1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геология рудных месторождений
  4. T. 62, № 4, 2020

Геология рудных месторождений, 2020, T. 62, № 4, стр. 369-388

Рубиновая минерализация в Мурзинско-Адуйском метаморфическом комплексе (Средний Урал)

А. Ю. Кисин a, *, В. В. Мурзин a, **, А. В. Томилина a, В. Н. Смирнов a, М. Е. Притчин a

a Институт геологии и геохимии УрО РАН
620016 Екатеринбург, ул. Вонсовского, 15, Россия

* E-mail: kissin@igg.uran.ru
** E-mail: murzin@igg.uran.ru

Поступила в редакцию 21.04.2017
После доработки 09.09.2019
Принята к публикации 30.01.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Исследованы Липовское и Алабашское проявления рубина в мраморах Мурзинско-Адуйского антиклинория (Средний Урал). Проведены полевые исследования, определены химический состав горных пород и минералов, изотопный состав кислорода корунда и силикатов, выполнено датирование слюд K–Ar-методом. По геологическим условиям и минеральным ассоциациям эти проявления подобны проявлениям рубина Южного Урала и месторождениям Юго-Восточной Азии. На Алабашском проявлении рубин выявлен также в минерализованных брекчиях по гранитам и амфиболитам. Минерализованные брекчии и рубиноносные мраморы в целом обогащены K- и Cr-содержащими минералами. Рубин характеризуется узким диапазоном значений изотопного состава кислорода (δ18О = 14.2–17.8‰), отвечающего метаморфическому и метасоматическому корунду. Изотопный состав водорода фуксита варьирует от –78.5 до –89.6‰, а расчетный изотопный состав равновесного с фукситом водорода флюида от –48.8 до –79.7‰, что соответствует высокотемпературному равновесию с магматическими породами. Al и Cr в процессе рубинообразования были подвижными элементами и могли привноситься флюидами. Время образования корундовой минерализации обоих проявлений составляет 280–260 Ма и отвечает началу постколлизионной релаксации. Мурзинско-Адуйский антиклинорий является наиболее перспективной площадью на обнаружение месторождений высококачественного рубина на Урале.

Ключевые слова: месторождения драгоценных камней, изотопное датирование, корунд, рубин, мрамор, Урал

ВВЕДЕНИЕ

Наиболее крупные месторождения высококачественного ювелирного рубина расположены в Центральной и Юго-Восточной Азии и связаны с мраморами. Минералогия месторождений, минеральные ассоциации, особенности минералообразования (включая изотопные данные) достаточно полно описаны в научной литературе (Bank, Оkrusch, 1976; Bowersox, 1985; Calligaro et al., 1999; Dzikowski et al., 2014; Garnier et al., 2008; Giuliani et al., 2003, 2014, 2015; Harlow, Bender, 2013; Okrusch et al., 1976; Pécher et al., 2002; Peretti et al., 1995; Vysotskiy et al., 2015; и др.), тогда как их геология охарактеризована недостаточно (Iyer, 1953; Дюфур и др., 2007; Кисин, 1991; Россовский и др., 1982; Терехов, Акимов, 2013; Терехов и др., 1999 и др.), поскольку отрабатываются эти месторождения преимущественно местными крестьянами. Наиболее полную сводку по геологии и минералогии месторождений рубина приводят Джулиани с соавторами (Giuliani et al., 2014).

Дискуссионными остаются источники Al и Cr в рубинсодержащих мраморах. По данной проблеме высказано несколько точек зрения:

1. Глинистый материал латеритных кор выветривания (Bank, Оkгusch, 1976; Harlow, Bender, 2013; Okrusch et al., 1976; Россовский и др., 1982; и др.) или бокситоподобные осадки (Литвиненко, 2008).

2. Десиликация первично-осадочных пород при региональном щелочном метасоматозе (Дюфур и др., 2007).

3. Привнос Al, Cr и V метаморфогенными флюидами при гранитизации (Кисин, 1991).

4. Привнос Al газовой фазой глубинных флюидов, в связи со щелочным магматизмом (Терехов и др., 1999) или декомпрессией при глубокой тектонической эрозии (Терехов, Акимов, 2013).

5. Перераспределение Al и Cr при метаморфизме осадочных пород – известняков, содержащих линзы эвапоритов (Garnier et al., 2008).

В России промышленных месторождений рубина ювелирного качества пока не известно. Однако в 1979 году рубиновая минерализация была найдена в мраморе Кучинского карьера в Пластовском районе (Кисин, 1991), а затем и в других местах Урала (фиг. 1). Наибольшие перспективы нами связываются с Липовским и Алабашским проявлениями, выявленными в Мурзинско-Адуйском антиклинории А.Ю. Кисиным в 1988 году, где установлен рубин ювелирного качества. Геологоразведочные и поисковые работы проводились ЗАО “Терра-97” в 1997 и 1999–2000 годах только на Алабашском проявлении, но остались незавершенными. Научные исследования на обоих объектах ведутся авторами со времени их открытия. Цель статьи – показать сложившиеся представления о геологическом строении данных проявлений рубиновой минерализации и возможных источниках Al и Cr.

Фиг. 1.

Местоположение проявлений рубинов в мраморах в структурах Урала. Римские цифры: I – Восточно-Европейская платформа; II – Предуральский краевой прогиб; III – Западно-Уральская зона складчатости; IV – Центрально-Уральская зона; V – Тагило-Магнитогорская зона; VI – Восточно-Уральская зона; VII – Трансуральская зона. ГУР – Главный Уральский разлом. Условные обозначения: 1 – границы мегазон; 2 – массивы гнейсов, гранитогнейсов и гранитов (цифры в кружках: 1 – Мурзинско-Адуйский, 2 – Кочкарский, 3 – Джабык-Карагайский и 4 – Суундукский).

ГЕОЛОГИЯ РАЙОНА

Мурзинско-Адуйский антиклинорий расположен на Среднем Урале, в Восточно-Уральской мегазоне. В литературе можно встретить разную терминологию в применении к этому объекту: “микроконтинент”, “антиклинорий”, “террейн”, “блок”. В любом случае, это крупный блок сиалической коры, контрастно выделяющийся на фоне ближайшего окружения – Медведёвско-Свердловского (на западе) и Алапаевско-Теченского (на востоке) синклинориев (фиг. 2), сложенных вулканогенно-осадочными породами. Границы между ними тектонические, противоположного падения, хорошо выраженные на субширотных профилях глубинного сейсмического зондирования (Кейльман, 1974; Минкин и др., 1974; Соколов и др., 1993). В центральной части антиклинория имеет место субширотный пережим, делящий его на две части. На севере располагается Мурзинский, а на юге Адуйский гранито-гнейсовые массивы (см. фиг. 2). В строении антиклинория принимают участие глубокометаморфизованные породы (гнейсы, гранито-гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы разного состава, мраморы). Гранитные массивы залегают только в верхней части толщи и геофизическими методами прослеживаются до глубины 3–5 км. Метаморфические породы интрудированы многочисленными дайками гранитов, лейкократовых гранитов и гранитных пегматитов, в том числе редкометальных миароловых пегматитов с драгоценными камнями: топазом, бериллом, турмалином (Алабашское, Липовское, Южаковское, Адуйское пегматитовые поля).

Фиг. 2.

Схематическая геологическая карта Мурзинско-Адуйского антиклинория и его окружения (по И.Д. Соболеву, 1986, с упрощениями). 1 – преимущественно гнейсы; 2 – преимущественно граниты; 3 – гранодиориты, монцо-диориты, граниты; 4 – серпентиниты, талькиты; 5 – вулканогенно-осадочные породы Алапаевско-Теченского и Медведевско-Свердловского синклинориев; 6 – взбросо-сдвиг; 7 – геологические границы; 8 – направление сдвига; 9 – участки корундовой минерализации в мраморах (1 – Липовский, 2 – Алабашский); Цифры (массивы): 1 – Соколовский; 2 – Алапаевский; 3 – Точильноключевской; 4 – Останинский; 5 – Режевской.

О происхождении данных массивов имеется несколько мнений, в том числе и диаметрально противоположные: выведенные к поверхности “древние” гнейсово-мигматитовые комплексы, обусловившие зональный метаморфизм (Соболев и др., 1986; Кейльман, 1974), или же гранитные интрузии в древних гнейсах и перекрывающих их ранне-среднепалеозойских толщах (Ферштатер, 2001; и др.).

Проявления корунда в Мурзинско-Адуйском антиклинории многочисленны и связаны с высокоглиноземистыми гнейсами, полевошпат-биотитовыми сланцами, амфиболитами, пегматитами, слюдитами и мраморами, а также с ложковыми делювиально-аллювиальными россыпями сапфира (Корнилов и Вербанный лога, р. Положиха, р. Березовка и др.), частично отработанными в XIX–XX веках.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Район исследований находится в зоне мезо-кайнозойского пенеплена, характеризуется выровненным рельефом и плохой обнаженностью. Поэтому геология проявлений благородного корунда – рубина и сапфира – и характер распределения корундовой минерализации изучались в бортах карьеров, отрабатывавших Липовское месторождение силикатных никелевых руд (карьеры №№ 4, 6–8), а ныне заброшенных, в редких естественных обнажениях по Нижнеалабашскому логу и в долине р. Алабашки, в шурфах, канавах и траншее, по шламу скважин шнекового бурения (220 скважин) и шлиховым пробам (более 1 тыс.).

Анализы горных пород и минералов выполнены в ЦКП “Геоаналитик” ИГГ УрО РАН. Химический состав минералов изучался на волновом рентгеновском микроанализаторе “Cameca-SX100”. Химический состав горных пород определялся с помощью рентгенфлюоресцентных спектрометров СРМ-18, СРМ-25, VRA-30 и энергодисперсионного спектрометра EDX-900HS.

Таблица 1.

   Химический состав корунда с Липовского участка

№
Зерна/анализа 		Окислы Сумма
Al2O3 TiO2 V2O3 Cr2O3 FeO Ga2O3
1/1
Темно-синий 		$\frac{{97.75{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.08}}{{{6 \mathord{\left/ {\vphantom {6 {97.8}}} \right. \kern-0em} {97.8}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{6 \mathord{\left/ {\vphantom {6 {0.08}}} \right. \kern-0em} {0.08}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{6 \mathord{\left/ {\vphantom {6 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.75{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 1.00}}{{{6 \mathord{\left/ {\vphantom {6 {0.87}}} \right. \kern-0em} {0.87}}}}$ $\frac{{0.05{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.17}}{{{6 \mathord{\left/ {\vphantom {6 {0.13}}} \right. \kern-0em} {0.13}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{6 \mathord{\left/ {\vphantom {6 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{98.76{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.07}}{{{6 \mathord{\left/ {\vphantom {6 {98.86}}} \right. \kern-0em} {98.86}}}}$
1/2
Ярко-красный 		$\frac{{98.27{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.43}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {98.34}}} \right. \kern-0em} {98.34}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.43{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.51}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.47}}} \right. \kern-0em} {0.47}}}}$ $\frac{{0.03{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.12}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.07}}} \right. \kern-0em} {0.07}}}}$ 0 $\frac{{98.82{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.06}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {98.91}}} \right. \kern-0em} {98.91}}}}$
2/1
Фиолетовый 		$\frac{{98.76{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.2}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {98.94}}} \right. \kern-0em} {98.94}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.02{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.05}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.04}}} \right. \kern-0em} {0.04}}}}$ $\frac{{0.04{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.27}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.16}}} \right. \kern-0em} {0.16}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.05}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{99.1{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.36}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {99.19}}} \right. \kern-0em} {99.19}}}}$
2/2
Розовый 		$\frac{{98.73{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.19}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {98.94}}} \right. \kern-0em} {98.94}}}}$ $\frac{{0.11{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.12}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.11}}} \right. \kern-0em} {0.11}}}}$ $\frac{{0.01{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.15{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.19}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.16}}} \right. \kern-0em} {0.16}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.05}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{99.06{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.49}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {99.27}}} \right. \kern-0em} {99.27}}}}$
3
Светло-голубой 		$\frac{{98.67{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.26}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {98.93}}} \right. \kern-0em} {98.93}}}}$ $\frac{{0.01{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.07}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.02{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.11}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.06}}} \right. \kern-0em} {0.06}}}}$ $\frac{{0.05{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.08}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.06}}} \right. \kern-0em} {0.06}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{98.91{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.42}}{{99.11}}$
4/1
Бесцветный с голубоватым оттенком 		$\frac{{99.37{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.73}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {99.52}}} \right. \kern-0em} {99.52}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.01}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{0.01{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.13}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.06}}} \right. \kern-0em} {0.06}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.05}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{99{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 4{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.93}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {99.65}}} \right. \kern-0em} {99.65}}}}$
4/2
Светло-розовый 		$\frac{{99.26{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.48}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {99.40}}} \right. \kern-0em} {99.40}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.08}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.22}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.16}}} \right. \kern-0em} {0.16}}}}$ $\frac{{0.05{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.12}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.09}}} \right. \kern-0em} {0.09}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{99.6{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.85}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {99.69}}} \right. \kern-0em} {99.69}}}}$
5
Розовый 		$\frac{{99.25{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.43}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {99.34}}} \right. \kern-0em} {99.34}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - 0.05}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.07}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.05}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{99.35{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.52}}{{99.46}}$
6
Ярко-розовый 		$\frac{{98.78{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.19}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {99.00}}} \right. \kern-0em} {99.00}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.26{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.34}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.31}}} \right. \kern-0em} {0.31}}}}$ $\frac{{0.01{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.08}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.05}}} \right. \kern-0em} {0.05}}}}$ 0 $\frac{{99.24{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.55}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {99.39}}} \right. \kern-0em} {99.39}}}}$
7
Темный пурпурно-красный 		$\frac{{98.47{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.02}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {98.73}}} \right. \kern-0em} {98.73}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.01}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{0.54{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.74}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.64}}} \right. \kern-0em} {0.64}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ 0.00 $\frac{{99.04{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.69}}{{99.41}}$
8
Светло-розовый 		$\frac{{96.22{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 97.26}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {96.74}}} \right. \kern-0em} {96.74}}}}$ 0.00 $\frac{{0.03{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.07}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.05}}} \right. \kern-0em} {0.05}}}}$ $\frac{{2.1{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 3.43}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {2.83}}} \right. \kern-0em} {2.83}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{99.42{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.79}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {99.65}}} \right. \kern-0em} {99.65}}}}$
9
Ярко-розовый 		$\frac{{98.83{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.12}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {98.86}}} \right. \kern-0em} {98.86}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{0.470.89}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.59}}} \right. \kern-0em} {0.59}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.06}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.01{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{99.35{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.68}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {99.51}}} \right. \kern-0em} {99.51}}}}$
10/1
Светло-фиолетовый 		$\frac{{98.73{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.66}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {99.28}}} \right. \kern-0em} {99.28}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ 0.00 $\frac{{0.12{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.33}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.22}}} \right. \kern-0em} {0.22}}}}$ $\frac{{0.09{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.17}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.10}}} \right. \kern-0em} {0.10}}}}$ $\frac{{0.010{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{0.02}}$ $\frac{{99.08{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 100.12}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {99.64}}} \right. \kern-0em} {99.64}}}}$
10/2
Светло-розовый 		$\frac{{98.13{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.68}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {98.47}}} \right. \kern-0em} {98.47}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.16{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.33}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.2}}} \right. \kern-0em} {0.2}}}}$ $\frac{{0.07{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.08}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.07}}} \right. \kern-0em} {0.07}}}}$ 0.00 $\frac{{98.47{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.1}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {98.80}}} \right. \kern-0em} {98.80}}}}$
11/1
Темно-синий 		$\frac{{98.13{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.38}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {98.29}}} \right. \kern-0em} {98.29}}}}$ $\frac{{0.06{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.13}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.08}}} \right. \kern-0em} {0.08}}}}$ 0.00 $\frac{{0.01{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.1}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.02}}} \right. \kern-0em} {0.02}}}}$ $\frac{{0.75{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.89}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.81}}} \right. \kern-0em} {0.81}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{5 \mathord{\left/ {\vphantom {5 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{99.13{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.32}}{{99.22}}$
11/2
Бесцветный 		$\frac{{97.9{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.77}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {98.49}}} \right. \kern-0em} {98.49}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.09}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.03}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{0.46{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.59}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.52}}} \right. \kern-0em} {0.52}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{98.6{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.3}}{{{4 \mathord{\left/ {\vphantom {4 {99.08}}} \right. \kern-0em} {99.08}}}}$
12/1
Светло-голубой 		$\frac{{98.53{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.65}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {98.58}}} \right. \kern-0em} {98.58}}}}$ $\frac{{0.02{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.02}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.05{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.12}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.09}}} \right. \kern-0em} {0.09}}}}$ $\frac{{0.05{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.13}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.09}}} \right. \kern-0em} {0.09}}}}$ 0 $\frac{{98.75{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.86}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {98.79}}} \right. \kern-0em} {98.79}}}}$
12/2
Очень светло-розовый 		$\frac{{98.42{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.77}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {98.61}}} \right. \kern-0em} {98.61}}}}$ $\frac{{0.040.05}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.04}}} \right. \kern-0em} {0.04}}}}$ $\frac{{0.010.02}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.09{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.11}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.07}}} \right. \kern-0em} {0.07}}}}$ $\frac{{0.11{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.13}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.12}}} \right. \kern-0em} {0.12}}}}$ $\frac{{0.01{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.05}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {0.03}}} \right. \kern-0em} {0.03}}}}$ $\frac{{98.74{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 99.07}}{{{3 \mathord{\left/ {\vphantom {3 {98.93}}} \right. \kern-0em} {98.93}}}}$
13
Очень светло-розовый 		$\frac{{97.24{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.48}}{{{7 \mathord{\left/ {\vphantom {7 {98.09}}} \right. \kern-0em} {98.09}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.29}}{{{7 \mathord{\left/ {\vphantom {7 {0.14}}} \right. \kern-0em} {0.14}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.04}}{{{7 \mathord{\left/ {\vphantom {7 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{0.06{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.25}}{{{7 \mathord{\left/ {\vphantom {7 {0.14}}} \right. \kern-0em} {0.14}}}}$ $\frac{{0.06{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.14}}{{{7 \mathord{\left/ {\vphantom {7 {0.11}}} \right. \kern-0em} {0.11}}}}$ $\frac{{0{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.05}}{{{7 \mathord{\left/ {\vphantom {7 {0.01}}} \right. \kern-0em} {0.01}}}}$ $\frac{{97.74{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 98.8}}{{{7 \mathord{\left/ {\vphantom {7 {98.51}}} \right. \kern-0em} {98.51}}}}$

Примечание. В числителе – наименьшее и наибольшее содержания, в знаменателе – количество анализов/среднее содержание. Анализы выполнены в ИГГ УрО РАН на микроанализаторе Cameca-SX100 при ускоряющем напряжении 15 КВ, и токе 30 нА. Аналитик В.Г. Гмыра.

Возраст слюд определен калий-аргоновым (40K–40Ar) методом в ИГГ УрО РАН. Измерения изотопного состава аргона проводились по методике изотопного разбавления с использованием трассера 38Ar на масс-спектрометре МИ-1330. Аналитик Б.А. Калеганов.

Определения изотопного состава химических компонентов корунда и силикатных минералов выполнены в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН на масс-спектрометре Finnigan МАТ 252 (Германия) с использованием двойной системы напуска. Подготовка образцов к масс-спектрометрическому изотопному анализу проведена по лазерным методикам выделения воды и кислорода (Игнатьев, Веливецкая, 20041,2). При анализе корунда кислород выделялся при нагреве проб инфракрасным лазером (MIR-10-30, New Wave Research, США) в атмосфере паров BrF5. Калибровка была проведена по лабораторным стандартам и международным стандартам VSMOW, SLAP, GISP, NBS-28 и NBS-30. Воспроизводимость определения (1σ) δ18О составляет 0.1‰, δD – 2.5‰.

При расчетах температур образования минералов по изотопно-кислородному геотермометру, а также изотопного состава водорода флюида использована постоянно пополняющаяся база экспериментальных данных, заложенная в основу web-калькулятора фракционирования стабильных изотопов между различными минералами, а также минералами и водой (Beaudoin, Therrien, 2009).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Геология проявлений благородного корунда в мраморе

Липовское и Алабашское проявления рубина находятся в разных структурных позициях (см. фиг. 2). Первое расположено в зоне метаморфического обрамления гранито-гнейсовых массивов, вблизи восточной границы блока, а второе – почти в центральной части Мурзинского массива.

Липовское проявление корунда пространственно совпадает с одноименным месторождением силикатных никелевых руд, которое эксплуатировалось открытым способом в течение 30 лет до 1991 года. Месторождение расположено в восточной части зоны сочленения Мурзинского и Адуйского массивов (фиг. 3). Метаморфическое обрамление этих массивов общей шириной 1–2 км сложено мраморами, амфиболовыми гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами, гранитоидами. Местами метаморфические породы являются составной частью зоны серпентинитового меланжа, которая также узкой полосой окаймляет Мурзинский и Адуйский массивы. Плоскостные элементы (полосчатость, кливаж, рассланцевание и т.п.) метаморфического обрамления и серпентинитового меланжа в плане субконформны границам массивов, с крутым (70°–80°) падением от них. Широко распространены здесь мезо-кайнозойские линейные коры выветривания и карстовые образования. Скальные породы обнажены только в бортах частично затопленных карьеров. Самый крупный карьер № 4 заложен в метаморфическом обрамлении Адуйского массива, а карьеры № 6–8 – в обрамлении Мурзинского массива (см. фиг. 3).

Фиг. 3.

Схематическая геологическая карта Липовского участка с элементами палеогеодинамики. 1 – терригенно-осадочные породы; 2 – мраморы; 3 – высокометаморфизованные породы; 4 – гранито-гнейсы и анатектические граниты; 5 – монцодиориты, граниты; 6 – ультраосновные породы (серпентиниты, талькиты); 7 – элементы залегания сланцеватости; 8 – направление латерального стресса при становлении гранитогнейсовых массивов; 9 – направление латерального течения пород; 10 – зона тектонического срыва; 11 – карьеры и их номера; 12 – проявления рубина и сапфира в мраморах.

Рубин-сапфировая минерализация установлена только в мраморах, тогда как в кристаллических сланцах встречаются кристаллы сероватого или слегка розоватого непрозрачного корунда. Здесь выделяются два основных типа мраморов: 1) светлый крупнозернистый кальцитовый мрамор полигональнозернистой структуры (преобладает) и 2) светлый крупно-гигантозернистый Mg-кальцитовый мрамор с панидиобластовой структурой (распространен локально, с неотчетливыми границами). При раскалывании все мраморы пахнут сероводородом. Характерен кливаж, разбивающий мрамор на плиты толщиной от 1–2 см до нескольких метров. В плане кливаж субконформен границам гранитогнейсовых массивов, круто падая от них: в обрамлении Мурзинского массива (карьеры № 7 и 8) – под углом 70°–80° по азимуту 106°–112° ЮВ, а в обрамлении Адуйского массива (карьер № 4) – 80° и 10° ССВ соответственно. В результате этих процессов в мраморах сформировалась вторичная полосчатость, контролируемая кливажом. Признаки первичной (осадочной) слоистости отсутствуют.

На плоскостях кливажа в мраморах часто наблюдается линейность в виде борозд разной ширины и глубины (фиг. 4), которые визуально напоминают борозды скольжения, но не имеют гладких притертых поверхностей и ступенек отрыва. По падению они очень выдержанные и обычно прослеживаются на всю высоту уступа (10–12 м) и, вероятно, более. Падение линейности крутое, в направлении субширотного пережима антиклинория: в карьерах № 7 и 8 угол падения 60°–70° ЮЗ, а в карьере № 4 – 60°–70° СЗ. С линейностью совпадают оси будинаж-структур и оси мелкой линейной складчатости в жилах (слойках?) кварцита. Следовательно, ось главного сжимающего напряжения была ориентирована перпендикулярно плоскости кливажа, второе главное напряжение лежало в плоскости кливажа и было ориентировано перпендикулярно линейности; ось же линейности указывает направление оси растяжения.

Фиг. 4.

Линейность в мраморах в борту карьера № 8, лежащая в плоскости кливажа (фото А.Ю. Кисина).

В карьере № 4 встречены редкие тела мелкозернистых серых доломитовых мраморов, имеющих вид шлиров размером до 10–20 см, залегающих среди перекристаллизованного мрамора. На контакте с доломитами развит Mg-кальцитовый мрамор, который содержит крупные (длиной 2–4 см) кристаллы паргасита. Характер контакта указывает на более позднее образование Mg-кальцита относительно доломита. По взаимоотношению с вмещающими мраморами и по аналогии с карбонатными породами Кочкарского антиклинория (Кисин, 2009) эти доломиты могут быть отнесены к дометаморфическим Mg-метасоматитам.

Мраморы рассекаются многочисленными дайками гранитоидов и гранитных пегматитов мощностью от нескольких миллиметров до нескольких десятков метров. Зоны закалки в дайках обычно отсутствуют. Наблюдается слабая перекристаллизация мрамора на глубину до 1–1.5 см от контакта. Пегматиты обычно крупно- или гигантозернистые, иногда представлены кварц-полевошпатовой субграфикой (даже при мощности дайки всего 0.2–0.3 м). Дайки не кливажированы, но иногда на них накладывается катаклаз. Судя по этим признакам, массовое внедрение даек происходило после снятия стрессовых напряжений. Температуры магматического расплава и вмещающих пород, вероятно, были близки, что могло быть при смене прогрессивного этапа регионального метаморфизма на регрессивный (Кисин, 1991; Кисин и др., 2016).

Корундовая минерализация в мраморе показывает полную независимость от даек гранитоидов и пегматитов. В карьере № 4 корунд встречается исключительно в трещинах кливажа, образуя небольшие гнезда и пунктирную вкрапленность. Наблюдается отчетливый контроль минерализации линейностью течения (см. рис. 4). Общая ширина минерализованной зоны достигает 80 м. По простиранию на запад она прослежена почти до середины дна карьера, а на востоке наблюдается на верхних уступах. Протяженность по простиранию превышает 200–250 м, а по падению 100 м (это глубина карьера). Принципиальных различий минерализации в вертикальном разрезе не выявлено. Аналогичная картина отмечена на Южном Урале (Кисин, 1991), а также на проявлениях рубина Восточного Памира (Шамси-Заде, 1989).

В карьере № 8 рубиновая минерализация наблюдается в мраморах обоих типов и также приурочена к трещинам кливажа, где наблюдаются небольшие линзы, сложенные фуксит-флогопитовым агрегатом, иногда смятым в мелкие птигматитовые складки или будинированным согласно с линейностью.

Проявление рубина Алабашка располагается на площади хорошо известного Алабашского поля гранитных пегматитов (фиг. 5). Участок сложен метаморфическими породами различного состава: кварц-биотитовыми сланцами, амфиболитами, мраморами, а по периферии – гнейсами и гранито-гнейсами. Мраморы образуют отдельные блоки и линзы размерами до 100 × 500 м и более. Преобладают светлые крупнозернистые рекристаллизованные мраморы, разбитые трещинами кливажа на плиты толщиной от первых сантиметров до 1–2 м. Простирание кливажа около 330° при субвертикальном или крутом восточном падении. На отдельных участках наблюдаются мелко- и крупнозернистые перекристаллизованные мраморы. По составу все мраморы кальцитовые и Mg-кальцитовые. По трещинам кливажа часто наблюдаются прожилки гранитов мощностью 10–30 мм. Приконтактовые изменения мраморов около гранитных прожилков не наблюдаются, следовательно, внедрение гранитного раствора-расплава происходило сразу после снятия стрессовых напряжений, а его температура была близка к температуре вмещающих пород. Реже мраморы секутся дайками гранитоидов мощностью в первые метры. Азимут падения таких даек 70°–75° СВ, угол падения 50°. Приконтактовые изменения выражены только в перекристаллизации мрамора на глубину до 1 см.

Фиг. 5.

Схематическая геологическая карта северной части Мурзинского массива. 1 – мраморы, силикатные мраморы (C1t); 2 – сланцы кремнистые, углисто-кремнистые, кварциты, зеленые сланцы (S1ln); 3 – гнейсы (Pz1?); 4 – гнейсы амфиболовые (gO1); 5 – гранитогнейсы (γ’’’Pz3); 6 – граниты биотитовые, мусковитовые, двуслюдяные (γPz3); 7 – гранодиориты (γδPz3); 8 – серпентиниты (SpD2); 9 – границы: а) геологические, б) тектонические; 10 – участок поисковых работ на благородный корунд.

Акцессорная минерализация мраморов представлена крупночешуйчатым (до 3 мм) деформированным графитом, корундом (рубином), красной шпинелью, несколькими разновидностями флогопита, мусковитом-фукситом, паргаситом (в том числе Cr-содержащим), диопсидом, титанитом, апатитом, адуляром, скаполитом, форстеритом, гранатом уваровит-гроссулярового ряда, пиритом, пирротином (Кисин и др., 20141,2; Попов и др., 1998). В нерастворимых остатках мраморов отмечены единичные знаки золота. Минерализация носит рассеянный характер либо приурочена к трещинам кливажа, реже к секущим трещинам. Есть признаки пластичного течения мраморов (рекристаллизация, кливаж, будинаж-структуры) и перекристаллизации отдельных участков при воздействии флюидов.

Разрывная тектоника изучена слабо ввиду плохой обнаженности участка. Проявлена система резко выраженных в рельефе прямолинейных логов с азимутом простирания около 60° СВ. По Нижнеалабашскому логу имеются обнажения мраморов с дайками гранитоидов. Лог, вероятно, фиксирует разлом сколового характера, о чем свидетельствуют находки крупных кусков кварца с зеркалами скольжения, друз горного хрусталя, несоответствие пород в противоположных бортах лога, указывающие на правый сдвиг. Предполагается, что и другие лога того же простирания на данной площади фиксируют тектонические нарушения сколового характера. С ними иногда связана аметистовая минерализация.

В левом борту Нижнеалабашского лога, в непосредственной близости от мраморов, в результате поисковых работ в 1999–2000 гг. бурением выявлен участок с богатой рубиновой минерализацией. По одной из линий скважин пройдена траншея 10 × 20 м и глубиной до 7 м (вскрыша 3 м). Выяснилось, что рубиновая минерализация находится в коренном залегании и приурочена к зоне брекчирования (фиг. 6), с наложенной корой выветривания каолинового профиля. Скважинами минерализованные брекчии прослежены до глубины 25 м (глубина бурения). В траншее видимая ширина зоны брекчирования достигает 4 м. Азимут простирания около 360°, угол падения около 70° на восток. Вмещающими породами являются сильно катаклазированные граниты, местами сами похожие на брекчии. Граниты светлые, от мелко- до крупнозернистых, участками пегматоидные. Ориентировка трещин различная, форма часто клиновидная. Трещины выполнены глинистым материалом с фукситом, флогопитом, адуляром, титанитом, рутилом, пиритом, пирротином, рубином или с изумрудно-зеленым гранатом гроссуляр-уваровитового ряда. Граниты вблизи трещин в одних случаях осветлены, а в других хлоритизированы, окрашены в серовато-зеленоватый цвет. В северо-западном углу траншеи вскрыты амфиболиты. Контакты амфиболитов с гранитами тектонические, с зоной брекчий (без наложенной минерализации) и зеркалами скольжения. Зона брекчий здесь также имеет азимут простирания около 360° и падение на восток под углом около 70°. Азимут падения наиболее крупных зеркал скольжения 292° СЗ, угол падения 60°. По кинематике они, вероятно, являются взбросами, поскольку в лежачем боку зоны наблюдаются короткие (5–10 см) трещины отрыва. Все это указывает на то, что минерализованные брекчии являются частью достаточно широкой тектонической зоны.

Фиг. 6.

Рубиноносные брекчии в восточном борту траншеи. Ширина изображения 5 м (фото А.Ю. Кисина).

При общей сильной тектонической нарушенности пород местами затруднительно определить границы зоны брекчий. Широко распространены зеркала скольжения различной площади и ориентировки. Некоторые из них наложены непосредственно на брекчии. Размеры обломков в брекчии до 0.5 м; форма угловатая до плитчатой. Породы в обломках не всегда диагностируются: хорошо определяются лейкократовые крупнозернистые граниты и пегматиты, обычно выветрелые до дресвянистого состояния; обломки темно-серого жильного кварца не несут признаков растворения и регенерации. Мелкозернистые граниты преобразованы в каолин-кварцевую массу со структурой гранита. Внешние зоны обломков часто осветлены. Иногда наблюдается хлорит или гидроксиды железа. В составе других обломков часто присутствуют фисташково-зеленый нонтронит и ожелезненные темные глины. Вероятно, это были обломки амфиболитов или амфиболовых гнейсов. Цемент брекчий состоит из того же тонко дробленого материала с высоким содержанием слюдистых минералов, вплоть до почти мономинеральных слюдитов. Шлиховое опробование рыхлого материала брекчий почти повсеместно показывает присутствие рубина. Изучение зоны брекчий по простиранию в интервале 20 м выявило наличие гнездообразных скоплений рубина. Наиболее крупные и интенсивно окрашенные кристаллы приурочены к зонам развития флогопита, тогда как с фукситом чаще ассоциирует светлоокрашенный рубин.

Результаты бурения показали, что скопления рубиновой минерализации в брекчии образуют “рудные” столбы, по падению которых содержание и качество камня почти не меняется. Рубины из каждого гнезда (всего их вскрыто четыре) имеют собственные типоморфные отличия (по габитусу и размерам кристаллов, цвету, прозрачности, дефектности и сопутствующим минералам). В одном гнезде встречен друзовый материал, представленный сростками кристаллов рубина, адуляра, флогопита, фуксита, пирита, рутила, титанита, апатита, массой до 0.5 кг.

Южным концом зона минерализованных брекчий выходит на выступ Mg-кальцитового мрамора, окруженный карстовыми глинами. Мрамор светлый, крупнозернистый, перекристаллизованный, с будинами амфибол-диопсидовых пород. Характерен сильный катаклаз и обильная, но крайне неравномерная рубиновая минерализация. Преобладают кристаллы рубина таблитчатого и толстотаблитчатого облика до 1 см в поперечнике. Цвет их пурпурно-красный, насыщенный. Основной дефект – трещины отдельности. Сопутствующие минералы те же, что и в минерализованных брекчиях, только адуляр встречается реже.

ОСОБЕННОСТИ МИНЕРАЛОГИИ КОРУНДСОДЕРЖАЩИХ МРАМОРОВ

Благородный корунд

На Липовском проявлении в карьере № 4 благородный корунд представлен зернами неправильной формы до 30 мм в поперечнике. Ювелирные разности относятся к рубину (цвет пурпурно-красный до красного) и сапфирам разных (фантазийных) цветов: розовые, лиловые, фиолетовые, светло-голубые, тeмно-синие и бесцветные. Встречаются полихромные камни с пятнистым распределением окраски. Известно, что красный цвет корунда обычно обусловлен изоморфной примесью Cr3+, а синий и фиолетово-синий – Ti4+ и Fe2+. По результатам микрозондовых анализов, в отношении рубина Липовского проявления эти представления справедливы, но не для всех камней (табл. 1). Например, в полихромном корунде (красный с пятнами чернильно-синего цвета) в области темно-синей окраски содержания TiO2 и FeO очень низкие, а Cr2O3 – 0.87 мас. % (среднее по 6 анализам), что почти вдвое выше, чем в области красной окраски (табл. 1, зерно 1). Подобная картина наблюдается и в корунде месторождения Монг Шу (Mong Hsu) в Мьянме (Peretti et al., 1995). Примечательно, что у бирманского корунда при высокотемпературном отжиге синяя окраска удаляется, и весь камень становится красным. Зерно № 8 также выбивается из общего тренда: сапфир светло-розовой окраски имеет аномально высокое содержание Cr2O3 – 2.8 мас. %, тогда как в розовом сапфире (зерно 5) зафиксировано всего 0.03 мас. % Cr2O3. Причина такой аномалии пока не установлена.

Корунд из карьера № 4 обычно замутнен, хотя нередко встречаются и совершенно прозрачные камни, лишенные каких-либо внутренних дефектов. В ювелирных кристаллах в качестве включений отмечены мелкие одиночные короткостолбчатые индивиды красно-коричневого рутила, белые нитевидные включения бeмита, образующего объемную сетку с углами около 90°, залеченные трещинки с двухфазными включениями типа “отпечатка пальцев”. Качество корунда и его минеральные ассоциации меняются от зоны к зоне и от гнезда к гнезду. Наименьшие изменения отмечаются по падению минерализованной зоны. Основной дефект кристаллов – низкая прозрачность и трещины отдельности. Ювелирные разности трещинами отдельности не поражены, но несут признаки растворения (матированная поверхность сколов).

Сопутствующие корунду минералы представлены флогопитом, фукситом, маргаритом, титанитом, апатитом, хлоритом (в т.ч. по флогопиту), пиритом, пирротином, рутилом. Некоторые минерализованные зоны без корунда содержат хромистые разновидности паргасита (карьер № 4), диопсида, клинохлора, форстерит, графит, зеленый гранат гроссуляр-уваровитового ряда (карьер № 8).

На проявлении Алабашка, как в мраморах, так и в минерализованных брекчиях, корунд представлен кристаллами от таблитчатого до длинностолбчатого облика (преобладает удлинение 1 : : 1.5–2) с хорошо развитыми гранями пинакоида, ромбоэдра и призмы. Ребра кристаллов часто закруглены или осложнены ступеньками роста (фиг. 7). Для многих кристаллов корунда характерна кавернозность, что объясняется их скелетным, футлярным ростом. Цвет красный, часто с пурпурным оттенком, от светлых до очень темных тонов, с преобладанием средних. Большинство камней имеют чистую, яркую окраску, но в отдельных гнездах встречается рубин с коричневым оттенком. Встречаются как прозрачные, так и полупрозрачные до непрозрачных индивиды. Размеры кристаллов 1–5 мм, редко 2.5–3 см по наибольшему измерению. Основным дефектом рубина являются трещины отдельности, образовавшиеся в результате механических деформаций. Сопутствующие минералы в минерализованных брекчиях представлены флогопитом, Cr-мусковитом (фукситом), адуляром, титанитом, апатитом, хлоритом, пиритом, рутилом; в мраморах к ним добавляются маргарит, хромистый паргасит, иногда розовая шпинель, форстерит и графит. В бескорундовых минерализованных зонах встречены диопсид (в т.ч. Cr-диопсид) и зеленый гранат. Включения рубина отмечаются в адуляре, флогопите, фуксите, титаните; с этими минералами он образует и тесные срастания. В качестве включений в рубине обычен пирит (он находится в виде скоплений мелких двадцатигранных кристалликов в центральной части кристалла-хозяина), реже апатит и рутил; последний иногда образует сагенитовую решетку, вызывая эффект астеризма. В рубине из мраморов включения те же, а также обычен кальцит. На некоторые кристаллы корунда нарастают кристаллы диаспора лилового цвета. Химический состав корунда приведен в табл. 2. Содержание хрома в алабашском рубине выше, чем в липовском, и варьирует в широком диапазоне: 0.25–4.9 мас. % Cr2O3. Центр кристаллов отличается более высоким содержанием хрома, чем края. Содержания других изоморфных примесей не превышают (в мас. %): V2O3 0.02, TiO2 и Ga2O3 0.01, FeO 0.16, что значительно ниже, чем в корунде Липовского проявления.

Фиг. 7.

Кристалл рубина с проявления Алабашка (фото А.Ю. Кисина).

Таблица 2.

   Химический состав корунда проявления Алабашка

Зерно/Точка Оксиды
TiO2 V2O3 Cr2O3 FeO Ga2O3 Al2O3 Total
1-1 0.00 0.01 1.15 0.00 0.01 98.32 99.49
1-2 0.01 0.01 0.64 0.00 0.01 98.17 98.83
2-1 0.00 0.00 0.66 0.00 0.00 98.36 99.04
2-2 0.00 0.01 0.38 0.00 0.00 97.99 98.39
3-1 0.00 0.01 0.85 0.00 0.01 96.94 97.80
3-2 0.00 0.01 0.69 0.00 0.01 97.59 98.30
4-1 0.00 0.01 0.44 0.00 0.00 98.12 98.58
4-2 0.00 0.01 0.44 0.00 0.01 98.21 98.68
5-1 0.00 0.01 0.89 0.01 0.00 96.28 97.20
5-2 0.01 0.01 0.50 0.00 0.00 96.61 97.14
6-1 0.00 0.01 0.54 0.00 0.01 98.71 99.28
7-1 0.00 0.01 0.58 0.02 0.01 98.92 99.53
8 0.00 0.00 1.24 0.00 0.01 98.40 99.65
9 0.00 0.00 0.68 0.00 0.01 98.66 99.36
10 0.01 0.01 1.97 0.16 0.00 97.09 99.17
11 0.00 0.01 2.20 0.00 0.01 97.27 99.49
12 0.00 0.01 0.98 0.00 0.01 98.08 99.09
13 0.00 0.01 1.16 0.00 0.01 98.29 99.47
14 0.00 0.01 0.34 0.00 0.00 98.85 99.22
15 0.00 0.01 0.53 0.00 0.01 98.64 99.21
16 0.01 0.01 0.26 0.01 0.00 98.62 98.91
17 0.01 0.01 0.58 0.00 0.00 97.97 98.58
18 0.00 0.01 0.42 0.00 0.01 98.69 99.13
19 0.00 0.02 0.55 0.00 0.00 98.20 98.78
20 0.00 0.01 0.99 0.09 0.00 98.19 99.20
21 0.00 0.01 0.41 0.00 0.01 98.73 99.15
22 0.01 0.02 2.29 0.00 0.01 96.89 99.22
23 0.00 0.01 0.98 0.00 0.01 97.85 98.78
24 0.00 0.02 1.46 0.00 0.01 97.59 99.09
25 0.00 0.01 0.48 0.01 0.01 98.11 98.61
26 0.01 0.02 4.89 0.01 0.01 94.12 99.05
27 0.01 0.01 0.53 0.00 0.00 98.87 99.43
28 0.01 0.02 3.83 0.01 0.01 95.49 99.37

Примечание. Химический состав корунда определялся с использованием электронно-зондового микроанализа Cameca SX100, оснащенного пятью волновыми спектрометрами (Институт геологии и геохимии УрО РАН, ЦКП “Геоаналитик”). Измерение концентраций элементов Al, Ti, V, Cr, Fe, Ga выполнено по стандартам Al2O3, TiO2,V, Cr2O3, Fe2O3, GaP при ускоряющем напряжении 15 кВ, силе тока 20 нА при измерении Al и 200 нА для примесных элементов. Пределы обнаружения Ti, V, Cr, Fe, Ga составили 26, 28, 23, 30, 44 ppm соответственно. Аналитик Д.А. Замятин.

Слюды

На Липовском проявлении рубиновая минерализация в мраморах всегда сопровождается слюдами. В карьере № 4 хромсодержащий мусковит (фуксит) характеризуется светло-зеленой окраской и относительно низким содержанием Cr2O3 (до 0.3 мас. %). Встречаются параллельные сростки фуксита и маргарита. Флогопит представлен прозрачными желтовато-зелеными, зелеными или светло-коричневыми пластинчатыми кристаллами с содержанием Al2O3 15.7–16.5, MgO 25.6–25.8, FeO 0.16–0.23, Cr2O3 0.4–0.9 мас. %. В карьере № 8 в мраморах наблюдаются хромсодержащий мусковит (фуксит) ярко-зеленого цвета (Cr2O3 до 1.5 мас. %) и высокоглиноземистый биотит с содержаниями Cr2O3 до 1.9, FeO до 14.6, TiO2 до 3.2, Al2O3 до 22.4 мас. %. Менее распространен бесцветный мусковит, состав которого близок к идеальному.

Химический состав слюд Алабашки приведен в табл. 3. Они представлены в одних случаях хромсодержащим мусковитом (фукситом) ярко-зеленого цвета, в других случаях – высокоглиноземистым флогопитом, в различной степени гидратированным и хлоритизированным. Флогопит минерализованных брекчий обогащен хромом.

Таблица 3.  

Химический состав слюд рубиноносных брекчий участка Алабашка

Окислы 1 2 3 4 5 6
SiO2 46.98 50.57 38.46 38.99 48.08 47.74
TiO2 1.24 – 1.96 2.04 – –
Al2O3 37.72 39.17 25.84 26.24 38.78 38.44
Cr2O3 1.21 – 2.33 2.3 – –
V2O3 – – 0.34 0.50 – –
FeO – 0.77 1.09 1.24 – 0.36
MgO 1.18 1.03 16.29 15.38 – –
CaO – 0.24 – – – 0.62
Na2O – – – – 10.67 10.28
K2O 8.22 8.22 13.62 13.2 2.47 1.36
P2O5 – – – – – 0.64
SO3 – – – – – 0.56
Сумма 96.55 100 99.93 99.89 100 100

Примечание. Анализы выполнены на рентгеновском микроспектральном комплексе JSM 6400 (Jeol, Япония) с энергодисперсионным спектрометром (ISIS Link) в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар. Аналитик В.Н. Филиппов. 1 – K1.08(Al2.64Cr0.07)2.71Mg0.13Ti0.07[(Si3.41Al0.59)4.00O10] (ОН)2 – мусковит; 2 – K0.78Al3.16(Mg0.03Mn0.06Fe0.05)0.14[(Si3.74Al0.26)4.00O10] (ОН)2 – мусковит; 3 – K1.21(Cr0.13Al0.8)(Mg1.69Fe0.06)1.75Ti0.1V0.02[(Si2.68Al1.32)4.00O10] (ОН)2 – флогопит; 4 – K1.18(Mg1.60Fe0.07)1.67(Al0.89Cr0.13)1.02Ti0.11V0.03[(Si2.73Al1.27)4.00O10] (ОН)2 – флогопит; 5 – (Na1.4K0.21)1.61Al2.37[(Si3.26Al0.74)4.00O10] (ОН)2 – парагонит, мусковит; 6 – (Na1.36K0.12)1.48Al2.37Ca0.05Fe0.02[(Si3.27Al0.73)4.00O10] (ОН)2 – парагонит, мусковит.

Зеленый гранат

Особенностью Алабашского и Липовского проявлений рубина является наличие ярко-зеленого граната ряда гроссуляр–уваровит, который образует рассеянную вкрапленность в мраморах вблизи трещин кливажа. Зеленый гранат встречен также в биотитовых слюдитах по амфиболитам, в зальбандах кварцевых прожилков в амфиболитах, в минерализованных трещинах с кварцем, адуляром и темной слюдой, секущих дайки лейкократовых гранитов на Алабашском проявлении. Гранат представлен идиоморфными и скелетными футляровидными кристаллами до 3–5 мм на Липовском проявлении и до 9 мм – на Алабашском. Кристаллы прозрачные, но сильно трещиноватые. В ассоциации с гранатом отмечены фуксит, адуляр, хлорит, кварц, пирит, пирротин. Корунд и зеленый гранат в тесной ассоциации не встречаются, но иногда находятся в непосредственной близости друг от друга (в пределах 1 м).

Гранат из Липовского и Алабашского проявлений характеризуется повышенным содержанием хрома, ванадия и титана (табл. 4). Содержание хрома в кристаллах из мраморов заметно превышает его содержание в гранате из амфиболитов. Гранаты из амфиболитов и слюдитов по составу отвечают гроссуляру, а из мраморов – уваровиту.

Таблица 4.  

Химический состав граната Липовского и Алабашского проявлений рубина

Окислы Алабашское Липовское Танзания
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
SiO2 37.77 37.58 38.92 38.76 38.53 38.00 37.60 39.92 39.83 40.33
TiO2 0.28 0.04 0.24 0.41 0.37 0.45 0.44 0.40 0.41 0.28
Al2O3 7.52 8.13 13.23 13.05 10.42 10.40 7.50 7.08 7.51 22.49
Cr2O3 18.38 18.60 10.36 9.99 14.56 13.98 18.51 19.08 18.49 0.05
V2O3 1.38 0.40 0.27 0.31 0.40 1.76 0.38 0.31 0.36 0.16
FeO 0.12 0.14 5.98 5.36 4.08 0.07 0.36 0.34 0.36 0.26
MnO 0.09 0.53 0.81 0.82 0.65 0.13 0.18 0.19 0.18 0.27
MgO 0.43 0.84 0.35 0.35 0.47 0.45 0.39 0.31 0.37 0.02
CaO 33.64 33.31 30.60 31.32 31.57 34.31 34.78 34.63 34.57 37.16
Сумма 99.61 99.57 100.76 100.37 101.05 99.55 100.14 102.26 100.08 101.02
Si 3.08 3.01 3.06 3.05 3.05 3.06 3.02 3.14 3.04 3.01
Ti 0.02 0.00 0.01 0.02 0.02 0.03 0.03 0.02 0.02 0.02
Al 0.72 0.77 1.22 1.21 0.97 0.99 0.71 0.66 0.71 1.97
Cr 1.18 1.18 0.64 0.62 0.91 0.89 1.17 1.19 1.17 0.00
V 0.10 0.03 0.02 0.02 0.03 0.12 0.03 0.02 0.02 0.01
Fe2+ 0.01 0.01 0.39 0.35 0.27 0.00 0.03 0.02 0.02 0.02
Mn 0.01 0.04 0.05 0.05 0.04 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02
Mg 0.05 0.10 0.04 0.04 0.06 0.05 0.05 0.04 0.04 0.00
Ca 2.93 2.86 2.57 2.64 2.68 2.96 2.99 2.92 2.97 2.97
X(grs) 0.37 0.38 0.55 0.56 0.45 0.51 0.36 0.35 0.37 0.99
X(uva) 0.61 0.58 0.29 0.29 0.43 0.46 0.60 0.63 0.61 0.00
X(alm) 0.00 0.00 0.08 0.07 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
X(sps) 0.00 0.01 0.02 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01
X(prp) 0.02 0.03 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.00
Cумма 1.00 1.00 0.95 0.96 0.97 0.99 0.98 0.99 0.99 1.00

Примечание. Ан. 1, 7–9 – уваровит из мраморов, ан. 3 и 4 – гроссуляр из амфиболитов, ан. 5 и 6 – гроссуляр из брекчий со слюдитовым цементом (по Кисин и др., 20142). Анализы выполнены в ИГГ УрО РАН на микроанализаторе Cameca-SX100 при ускоряющем напряжении 15 КВ, и токе 30 нА. Аналитик Д.А. Замятин. Ан. 2 – уваровит из мраморов (по Попову и др., 1998), ан. 10 – цаворит (по Kane и др., 1990).

Время образования рубиноносных мраморов

В мраморах Липовского и Алабашского участков фаунистических остатков не найдено, и при геолого-съемочных работах возраст пород условно принят за среднедевонский. В тесном срастании с рубином в мраморах часто наблюдаются различные калиевые слюды, которые использованы для оценки времени минералообразования К–Ar-методом (табл. 5). Также оценен возраст слюд из даек пегматитов Липовского участка. По этим данным, время образования из мраморов обоих проявлений и из гранитных пегматитов оказалось очень близким (279–259 млн лет в мраморах и 290–251 млн лет в пегматитах). Таким образом, время образования рубиновой минерализации оценивается интервалом около 280–260 млн лет.

Таблица 5.

К–Ar-датирование минералов рубиноносных мраморов и ассоциирующих с ними пегматитов Мурзинско-Адуйского антиклинория

№ образца      Характеристика материала К, % Аrрад, НГ/Г t, млн лет
Рубиноносные мраморы проявления Алабашка
А-1 Фуксит 8.62 162 263
М-2/2/4 Паргасит 1.05 20.7 264
                tcp = 263.5 ± 0.5 млн лет
Рубиноносные мраморы Липовского проявления
Л8, Пр.4 Фуксит 8.30 160 259
Л4, Пр.6 Мусковит 5.00 97.8 262
Л.8, Пр.29 Флогопит (истонит) 7.75 162 279
Л.8, Пр.5 Фуксит 8.40 165 263
                        tcp = 261 ± 2 млн лет
Липовская группа рубеллит-лепидолитовых пегматитовых жил
Ад-64 Мусковит из друзовой полости 8.11 178 290
Ад-65 Лепидолит из калишпат-лепидолит-рубеллитового агрегата 7.86 156 266
Ад-68 Мусковит из друзовой полости 8.02 150 251
Ад-69 Мусковит из друзовой полости 8.15 152 251
Ад-70-1 Мусковит из центральной части зонального мусковит-лепидолитового кристалла псевдогексагонального облика в друзовой полости 8.14 156 255
Ад-70-2 Лепидолит из внешней части того же кристалла 8.68 164 254
tcp = 255 ± 6 млн лет

Примечание. Анализы выполнены в Институте геологии и геохимии УрО РАН. Аналитик Б.А. Калеганов.

Изотопный состав углерода, кислорода и водорода минералов рубиноносных мраморов

Изотопный состав кислорода и углерода в минералах рубиноносных кальцитовых мраморов Алабашского и Липовского проявлений иллюстрирует диаграмма δ13С–δ18О (фиг. 8). На ней видно, что кальцит из большинства проб находится в поле изотопного состава фанерозойских морских карбонатов, с тенденцией небольшого облегчения, характерного для метаморфизованных карбонатных отложений (Deines, Gold, 1969; Shieh, Taylor, 1969; Baumgartner, Valley, 2001). Максимальное изотопное облегчение характеризует графитизированные мраморы прогрессивного этапа метаморфизма Алабашского проявления. Для них, по кальцит-графитовому изотопному геотермометру (Сhacko et al., 1991), температура закрытия изотопной системы оценивается в 710–850°С.

Фиг. 8.

Изотопный состав углерода и кислорода кальцита мраморов Алабашского (1) и Липовского (2) проявлений. На схему нанесены тренды эволюции изотопного состава карбоната, образующегося по модели взаимодействия магматического флюида с морскими известняками при 450оС (I) и по модели нормальной известково-силикатной декарбонизации (II) (Valley, 1986; Bowman, 1998). В модели I цифрами обозначены значения W/R и мольная доля углекислоты (ХСО2). В модели II цифрами обозначена доля остаточного углерода в породе. Основные резервуары: А – магматический (Taylor, 1974), В – интрузивные карбонатиты (Taylor et al., 1967; Deines, Gold, 1973) и С – фанерозойские морские карбонаты (Veizer et al., 1999).

Изотопный состав кислорода и водорода силикатных минералов и рубина Липовского и Алабашского проявлений приведен в табл. 6 и на фиг. 9. Рубин характеризуется узким диапазоном значений δ18О = 14.2–17.8‰. При этом на Липовском проявлении кислород более изотопно тяжелый, чем на Алабашском (δ18О соответственно 16–17.8 и 14.2–15.3‰). δ18О гидроксилсодержащих минералов регрессивного этапа метаморфизма уменьшается в ряду (в ‰): фуксит (21.5–19.5) – адуляр (18.0) – хлорит и паргасит (17.1 и 17.2) – флогопит (16.0). Аналогично рубину гидроксилсодержащие минералы Липовского проявления обогащены δ18О по сравнению с Алабашским (соответственно δ18О = 20.3–21.4 и 15.0–19.5‰). Изотопный состав водорода трех проб фуксита варьирует от –78.5 до –89.6‰.

Таблица 6.

   Изотопный состав кислорода рубина и силикатных минералов

№ пробы Минерал δ18О/δD, в ‰ (SMOW)
Алабашское проявление
М5 Хлорит 17.1
М4 Флогопит 16.0
М4 Паргасит 17.2
А-1 Адуляр 18.0
А-2 Фуксит 19.5
А-3 Гранат (зеленый) 14.5
А-8 » 14.4
А-9 » 19.9
А-4 Рубин 14.2
А-5 То же 15.3
А-6 » 14.6
А-7 » 15.1
Липовское проявление
Л-7 Фуксит 21.0
Л-9 » 21.4
Л-12 » 20.3
Л-11 Рубин 17.5
Л-17 » 16.0
Л-18 » 16.4
Л-6 » 17.8
Фиг. 9.

Изотопный состав кислорода рубина и силикатных минералов Липовского (Л) и Алабашского (А) проявлений (настоящая работа), а также проявлений Кочкарского антиклинория на Южном Урале (Vysotskiy et al., 2015) в сравнении с составом корунда из различных пород мира (Giuliani et al., 2005; 2014).

ОБСУЖДЕНИЕ

1. Если геолого-структурное положение Липовского проявления корунда установлено надежно (это метаморфическое обрамление гранито-гнейсовых массивов), то в отношении Алабашского проявления ясности нет (см. фиг. 2). Однако, исходя из полученных геологических данных (петрологический состав пород на участке, субвертикальный кливаж, признаки пластических течений пород, наличие поля редкометальных миароловых пегматитов с драгоценными камнями), можно утверждать, что Алабашское проявление локализовано в осевой части межкупольной структуры субмеридионального простирания. В такой же позиции находится Кучинское проявление рубина в Кочкарском антиклинории на Южном Урале (Кисин и др., 2016). Кливаж в этих структурах образует веер, раскрытый кверху. Источниками стрессовых напряжений явились купольные структуры.

2. По изотопному составу кислорода и углерода мраморы Алабашского и Липовского проявлений отвечают фанерозойским морским карбонатам, с тенденцией небольшого облегчения, характерного для метаморфизованных отложений (Храмов, Кисин, 2013). Метаморфическая полосчатость в мраморах контролируется кливажом и, следовательно, является синтектонической. Дайки гранитов и гранитных пегматитов секут кливаж, но сами не кливажированы и, соответственно, являются посттектоническими. Отсутствие зон закалки в дайках указывает на близость температур гранитного раствор-расплава и вмещающих пород, что могло быть при снятии стрессовых напряжений и переходе к регрессивному этапу метаморфизма. Наличие миарол с драгоценными камнями (топаз, берилл, турмалин) в пегматитах свидетельствует о низких литостатических и высоких флюидных давлениях, малоглубинных условиях кристаллизации и богатом литофильными элементами флюиде.

3. Трещины кливажа в мраморе всегда в той или иной степени минерализованы, но корунд встречается только в некоторых из них. Это можно объяснить длительностью и эволюцией гидротермального процесса, тесно связанного с метаморфизмом пород. Наличие в мраморе “залеченных” трещин кливажа, фиксируемых лишь акцессорной минерализацией, объясняется его перекристаллизацией уже после снятия стрессовых напряжений, при активном участии флюидов.

4. Проблема источников Al и Cr в рубин-содержащих мраморах многими исследователями решается на основании геохимических исследований и эмпирико-теоретических построений. Однако полосчатость в мраморах, контролирующая рубиновую минерализацию, вторичная; признаков первичной осадочной слоистости не обнаружено, и секущих кливаж минерализованных зон не наблюдалось. Ранее (Кисин и др., 2016) для Кочкарского антиклинория на Южном Урале было показано, что субстратом рубиноносных мраморов послужили органогенные мелководные известняки. В мраморизованных битуминозных известняках содержание Al2O3 0.2–0.7 мас. %. На раннем прогрессивном этапе метаморфизма известняки местами подверглись магнезиальному метасоматозу (доломитизации): содержание Al2O3 почти не изменилось. На позднем прогрессивном этапе известняки и метасоматические доломиты испытали метаморфизм при повышенных РТ-условиях и дедоломитизацию, с образованием кальцитового мрамора: содержание Al2O3 заметно снизилось (0.15–0.18 мас. %). Одновременно мрамор местами испытал перекристаллизацию под воздействием метаморфогенных флюидов, с образованием Mg-кальцитового мрамора, иногда рубинсодержащего, а количество Al2O3 снизилось до 0.11–0.13 мас. %. На раннем регрессивном этапе вновь проявился Mg-метасоматоз, с образованием кальцит-доломитового мрамора (иногда с рубином и/или шпинелью): Al2O3 0.08–0.11 мас. %. Содержание Cr (в ppm): в битуминозных известняках 35.7, в метасоматических доломитах 2.7–10.4, в кальцитовом мраморе 2.6–6.2, в Mg-кальцитовым мраморе 0.8–9.6, в двукарбонатном мраморе 2.8 мас. %. Самые низкие содержания Al и Cr оказались в рубиноносных мраморах. Как следует из этих данных, в мраморизованных известняках Al и Cr было достаточно для образования рубина, что согласуется с представлениями других исследователей (Bank, Оkгusch, 1976; Okrusch et al., 1976; Россовский и др., 1982; Дюфур и др., 2007; Garnier et al., 2008; Harlow, Bender, 2013; и др.).

Но так ли важны общие содержания Al и Cr в известняках для образования рубина в мраморах? Это совершенно неочевидно: пласты и линзы мрамора простираются на десятки километров при ширине многие сотни метров, но, по результатам шлихового опробования, рубиновая минерализация распространена локально и не образует зон протяженностью более 100–250 м. Содержание и качество камня сильно меняется даже внутри одной минерализованной зоны. Минерализация носит форму “рудных” столбов, что обычно объясняется воздействием восходящих флюидов. Как отмечает В.Н. Сазонов (1978), Al и Cr в гидротермальном процессе обычно переносятся совместно. Вариации содержаний хрома в рубине различных стадий образования подтверждают эти взгляды. Об этом же свидетельствует и широкое распространение Cr-содержащих минералов, включая гранат гроссуляр-уваровитового ряда и хромистый хлорит (кеммерерит), в мраморах, амфиболитах и лейкократовых гранитах.

5. Субмеридиональная крутопадающая зона минерализованных апогранитных брекчий Алабашского проявления образовалась на раннем регрессивном этапе метаморфизма, уже после снятия стрессовых напряжений. Поскольку брекчии полимиктовые, обломки пород угловатые, а цемент базальный, это дает основание считать, что они выполняют крупную трещину растяжения. Ось главного растягивающего напряжения имела субширотную ориентировку с падением на запад под углом около 20°, что отвечает условиям постколлизионной релаксации. Рубин и сопутствующие минералы приурочены к цементу брекчий. Признаков геометрического отбора кристаллов не обнаружено, но имеются миаролы с друзовым материалом. Исходя из этого, генезис месторождения определяется как гидротермально-метасоматический. Преобладание калийсодержащих минералов в цементе брекчий (адуляр, флогопит, фуксит) указывает на щелочной характер метасоматоза.

6. Минерализация в брекчиях формировалась в течение длительного времени. Часть минералов ранних парагенезисов была уничтожена в процессе эволюции гидротермального процесса и последующего гипергенеза. К минералам ранних парагенезисов относится железистая слюда, обохренные реликты которой встречаются в глинистых продуктах химического выветривания. К относительно ранним минералам относится, вероятно, и крупночешуйчатый графит. Он встречается в различных породах (гнейсах, кристаллических сланцах, мраморах, кварцевых жилах), что указывает на участие в минералообразовании восстановленных флюидов. Появление диаспора, нарастающего на корунд, свидетельствует о продолжении процесса гидротермального минералообразования и при более низких температурах.

7. Температуры образования рубиноносных мраморов, оцененные методом изотопного графит-кальцитового геотермометра, составляют для Липовского проявления 600–650°С, а для Алабашского – 620–670°С (Томилина и др., 2015) и 710–850°С (Баталина и др., 2003). Более высокие температуры для Алабашского проявления объясняются приуроченностью к межкупольной структуре, тем не менее температуры выше 750°С кажутся нереальными.

8. Изученная на Липовском и Алабашском проявлениях рубиновая минерализация в мраморах сформировалась на регрессивном этапе метаморфизма при активном участии флюидов, что отвечает корунду 3-го типа в Кочкарском антиклинории (Кисин, 1991). Рубин прогрессивного и раннего регрессивного этапов метаморфизма встречен только в шлиховых пробах Алабашского участка.

9. Изотопный состав кислорода корунда и сопутствующих ему минералов Мурзинско-Адуйского антиклинория указывает на их метаморфическое и метасоматическое происхождение и отвечает изотопному составу корунда в мраморах зарубежных месторождений (фиг. 9). Выявленные (Баталина и др., 2003) значения δ13С для углерода графита (–2.5…–3‰) и кальцита (0.5–1.0‰) мраморов отвечают морским карбонатам, метаморфизованным в условиях амфиболитовой фации (Valley, 2001). Корунд Мурзинско-Адуйского антиклинория имеет более облегченный изотопный состав кислорода по сравнению с рубином Кочкарского антиклинория: δ18О = 22.4–23.3‰ (Vysotskiy et al., 2015). Возможно, это отражает различный уровень метаморфизма.

10. Попытка отнесения рубиноносных мраморов к карбонатитам (Попов и др., 1998) не имеет изотопного подтверждения. Приведенные выше изотопные составы C и O для кальцита из мраморов Липовского и Алабашского проявлений отличаются от их изотопного состава в кальците глубинных интрузивных карбонатитов (см. фиг. 8).

Намечающийся тренд облегчения изотопного состава C и O в карбонате рубиноносных мраморов (см. фиг. 8) указывает на возможность участия в их формировании магматогенного флюида, с учетом его взаимодействия с морскими известняками в условиях W/R менее 1. Рассчитанный изотопный состав водорода флюида регрессивного этапа метаморфизма δD = –48.8…–79.7‰ при Т = 400–600°С (табл. 7) также указывает на возможность поступления флюида из магматогенного источника.

Таблица 7.   

Изотопный состав водорода фуксита и флюида, рассчитанного для интервала температур 400–600°С

№ обр. δD фуксита, ‰ (SMOW) δD воды, ‰
400°С 500°С 600°С
А-2 –83.4 –53.7 –65.5 –73.5
Л-7 –78.5 –48.8 –60.6 –68.6
Л-12 –89.6 –59.9 –71.7 –79.7

Примечание. Расчет проведен по уравнению изотопного равновесия мусковита с водой (Suzuoki, Epstein, 1976).

11. Время образования слюд рубиноносных мраморов обоих проявлений, оцененное K–Ar-методом по фукситу, оказалось очень близким: 263.5 ± 0.5 Ма (Алабашка) и 261 ± 2 Ма (Липовка). Несколько бóльшая цифра получена для флогопита: 279 Ма. Эти цифры выглядят реалистичными, поскольку часто наблюдается развитие фуксита по флогопиту. Рубин наблюдается в виде включений и в тесном срастании с этими слюдами, следовательно, он мог кристаллизоваться раньше флогопита и захватил интервал образования обеих слюд: более 16 Ма.

Мурзинско-Адуйский антиклинорий несет все признаки блока положительного изгиба земной коры, сформированного при позднепалеозойской коллизии (Кисин, 2009). Мурзинский и Адуйский массивы рассматриваются как глубоко эродированные куполовидные структуры, служившие центрами зонального динамотермального метаморфизма. Ядра структур сложены гранито-гнейсами и анатектическими гранитами позднепалеозойского возраста, что подтверждается геологическими данными и результатами датировок различными методами (Кейльман, 1974; Краснобаев и др., 2005, 2006; Ферштатер, 2001; Попов и др., 2003; и др.). Анатектические граниты и гранитные пегматиты фиксируют переход от прогрессивного этапа метаморфизма к регрессивному (сброс стрессовых напряжений).

Для пегматита Липовского месторождения по трем минералам (монациту, ураниниту и коффиниту) получена изохрона с возрастом 266.4 ± 2.6 Ма (Хиллер и др., 2014), которая совпадает с оценкой возраста лепидолита из калиевополевошпат-лепидолит-эльбаитового пегматита (см. табл. 5). Пегматитов этого типа в мраморах не встречено, но имеются дайки кварц-полевошпат-мусковитовых пегматитов, иногда с гранатом и шерлом (проба Ад-64), с возрастом около 290 Ма. Эта оценка близка к оценке возраста Адуйского массива (анатектические граниты?) U–Pb-методом по циркону – 291 ± 8 Ма (Краснобаев и др., 2006). Возраст гранитов Мурзинского массива оценивается в 250–255 Ма (Ферштатер, 2001). Эта цифра, возможно, несколько занижена, поскольку время завершения уральской коллизии относится к рубежу карбон–пермь.

Таким образом, время образования рубина в мраморах Алабашского и Липовского проявлений оценивается интервалом 280–260 Ма.

12. По сравнению с проявлениями рубина, связанными с гранито-гнейсовыми массивами Южного Урала, проявления рубина (и шпинели) в Мурзинско-Адуйском антиклинории более крупные, а размеры кристаллов и качество камня выше. Принимая во внимание заболоченность площади и, как следствие, слабую геологическую изученность, можно ожидать открытия здесь и промышленных месторождений благородного корунда и шпинели.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Рубиноносные мраморы контролируются межкупольными (Алабашское проявление), либо околокупольными (Липовское проявление) структурами и по условиям нахождения, а также по минеральным ассоциациям подобны таковым Кочкарского антиклинория на Южном Урале и месторождений Альпийско-Гималайского пояса.

2. Изотопный состав кислорода корунда Мурзинско-Адуйского антиклинория отвечает метаморфическим и метасоматическим корундам: из брекчий Алабашки δ18О = 9.1–17.6‰; из мраморов Алабашки 19.4–19.9‰, из Липовского проявления 18.9–20.3‰ (Vysotskiy et al., 2015 и наши данные). Корунд Мурзинско-Адуйского антиклинория имеет несколько более облегченный изотопный состав кислорода по сравнению с рубином Кочкарского антиклинория, что, возможно, обусловлено более высоким уровнем метаморфизма. Рассчитанные характеристики δ18О (Н2О) рубиноносного флюида соответствуют метаморфической воде, возможно, магматогенной, изотопно уравновешенной с вмещающими мраморами.

3. Температуры образования рубиноносных мраморов по изотопному графит-кальцитовому геотермометру оцениваются для Липовского проявления в 600–650°С, а для Алабашского – 620–750°С. Глинозем и хром в процессе рубинообразования были подвижными элементами и переносились флюидами. Имел место калиевый щелочной метасоматоз. Время образования рубиновой минерализации Алабашского и Липовского проявлений оценивается интервалом 280–260 Ма, что совпадает с этапом постколлизионной релаксации.

Список литературы

  1. Баталина А.А., Мурзин В.В., Кисин А.Ю. Изотопный состав и температура образования рубиноносных мраморов Алабашского проявления (Средний Урал) // Ежегодник-2002. ИГГ УрО РАН: Информ. сб. науч. тр. Екатеринбург: УрО РАН, 2003. С. 168–170.

  2. Дюфур М.С., Кольцов А.Б., Золотарев А.А., Кузнецов А.Б. Корундсодержащие метасоматиты Центрального Памира // Петрология. 2007. Т. 15. № 2. С. 160–177.

  3. Кейльман Г.А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов. М.: Недра, 1974.

  4. Кисин А.Ю. Закономерности размещения и прогноз месторождений полезных ископаемых на основе модели блоковой складчатости: Дис. …докт. геол.-мин. наук. Пермь, 2009.

  5. Кисин А.Ю. Месторождения рубинов в мраморах (на примере Урала). Свердловск: Изд. УрО АН СССР, 1991.

  6. Кисин А.Ю., Мурзин В.В., Баталина А.А., Томилина А.В. Зеленый гранат с Алабашского и Липовского проявлений рубина (Средний Урал) // Вестник УрО РМО. № 11. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 20141. С. 52–59.

  7. Кисин А.Ю., Томилина А.В., Юшкова А.В., Замятин Д.А. Благородная шпинель в рубиноносных мраморах Урала // Уральская минералогическая школа-2014: Матер. ХХ Всеросс. науч. конф. Сб. ст. студентов, аспирантов, научных сотрудников академических ин-тов и преподавателей ВУЗов геологического профиля. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 20142. С. 107–113.

  8. Кисин А.Ю., Мурзин В.В., Томилина А.В., Притчин М.Е. Рубин-сапфир-шпинелевая минерализация в мраморах Среднего и Южного Урала: геология, минералогия, генезис // Геология руд. месторождений. 2016. Т. 58. № 4. С. 385–402.

  9. Краснобаев А.А., Беа Ф., Ферштатер Г.Б., Монтеро П. Цирконовая геохронология Мурзинского метаморфического комплекса (Средний Урал) // ДАН. 2005. Т. 404. № 3. С. 407–410.

  10. Краснобаев А.А., Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро П. Полигенные цирконы Адуйского батолита (Средний Урал) // ДАН. 2006. Т. 410. № 2. С. 244–250.

  11. Литвиненко А.К. Реконструкция бокситоподобных осадков в раннепротерзойских метаморфитах Центрального Памира // Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли. Матер. 5-го Всеросс. литолог. сов-я (Екатеринбург, 14–16 октября 2008 г.). Т. 2. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 428–430.

  12. Минкин Л.М., Рапопорт М.С., Соколов В.Б. Геология южной части Мурзинско-Адуйского гнейсогранитного комплекса и его обрамления // Геология метаморфических комплексов Урала. Тр. СГИ. 1974. Вып. 108. С. 10–21.

  13. Попов В.С., Богатов В.И., Петрова А.Ю., Беляцкий Б.В. Возраст и возможные источники гранитов Мурзинско-Адуйского блока, Средний Урал: Rb–Sr и Sm–Nd изотопные данные // Литосфера. 2003. № 4. С. 3–18.

  14. Попов В.А., Канонеров А.А., Муфтахов В.А. Уваровит из карбонатитов Алабашки (Средний Урал) // Уральская минералогическая школа-1998. Сб. ст. студентов, аспирантов, научных сотрудников академических ин-тов и преподавателей ВУЗов геологического профиля. Екатеринбург, УГГГА. 1998. С. 113–114.

  15. Россовский Л.Н., Коноваленко С.И., Ананьев С.А. Условия образования рубина в мраморах // Геология руд. месторождений. 1982. № 2. С. 57–66.

  16. Сазонов В.Н. Хром в гидротермальном процессе. М.: Наука, 1978. 277 с.

  17. Соболев И.Д., Автонеев С.В., Белковская Р.П. и др. Тектоническая карта Урала масштаба 1 : 1000000 (объяснительная записка). Свердловск, 1986. 168 с.

  18. Соколов В.Б., Силин В.А., Аверкин Ю.П., Рыбалка А.В. Глубинное строение коры Среднего Урала (по результатам геофизических исследований на Черноисточинско-Алапаевском профиле) // Земная кора и полезные ископаемые Урала: Сб. науч. трудов. Екатеринбург: УИФ “Наука”, 1993. С. 16–29.

  19. Терехов Е.Н., Акимов А.П. Тектоническое положение и генезис месторождений ювелирного корунда Высокой Азии // Литосфера. 2013. № 5. С. 122–140.

  20. Терехов Е.Н., Круглов В.А., Левицкий В.И. Редкоземельные элементы в корундсодержащих метасоматитах и связанных с ними породах Восточного Памира // Геохимия. 1999. № 3. С. 238–250.

  21. Томилина А.В., Кисин А.Ю., Андреичев В.Л., Смолева И.В. Температура образования мраморов Липовского и Алабашского проявлений рубина (по результатам изотопных исследований кальцита и графита) // Ежегодник-2014. Вып. 162. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2015. С. 210–215.

  22. Ферштатер Г.Б. Гранитоидный магматизм и формирование континентальной земной коры в ходе развития Уральского орогена // Литосфера. 2001. № 1. С. 62–85.

  23. Шамси-Заде А. Генезис благородного корунда в мраморах // Советская Геология 1989. № 9. С. 40–46.

  24. Хиллер В.В., Ерохин Ю.В., Захаров А.В., Иванов К.С. Th–U–Pb-датирование гранитных пегматитов Липовского рудного поля (Урал) по трем минералам // ДАН. 2014. Т. 455. № 2. С. 216–219.

  25. Храмов А.А., Кисин А.Ю. Изотопный состав углерода и кислорода карбонатных пород Кочкарского и Мурзинско-Адуйского гранито-гнейсовых метаморфических комплексов Урала // Геология и полезные ископаемые Западного Урала. Ст. по мат-лам научно-практ. конф. Пермь: ПГУ, 2013. С. 22–27.

  26. Bank H., Okrusch M. Über Rubin - Vorkommen in Marmoren von Hunza (Pakistan) // Ibid. 1976. Bd 25. № 2. S. 67–77.

  27. Baumgartner L.P., Valley J.W. (2001) Stable isotope transport and contact metamorphic fluid flow // Rev. Mineral. 2001. V. 43. P. 415–468.

  28. Beaudoin G., Therrien P. The updated web stable isotope fractionation calculator // Handbook of stable isotope analytical techniques. V. II. Elsevier, 2009. P. 1120–1122.

  29. Bowersox, G.W. A status report on gemstones from Afghanistan // Gems & Gemology. 1985. V. 21. № 4. P. 192–204.

  30. Bowman J.R. Stable-isotope systematics of scarns // Mineralogical Association of Canada Short Course Series, Quebec City, Quebec. 1998. V. 26. P. 99–145.

  31. Calligaro T., Poirot J.-P., Querré G. Trace element fingerprinting of jewelry rubies by external beam PIXE // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research B. 1999. V. 150. P. 628–634.

  32. Chacko T., Mayeda T.K., Clayton R.N., Goldsmith J. R. Oxygen and carbon isotope fractionations between CO2 and calcite // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. V. 55. P. 2867–1882.

  33. Deines P., Gold D.P. The change in carbon and oxygen isotopic composition during contact metamorphism of Trenton limestone by the Mount Royal pluton // Geochim. Cosmochim. Acta. 1969. V. 33. P. 421–424.

  34. Dzikowski T.J., Cempirek J., Groat L.A., Dipple G.M., Giuliani G. Origin of gem corundum in calcite marble: The Revelstoke occurrence in the Canadian Cordillera of British Columbia // Lithos. 2014. V. 198–199. P. 281–297.

  35. Garnier V., Giuliani G., Ohnenstetter D., A.E. Fallick, J. Dubessy, D. Banks, Hoàng Quang Vinh, Thérèse Lhomme, H. Maluski, A. Pêcher, Kusar Allah Bakhsh, Pham Van Long, Phan Trong Trinh, D. Schwarz. Marble-hosted ruby deposits from Central and Southeast Asia: Towards a new genetic model // Ore Geol. Rev. 2008. V. 34. P. 169–191. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2008.03.003

  36. Giuliani G., Dubessy J., Banks D., Hoàng Quang V., Lhomme T., Pironon J., Garnier V., Phan Trong T., Pham Van L., Ohnenstetter D., Schwarz D. CO2–H2S–COS-S8-AlO(OH)-bearing fluid inclusions in ruby from marble-hosted deposits in Luc Yen area, North Vietnam // Chem. Geol. 2003. V. 194. P. 167–185.

  37. Giuliani G., Fallick A.E., Garnier V., France-Lanord Ch., Ohnenstetter D., Schwarz D. Oxygen isotopes a new tracer facet to the origins of rubies and sapphires // Geology. 2005. V. 33. P. 249–252.

  38. Giuliani G. Ohnenstetter D., Fallick A.E., Groat L.A., Fagan A. The Geology and Genesis of Gem Corundum Deposits. In Geology of Gem Deposits (L.A. Groat, ed.) // Mineralogical Association of Canada. Chapter 2. 2014. P. 29–112.

  39. Giuliani G., Dubessy J., Banks D. A., Lhomme T., Ohnenstetter D. Fluid inclusions in ruby from Asian marble deposits: genetic implications // Eur. J. Mineral. 2015. V. 27. P. 393–404.

  40. Harlow G.E., Bender W. A study of ruby (corundum) compositions from the Mogok Belt, Myanmar: Searching for chemical fingerprints // Amer. Miner. 2013. V. 98. P. 1120–1132.

  41. Iyer L.A.N. The geology and gem-stones of the Mogok Stone Tract, Burma. Memoirs of the Geological Survey of India, 82. Government of India Press, Calcutta, 1953. 100 p.

  42. Kane R, Kampf A.R., Krupp H. Well-formed tsavorite gem crystals from Tanzania // Gem & Gemology. 1990. V. 36. P. 142–148.

  43. Okrusch M., Bunch T.E., Bank H. Paragenesis and Petrogenesis of Corundum-Bearing Marbels at Hunza (Kashmire) // Mineral. Deposita (Berlin). 1976. № 11. P. 278–297.

  44. Pécher A., Giuliani G., Garnier V., Maluski H., Kausar A.B., Malik R.H., Muntaz H.R. Geology, geochemistry and Ar–Ar geochronology of the Nangimali ruby deposit, Nanga Parbat Himalaya (Azad Kashmir, Pakistan) // J. Asian Earth Sciences. 2002. V. 21. P. 265–282.

  45. Peretti A., Schmetzer K., Bernhardt H., Mouawad F. Rubies from Mong Hsu // Gems & Gemology. 1995. V. 31. GIA. Spring. P. 2–26.

  46. Shieh Y.N., Taylor H.P. Oxygen and carbon isotope studies of contact metamorphism of carbonate rocks // J. Peurol. 1969. № 10. P. 307–331.

  47. Suzuoki T., Epstein S. Hydrogen isotope fractionation between OH-bearing minerals and water // Geochim. Cosmochim. Acta. 1976. V. 40. P. 1229–1240.

  48. Taylor HP Ir. The application of oxygen and hydrogen isotope studies to problems of hydrothermal alteration and ore deposition // Econ Geol. 1974. V. 69. P. 843–883.

  49. Taylor HP Jr, Frechen J., Degens E.T. Oxygen and carbon isotope studies of carbonatites from the Laacher See district, West Germany and the Alnö district, Sweden // Geochim Cosmochim. Acta. 1967. V. 31. P. 407–430.

  50. Valley J. W. Stable Isotope Thermometry at High Temperatures // Rev. Mineral. 2001. 43. P. 365–413.

  51. Valley JW Stable isotope geochemistry of metamorphic rocks // Rev. Mineral. 1986. V. 16. P. 445–489.

  52. Veizer J., Ala, D., Azmy K., Bruckschen P., Buhl D., Bruhn F., Carden G.A.F., Diener A., Ebneth S., Godderis Y., Jasper T., Korte C., Pawellek F., Podlaha O.G., Strauss H. Sr87/Sr86, δC13 and δO18 evolution of Phanerozoic seawater // Chem. Geol. 1999. V. 161. P. 59−88.

  53. Vysotskiy S.V., Nechaev V.P., Kissin A.Yu., Yakovenko V.V., Ignat’ev A.V., Velivetskaya T.A., Sutherland F.L., Agoshkov A.I. Oxygen isotopic composition as an indicator of ruby and sapphire origin: A review of Russian occurrences // Ore Geol. Rev. 2015. V. 68. P. 164–170. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2015.01.018

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геология рудных месторождений

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал