среднего Урала // ЗВМО, 1996. № 3. С. 73– 83.

8. Брусницын А.И., Серков А.Н., Перова Е.Н. Аллеганит из Бородулинского месторождения поделочного родонита (Средний Урал) // ЗВМО, 1996. № 2. С. 96-102.

9. Brusnitsyn A.I., Serkov A.N. Rhodonite of the Middle Urals: history and mineralogy // World of stones, 1996. Urals, a special issue. P. 32–40.

10. Брусницын А.И., Городничева И.А., Жуков И.Г. Петрография марганцевых пород рудопроявлений Бахтинской группы (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов - 97.

Процессы рудообразования. Миасс: ИМин УрО РАН, 1997.

С.139-147.

11. Брусницын А.И., Городничева И.А., Жуков И.Г.

Марганецсодержащий эгирин-авгит из марганцевого месторождения Бахтинское-2 (Южный Урал) // Уральская летняя минералогическая школа - 97. Екатеринбург: УГГГА, 1997. С. 215-217.

12. Брусницын А.И., Семкова Т.А., Чуканов Н.В. Манганаксинит из месторождения Кызыл-Таш - новая находка на Южном Урале // Вестник СПбГУ, 1997. Cер.7. Dып.2. № 14. C. 89-94.

13. Брусницын А.И. Минералогия месторождений поделочных родонитовых пород Среднего Урала // ЗВМО, 1998. № 3. С. 1–11.

14. Брусницын А.И. Уральский родонит: 200 лет поисков и открытий // Минерал, 1998. № 1. С. 35–40.

15. Брусницын А.И. Марганцевые месторождения Урала // Металлогения древних и современных океанеов-98. Руды и генезис месторождений.

Миасс: ИМин УрО РАН, 1998. С. 62–67.

16. Брусницын А.И., Старикова Е.В., Кривовичев С.В., Чуканов Н.В.

Бариевый парсеттенсит из марганцевого месторождения КызылТаш, Южный Урал // ЗВМО, 1999. № 6. С.79-90.

17. Брусницын А.И., Кольцов А.Б., Калинина О.Г. Минеральные ассоциации и термобарометрия метаморфизованных марганцевых руд Парнокского месторождения (Полярный Урал) // Уральская летняя минералогическая школа–99. Екатеринбург: УГГГА, 1999. С.

260-264.

18. Семкова Т.А., Брусницын А.И. Силикаты марганца Уразовского месторождения (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-99. Рудоносность гидротермальных систем.

Миасс: ИМин УрО РАН, 1999. С. 68-71.

19. Брусницын А.И., Зайцев А.Н. Родонит как новый минерал // Уральская летняя минералогическая школа -2000. Екатеринбург:

УГГГА, 2000. С.38-41.

20. Брусницын А.И. Родонитовый пояс Урала // Уральская летняя минералогическая школа -2000. Екатеринбург: УГГГА, 2000.

С.28-38.

21. Брусницын А.И., Папчинская М.А., Нестеров А.Р. Новые данные о Кусимовском марганцевом месторождении (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов - 2000. Открытие, оценка, освоение месторождений. Миасс: ИМин УрО РАН, 2000. С.

72-77.

22. Брусницын А.И., Старикова Е.В., Жуков И.Г. Марганцевое месторождение Кызыл-Таш (Южный Урал, Россия): девонский прототип низкотемпературных гидротермальных построек современного океана // Геология рудных месторождений, 2000. Т.42, № 3. С.231-247.

23. Брусницын А.И., Старикова Е.В., Щукарев А.В., Чуканов Н.В., Калинина О.Г. Кариопилит из марганцевого месторождения КызылТаш (Южный Урал) // ЗВМО, 2000. № 6. С. 108-118.

24. Брусницын А.И., Старикова Е.В., Чуканов Н.В., Семкова Т.А. Новые данные о манганбабингтоните // ЗВМО, 2001. № 5. С.82-91.

25. Брусницын А.И., Чуканов Н.В. Условия образования и характер метаморфогенных трансформаций неотокита // Некристаллическое состояние твердого минерального веществаю Сыктывкар: ИГ КНЦ РАН, Геопринт, 2001. С. 106-110.

26. Брусницын А.И. Файзулинская группа марганцевых месторождений (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов - 2001. История месторождений и эволюция рудообразования. Миасс:

ИМин УрО РАН, 2001. С.111-120.

27. Брусницын А.И. Минералогия марганцевых месторождений восточной Башкирии и перспективы их освоения // Геология и перспективы расширения сырьевой базы Башкортостана и сопредельных территорий. Уфа: ИГ УФНЦ РАН, 2001. С. 166-168.

28. Семкова Т.А., Брусницын А.И. Редкие силикаты марганца Кожаевского месторождения (Южный Урал) // Геология и перспективы расширения сырьевой базы Башкортостана и сопредельных территорий. Уфа: ИГ УФНЦ РАН, 2001. С. 169-172.

29. Семкова Т.А., Брусницын А.И., Жуков И.Г. Уразовское марганцевое месторождение (Южный Урал) // Геология и перспективы расширения сырьевой базы Башкортостана и сопредельных территорий. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2001. Т. 2. С. 162-165.

30. Брусницын А.И., Чуканов Н.В. Риббеит и аллеганит из ЮжноФайзулинского марганцевого месторождения (Южный Урал) // ЗВМО, 2002. № 5. С. 98-111.

31. Брусницын А.И. Модели формирования марганцевых месторождений Магнитогорского палеовулканического пояса // Терригенные осадочные последовательности Урала и сопредельных территорий:

седименто- и литогенез, минерагения. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2002. С. 36-39.

32. Семкова Т.А., Брусницын А.И., Чуканов Н.В., Бритвин С.Н. Кумбсит из Кожаевского марганцевого месторождения (Южный Урал) // ЗВМО, 2002. № 2. С. 101-108.

33. Брусницын А.И. Минералогия марганцевых метаморфитов Южного Урала // Минералогия Урала-2003. Миасс: ИМин УрО РАН, 2003. Т.

1. С. 111-117.

34. Брусницын А.И., Балашова Ю.С., Гаврютченкова О.В., Жуков И.Г., Нестеров А.Р. Самородная медь из марганцевых пород Биккуловского месторождения (Южный Урал) // Минералогия Урала. Миасс: ИМин УрО РАН, 2003. Т. II. С. 29-35.

35. Брусницын А.И. Щелочная минерализация в марганцевых породах Южного Урала // Уральская летняя минералогическая школа-2004.

Екатеринбург: УГГГА, 2004. С. 70–73.

36. Брусницын А.И. Генезис гидротермальных марганцевых отложений в вулканогенных поясах древних и современных океанов // Металлогения древних и современных океанов-2004. Т. I.

Проблемы металлогенического анализа, месторождения черных и цветных металлов. Миасс: ИМин УрО РАН, 2004. С. 165-170.

37. Кулешов В.Н., Брусницын А.И. О новом механизме формирования карбонатных марганцевых руд (по данным 13С и 18О) для ЮжноФайзулинского месторождения, Южный Урал // Доклады РАН, 2004.

Т. 395. № 5. с. 661-666.

38. Брусницын А.И. Геологическое строение, состав металлоносных отложений и условия формирования Биккуловского месторождения (Ю.Урал) // Металлогения древних и современных океанов - 2005.

Формирование месторождений на разновозрастных океанических окраинах. Миасс: ИМин УрО РАН, 2005. Т. 1. С.131-138.

39. Брусницын А.И., Жуков И.Г. Южно-Файзулинское марганцевое месторождение (Южный Урал): геологическое строение, петрография, процессы формирования // Литология и полезные ископаемые, 2005. № 1. С. 35-55.

40. Брусницын А.И., Жуков И.Г., Старикова Е.В. Формирование марганцевых месторождений Южного Урала как многоэтапный геологический процесс // Рудные месторождения: вопросы происхождения и эволюции. Материалы IV Уральского металлогенического совещания. Миасс: ИМин УрО РАН, 2005. С.

60–64.

13 41. Кулешов В.Н., Брусницын А.И. Изотопный состав ( С, О) и происхождение карбонатов из марганцевых месторождений Южного Урала // Литология и полезные ископаемые, 2005. № 4. с. 416-429.

42. Брусницын А.И. Минералогия и условия метаморфизма марганцевых руд Южно-Файзулинского месторождения (Южный Урал) // Геология рудных месторождений, 2006. Т. 48, № 3. С. 225-248.

43. Брусницын А.И., Балашова О.С. Йогансенит из марганцевых месторождений Южного Урала // Металлогения древних и современных океанов - 2006. Условия рудообразования. Миасс:

ИМин УрО РАН, 2006. С. 157-162.

44. Брусницын А.И., Нестеров А.Р. Широцулит из марганцевых месторождений Южного Урала, его химический состав и формулы марганцевых слюд // ЗВМО, 2006. № 2. С. 93-98.

45. Брусницын А.И., Кулешов В.Н. Постседиментационные преобразования марганцевых отложений Южного Урала:

минералогические и изотопные ( С) данные // Литологические аспекты геологии слоистых сред. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. с. 46-49.

46. Брусницын А.И. Ассоциации марганцевых минералов как индикаторы фугитивности кислорода при метаморфизме металлоносных отложений // Геохимия, 2007. № 4. С. 345-363.

47. Брусницын А.И. Генетическая минералогия марганцевых месторождений Южного Урала // Уральская минералогическая школа–2007, Екатеринбург: УГУ, 2007.

48. Брусницын А.И. Марганцевые месторождения уральского складчатого пояса // Уральская минералогическая школа–2007, Екатеринбург: УГУ, 2007.

49. Брусницын А.И., Жуков И.Г. Новые данные по минералогии марганцевых месторождений Южного Урала // Минералогия Урала-2007.

Материалы V Всероссийского совещания. Миасс-Екатеринбург:

УрО РАН, 2007. С. 185-150. Брусницын А.И., Семкова Т.А., Жуков И.Г. Кожаевское марганцевое месторождение, Южный Урал (материалы к геологической экскурсии) // Металлогения древних и современных океанов-2007.

Гидротермальные и гипергенные рудоносные системы. Миасс:

ИМин УрО РАН, 2007. Т. 1. С. 72-83.




© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.