Гранатовая минерализация, связанная с позднемагматическими и гидротермально-метасоматическими процессами в дунитах Нижнетагильского клинопироксенит-дунитового массива, Средний Урал

Полный текст

Введение

Клинопироксенит-дунитовые массивы (массивы Урало-Аляскинского типа) известны в большинстве складчатых систем, формирование которых происходило в условиях островодужного магматизма (Пучков, 2010; Ферштатер, 2013; Сурин, 2021). Одной из примечательных особенностей дунитовых частей («ядер») этих массивов является широкое распространение маломощных шлировидных скоплений хромшпинелида, иногда формирующих прожилково-вкрапленные и массивные жильные хромититы (Высоцкий, 1913; Высоцкий, 1923; Заварицкий, 1928; Иванов, 1997). В хромититах сконцентрированы обособления железо-платиновых минералов, размеры которых благоприятны для формирования платиновых россыпей, образующихся в ходе разрушения дунитовых тел. С клинопироксенит-дунитовыми массивами связаны крупные платиновые россыпи, которые в XIX столетии стали основным объектом исследований (Карпинский, 1840; Зайцев, 1898). В ходе дальнейшего геологического изучения дунитовых «ядер» внимание уделялось структурно-вещественным закономерностям проявления хромит-платиновой минерализации и ее генезису (Карпинский, 1893; Высоцкий, 1913; Заварицкий, 1928; Бетехтин, 1935), при этом дискуссия о природе дунитов и хромит-платиновых рудных зон продолжается до настоящего времени. В результате детальных и многолетних исследований клинопироксенит-дунитовых массивов впервые для ультрамафитовых пород были описаны дунитовые пегматиты (Виноградская, 1954; Иванов, 1986). Одной из уникальных разновидностей этих пород являются миаролитовые дуниты Нижнетагильского клинопироксенит-дунитового массива (Заварицкий, 1928; Бетехтин, 1935), миаролы в которых выполнены гранатом (Бетехтин, 1946) с подчиненным количеством клинохлора, везувиана и серпентина. По поводу генезиса миарол выдвинуты различные предположения, однако систематические исследования минеральных ассоциаций этих объектов не проводились.

Целью данного исследования стала разработка модели формирования миароловых разновидностей дунитов на основании структурных особенностей их строения и с учетом особенностей химического состава граната из миарол. Проведенные исследования впервые позволили установить вещественные отличия между гранатами, формирующимися в контрастных геологических условиях. Особенности состава гранатов в совокупности с онтогеническими наблюдениями позволили выделить стадии поздних преобразований дунитов и хромититов, инициированные позднемагматическими, а затем с высокой долей вероятности метаморфическими процессами.

Краткая геологическая характеристика дунитов Нижнетагильского массива и россыпи р. Бобровка

Дуниты Нижнетагильского массива детально изучены (Высоцкий, 1913; Заварицкий, 1928; Кашин и др., 1956; Иванов, 1997). Постоянство их минерального состава и относительная структурная однородность стали одной из причин определения Нижнетагильского интрузива в качестве петротипа для качканарского комплекса, объединяющего большинство зональных клинопироксенит-дунитовых массивов на Среднем и Северном Урале (Десятниченко и др., 2005; Южаков и др., 2006; Петров и др., 2008).

Дунитовое «ядро» Нижнетагильского массива обладает неоднородным строением (Иванов, 1997), выраженным в концентрически-зональном расположении дунитовых тел (рис. 1), которые отличаются по зернистости оливина и согласуются с общей структурой массива (Кашин и др., 1956; Шмелев, Филиппова, 2010). В центральной части ядра широко распространены грубозернистые дунитовые пегматиты с постепенным уменьшением зернистости по мере приближения к контакту дунитов и клинопироксенитов (рис. 1). Краевые части тела грубозернистых дунитов содержат многочисленные прожилково-вкрапленные и массивные жильные хромититы, слагающие масштабную минерализованную зону. Расположение жильных тел дунитовых пегматитов пространственно совпадает с областью наибольшей концентрации хромититовых жил. Дунитовые пегматиты широко представлены в апикальной части центральных фрагментов дунитовых «ядер» (Иванов, 1997). В хромититах описаны уваровит, хромсодержащий диопсид и клинохлор (Бетехтин, 1935).

 

Рис. 1. Геологическая карта Нижнетагильского массива по данным (Иванов, 1997) с точками опробования миаролитовых дунитов (обр. НТ-1М), хромититов (обр. НТ-2М) и демантоидов из россыпи р. Бобровка (обр. НТ-3М). 1–5 – Дуниты: 1 – тонкозернистые; 2 – мелкозернистые; 3 – мелкозернистые перекристаллизованные; 4 – среднезернистые; 5 – крупнозернистые; 6 – верлиты и оливиновые клинопироксениты; 7, 8 – клинопироксениты: 7 – среднезернистые мономинеральные, магнетитсодержащие; 8 – мелкозернистые, оливин- и магнетитсодержащие, рекристаллизованные; 9 – тылаиты и плагиоклазсодержащие клинопироксениты; 10 – роговообманковое габбро; 11 – брусит-магнетит-антигоритовые и магнетит-антигоритовые серпентиниты; 12 – кварц-хлоритовые, кварц-серицитовые и углистые сланцы, песчаники, кварциты; 13 – хлорит-актинолитовые сланцы и порфиритоиды; 14 – роговики и кытлымиты по вулканогенно-осадочному субстрату; 15 – аллювиальные отложения и россыпи; 16 – точки отбора проб гранатов.

Fig. 1. Geological map of the Nizhny Tagil massif after (Ivanov, 1997) with areas of sampling of miarolitic dunite (sample NT-1M), chromitite (sample НT-2M) and demantoids from a placer of the Bobrovka River (sample НT-3M). 1–5 – Dunite: 1 – close-grained; 2 – fine-grained; 3 – fine-grained recrystallized; 4 – medium-grained; 5 – coarse-grained; 6 – wehrlite and olivine clinopyroxenite; 7, 8 – clinopyroxenite: 7 – medium-grained monomineral and magnetite-bearing; 8 – fine-grained olivine- and magnetite-bearing recrystallized; 9 – tylaite and plagioclase-bearing clinopyroxenite; 10 – hornblende gabbro; 11 – brucite-magnetite-antigorite and magnetite-antigorite serpentinite; 12 – quartz-chlorite, quartz-sericite and coal shale, sandstone, quartzite; 13 – chlorite-actinolite schist and porphyritoid; 14 – hornfels and kytlymite after volcanosedimentary rocks; 15 – alluvial sediments and placers; 16 – sampling points.

 

Дуниты Нижнетагильского массива повсеместно замещены минералами группы серпентина (Заварицкий, 1928; Бетехтин, 1935; Иванов, 1997). О.К. Ивановым (1997) в западном эндоконтакте дунитового ядра выделена особая разновидность серпентинитов – брусит-магнетит-антигоритовые породы, слагающие выдержанную по мощности зону (в среднем 700 м). Именно с ними связано Бобровское коренное месторождение демантоида, которое было одним из наиболее существенных коренных источников для формирования россыпного месторождения демантоида в аллювиальных отложениях р. Бобровка.

Россыпь р. Бобровка характеризуется простым строением. Мощность аллювиальных отложений в продуктивной области не превышает 3.5 м. Их строение типично для аллювиальных россыпей: на плотике из зеленых сланцев залегает пласт «песков» глинисто-песчаного состава мощностью до 0.3 м с подчиненным количеством галек, в котором сконцентрирован основной объем демантоида, а также в непромышленных содержаниях установлена россыпная платина (Степанов и др., 2015) и золото. Пласт «песков» перекрыт песчано-галечными отложениями («речником») мощностью от 0.8 до 1.5 м. Над «речником» залегают «торфа», обычно представляющие собой глины и суглинки. Россыпь характеризуется высокой степени техногенной пораженностью.

Материалы и методы

Для исследований в Старом (Соловьёвогорском) дунитовом карьере были отобраны образцы из миаролитовых дунитов и хромититов с гранатовой минерализацией. Для сравнительного анализа использованы единичные зерна демантоидов из аподунитовых метасоматитов в верховьях р. Боб-ровка, переданные авторам местными старателями, а также единичные мелкие зерна демантоидов, извлеченные из шлихов, полученных авторами из отложений россыпи р. Бобровки (рис. 2).

 

Рис. 2. Старый дунитовый карьер (а), дунит с гранатовой минерализацией (б, в) и зерна демантоида из россыпи р. Бобровка (г).

Fig. 2. Stary (Old) dunite quarry (a), dunite with garnet mineralization (б, в) and demantoid grains from the placer of the Bobrovka River (г).

 

Из штуфных проб дунитов и хромититов изготовлены петрографические и минераграфические препараты для изучения с использованием оптического микроскопа в проходящем и отраженном свете. Из нескольких проб дунитов и хромититов после дробления получены гравитационные концентраты. Пробы из россыпи р. Бобровка были промыты на лотке на месте их отбора. Гранаты отобраны вручную под бинокулярным микроскопом из полученных протолочек и шлихов и помещены в шайбу из эпоксидной смолы. Аншлифы и шайбы с гранатами исследованы с помощью СЭМ Hitachi S-3400N с энергодисперсионным анализатором Oxford X-Max 20 (Санкт-Петербургский государственный университет, центр «Геомодель», г. Санкт-Петербург, аналитик В.В. Шиловских). Состав гранатов был заверен с использованием рентгеноспектрального микроанализатора Camebax SX50 с волновыми спектрометрами (Московский государственный университет, г. Москва, аналитик Д.А. Ханин).

Содержание элементов-примесей в гранатах проанализировано методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой и лазерным пробоотбором (ЛА-ИСП-МС) в ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН (г. Миасс, аналитик Д.А. Артемьев). Измерения проводились на полированных пластинах с использованием масс-спектрометра Agilent 7700x с программным комплексом MassHunter и лазерной приставкой New Wave Research UP-213 на УФ Nd: YAG-лазере с длиной волны 213 нм и настройками плотности потока 12.0–15.0 Дж/см², частотой повторений 20 Гц, газ-носитель в ячейке – He, скорости потока 0.65 л/мин. Настройки масс-спектрометра: мощность высокочастотного сигнала – 1450 Вт; газ-носитель – Ar; скорость потока – 0.90–0.95 л/мин; расход плазмообразующего газа (Ar) – 15 л/мин; расход вспомогательного газа (Ar) – 0.9 л/мин.

Анализ проводился с использованием точечного и линейного режимов абляции с диаметром пучка 55–80 мкм. Для удаления приповерхностных загрязнений перед каждым анализом выполнялась предварительная абляция продолжительностью 3 с. В течение первых 30 с регистрировался холостой сигнал без абляции вещества, затем в течение последующих 60 с обрабатывался сигнал от аблированного материала. Калибровка масс-спектрометра осуществлялась по эталонному международному стандартному образцу NIST SRM-612. При этом количество молекулярных оксидных ионов (²³²Th¹⁶O/²³²Th) не превышало 0.2 %. Соотношение ²³⁸U/²³²Th было близко к 1. Для расчета использовались международные референсные материалы SRM NIST-610 и SRM NIST-612. Для учета инструментального дрейфа лазера и масс-спектрометра стандартный образец анализировали через каждые 8– 12 точек. Расчет химического анализа проводился в программном комплексе Iolite (Paton et al., 2011) с применением стандартных подходов, описанных в (Longerich et al., 1996) и использованием в качестве внутреннего стандарта ²⁹Si или нормализацией суммарного сигнала на 100 мас.%.

Результаты исследований

Парагенезисы граната Нижнетагильского массива. Основным объектом исследований стали миаролитовые дуниты, обнаруженные в Старом карьере, в северной стенке которого ранее была задокументирована серия жильных гигантокристаллических пегматитовых тел (Виноградская, 1954). Их особенность заключается в отсутствии отчетливого контакта с вмещающими крупнозернистыми порфировидными дунитами. Именно в области такого плавного контакта пегматоидных и крупнозернистых порфировидных дунитов обнаружены многочисленные скопления миарол, размер которых варьирует от первых миллиметров до первых сантиметров.

Дуниты в карьере состоят из оливина (65– 75 %) и серпентина (25–30 %). В среднем, породы содержат ~5 % акцессорного хромшпинелида. Оливин по составу относится к высокомагнезиальному форстериту (Fo 94–96 %); в редких случаях содержание форстеритового компонента может превышать 96 %. Акцессорный хромшпинелид из дунитов, как и рудный из хромититов, обладает высокой хромистостью и на диаграмме Н.В. Павлова (Павлов и др., 1979) соответствует субферрихромиту и субалюмоферрихромиту с формулой (Mg_0.52Fe_0.48Mn_0.01)_1.01(Cr_1.46Al_0.30Fe_0.22Ti_0.01)_1.99O₄.

Дуниты характеризуются гипидиоморфнозернистой структурой, что согласуется с петрографическими наблюдениями Н.К. Высоцкого (1913). Ее особенностью является широкое распространение индивидов оливина с огранкой, близкой к идиоморфной. Эти индивиды окружены агрегатом более мелких зерен оливина, у которых собственная кристаллографическая огранка выражена слабее. Постмагматические преобразования оливина заключаются в его пластической деформации, иногда сопровождающейся рекристаллизацией с формированием тонкозернистого полиэдрическизернистого агрегата. Практически все разновидности дунита из «ядра» массива, выходящие на поверхность, подвержены петельчатой серпентинизации.

В отличие от большинства разновидностей дунитов, в грубозернистых порфировидных разновидностях порфировидные индивиды оливина имеют сложную огранку и характеризуются изометричным или слабо выраженным призматическим обликом. Пространство между крупными порфировыми вкрапленниками выполнено более мелкозернистым агрегатом оливина. Их характерная особенность – отчетливое проявление кристаллографической огранки, характерной для оливина. Именно в агрегатах такого типа встречаются минерализованные миароловые полости. Полости имеют изометричный облик и пространственно не связаны с трещинными структурами, развитыми во вмещающих дунитах. Индивиды оливина на границе миарол сочетают два типа огранки. Часть индивидов, которая находится в гипидиоморфнозернистом агрегате дунита, характеризуется скорее всего поверхностями совместного роста. Часть индивида, выходящая в пространство миаролы, огранена собственными гранями. В большинстве случаев миаролы не метаморфизованы и не деформированы. Обнаружены единичные миаролы со следами хрупких деформаций дунитов (рис. 3). В этом случае кристаллы оливина, выполняющие полость, часто раздроблены и лишены собственной кристаллографической огранки, в то же время и минералы в центральной части полости также деформированы, что особенно характерно для кристаллов клинохлора.

 

Рис. 3. Фотографии шлифа миаролитовых дунитов из Нижнетагильского массива: а – с анализатором (границы индивидов отмечены белой пунктирной линией); б–г – фрагменты с пустотами (б, в) между кристаллами оливина (Ol), иногда заполненными серпентином (Srp, б) или хлоритом (Chl, г).

Fig. 3. Images of thin section of miarolitic dunite from the Nizhny Tagil massif: а – with analyzer (the boundaries of grains are marked by a white dotted line); б–г – fragments with voids (б, в) between olivine crystals (Ol), locally, filled with serpentine (Srp, б) or chlorite (Chl, г).

 

Обычно центральная часть миаролы заполнена скрытокристаллическим серпентиновым агрегатом (рис. 3б). В некоторых случаях центр миаролы может быть полностью заполнен гранатом (рис. 4). По отношению к оливину гранат ксеноморфен, однако часть сечений позволяет предполагать существование между оливином и гранатом поверхностей совместного роста. Если гранат заполняет всю полость, то чаще всего он слагает зернистый агрегат. В противоположном случае, когда гранат нарастает на оливин и заполняет полость частично, индивиды граната характеризуются идиоморфной огранкой со стороны центральной части полости. Иногда в миаролах устанавливается клинохлор.

 

Рис. 4. Строение минерализованной полости в пневматолитовых дунитах Нижнетагильского массива, полностью выполненной агрегатом андрадита (Adr). Трещины в гранате заполнены серпентином (Srp) и кальцитом (Cal). Ol – оливин, Chr – хромит.

Fig. 4. Structure of a mineralized cavity in pneumatolytic dunite of the Nizhny Tagil massif completely filled by andradite aggregate (Adr). The fractures in garnet are filled with serpentine (Srp) and calcite (Cal). Ol – olivine, Chr – chromite.

 

Оливин в дуните и миаролах фрагментарно или полностью замещен серпентином с сохранением реликтов. Степень серпентинизации оливина в миаролах сходна с таковой во вмещающих дунитах. В процессе объемной петельчатой серпентинизации гранат в миаролах также преобразуется. Увеличение объема породы при серпентинизации приводит к растрескиванию хрупких зерен граната (рис. 4а), если они выполняют все пространство миаролы, а вновь образовавшиеся трещины заполняются серпентином с подчиненным количеством кальцита (рис. 4б).

В реликтах оливина определено расположение кристаллографических осей, что вместе с составом оливина (Fo 94–97) позволило реконструировать огранку кристаллов этого минерала (рис. 5). Как и большинство индивидов оливина в дунитах для кристаллов этого минерала в миаролах габитусной формой является пинакоид {010}, реже определяющее значение имеют грани ромбической призмы {110}, крайне редко встречаются кристаллы, сильно удлиненные по оси с.

 

Рис. 5. Кристаллы оливина, принимающие участие в выполнении миароловых полостей: (а) – изометричного облика, (б) – с существенным развитием второго пинакоида и (в) – удлиненного облика

Fig. 5. Olivine crystals, which fill miarolitic cavities: (a) – isometric; (b) – with second pinacoid; (c) – elongated.

 

Уваровит, хромсодержащий диопсид и клинохлор присутствуют исключительно в жилах массивных хромититов. Наиболее распространенным среди силикатных акцессорных минералов является клинохлор. Этот минерал часто образует включения в виде отрицательных кристаллов в индивидах хромшпинелида (рис. 6а), а также слагает прожилки в хромититах, сформированные вследствие хрупкой деформации хромититовых жил. Приблизительно в равных количествах с клинохлором в прожилках присутствует серпентин. В подчиненном количестве распространены гранат и хромсодержащий везувиан. Гранат обычно слагает изометричные мелкозернистые агрегаты средним размером 0.3 мм (рис. 6б). В массивных хромититах, содержащих клинохлор-гранатовую минерализацию, в межзерновом пространстве хромшпинелида часто встречаются кристаллы ферроникельплатины (рис. 6в), представляющие собой полные псевдоморфозы по железистой платине или изоферроплатине (рис. 6г). Редко в гранат-клинохлоровых прожилках встречается миллерит (рис. 6д). Большинство зерен граната в хромититах обладает блоковой структурой и содержит многочисленные включения других минералов.

 

.

Рис 6. Уваровит (Uv) в ассоциации с клинохлором (Clc, а, б) в хромитите (Chr), а также ферроникельплатина (Fnp, в, г) и миллерит (Mlr, в, д) в хромитите Нижнетагильского массива. Фото а – проходящий свет без анализатора, б–д – СЭМ-фото.

Fig. 6. Uvarovite (Uv) in assemblage with clinochlore (Clc, а, б) in chromitite (Chr) and ferronickelplatinum (Fnp, в, г) and millerite (Mlr, в, д) in chromitite of the Nizhny Tagil massif.. Photo a – transmitted light without analyzer, б–д – SEM-images.

 

Гранат россыпи р. Бобровка. Геологические наблюдения в районе коренных месторождений демантоида, питающих россыпи р. Бобровка, в настоящее время затруднительны. На основании литературных данных (Иванов, 1996, 1998) можно утверждать, что демантоид в виде отдельных метакристаллов и их агрегатов средним размером около 0.8 см широко распространен в офитовых жилах в брусит-магнетит-антигоритовых породах. Эти жилы пространственно сопряжены с тектонизированными зонами, в которых они испытали хрупкие деформации. Сами жилы представляют собой тела выполнения трещин, сложенные, преимущественно, крупнопластинчатыми агрегатами офита и волокнистыми, нередко параллельно-шестоватыми агрегатами антигорита (пикролита).

Особенности химического состава граната Нижнетагильского массива. По результатам рентгеноспектрального микроанализа установлено, что все изученные гранаты являются представителями изоморфного ряда андрадит-уваровит с небольшой долей гроссулярового минала.

Гранаты в миаролитовых дунитах (рис. 7, 8а) по химическому составу соответствуют хромистому андрадиту со средним содержанием андрадитового минала 70 % (содержание Fe₂O₃ 20.3–24.9 мас. %, табл. 1). Содержание уваритового и гроссулярового минала, в среднем, составляет 20 и 7 %, соответственно. Содержание CaO колеблется от 32 до 36 мас. %, в среднем ~34 мас. %. Оксиды Ti и Mg являются второстепенными в составе гранатов, однако отмечаются несколько индивидов с повышенным содержанием MgO до 2.7 мас. % (рис. 8б). Андрадит из миаролитовых дунитов не обладает отчетливой зональностью по химическому составу и характеризуется однородным строением.

 

Рис. 7. Схема расположения точек (красное) рентгеноспектрального анализа (табл. 1) и точек (зеленое) и профилей (пунктирные линии) ЛА-ИСП-МС анализа (табл. 2) в гранате из миаролитовых дунитов (а, б) и зернах демантоида из россыпи р. Бобровка (в, г).

Fig. 7. Location of EPMA analytical points (red, Table 1) and points (green) and profiles (dashed lines) of LA-ICP-MS analysis (Table 2) in garnet from miarolitic dunite (а, б) and demantoid grains from the placer of the Bobrovka River (в, г).

 

Рис. 8. Состав гранатов из миаролитовых дунитов (1), хромититов (2) и аподунитовых метасоматитов (3) Нижнетагильского массива: а – содержания андрадит-гроссуляр-уваровитового минала; б – концентрация транзитных элементов в гранатах. Здесь и на рис. 10, диаграммы построены по (Schwasrzinger, 2019).

Fig. 8. Composition of garnets from miarolitic dunite (1), chromitites (2) and metasomatites after dunites (3) of the Nizhny Tagil massif: a – contents of the andradite-grossular-uvarovite end-member; б – concentrations of transiting elements in garnets. Here and Fig. 10, diagrams are composed after (Schwasrzinger, 2019).

 

Гранат из агрегатов, выполняющих трещины в массивных жильных хромититах, содержит наибольшее количество уваровитового минала (в среднем 41 %), по сравнению с гранатами из других парагенезисов Нижнетагильского массива. По составу этот гранат лежит вблизи пограничной линии ряда андрадит-уваровит и по формальным критериям часть зерен относится к андрадиту, а часть – к уваровиту (рис. 8а). Далее в тексте для удобства все гранаты из этого парагенезиса условно отнесены к уваровитам. Характерной чертой гранатов из жильных хромититов является высокое содержание гроссулярового компонента – до 23 %. Кроме повышенного содержания Cr₂O₃ для хромититовых гранатов отмечаются повышенные содержания TiO₂ (до 2.1 мас. %). Концентрация MgO низкая, в среднем, ~0.4 мас. %. В отдельных фрагментах граната присутствует примесь MnO до 0.2 мас. %.

Гранат из коренных офитовых жил в брусит-магнетит-антигоритовых породах по химическому составу отвечает практически конечному андрадиту: содержание уваровитого минала не превышает 0.6 %, а гросуллярового – 2.1 % (рис. 8а). Аналогичным химическим составом характеризуется гранат из россыпи р. Бобровка. Для этого типа граната характерно минимальное содержание примесных компонентов. Так, почти для половины проанализированных зерен содержание MgO, Al₂O₃, TiO₂, Cr₂O₃ и MnO находится ниже предела обнаружения. В других образцах их концентрация может достигать десятых долей мас. % (табл. 1).

 

Таблица 1. Состав гранатов андрадит-гроссулярового ряда из Нижнетагильский массива (мас. %)

Table 1. Compositions of andradite-grossular garnets from the Nizhny Tagil massif (wt %)

№ п/п	Первичный номер	MgO	Al2O3	SiO2	CaO	TiO2	Cr2O3	MnO	FeO	Сумма
1	Спектр 1761	2.73	1.44	36.19	32.83	0.40	6.59	–	19.82	100.00
2	Спектр 1763	–	1.60	36.90	34.33	0.41	6.41	–	20.35	100.00
3	Спектр 1705	0.11	1.24	37.67	34.71	0.53	6.25	–	21.03	101.54
4	Спектр 1706	0.18	1.31	37.20	34.79	0.48	6.24	–	21.24	101.44
5	Спектр 1724	0.25	1.16	38.34	34.94	0.44	5.14	–	22.41	102.68
6	Спектр 1731	0.36	1.51	37.57	35.49	0.45	6.21	–	20.97	102.56
7	2_1	0.40	3.82	35.65	34.40	2.10	11.99	–	10.27	98.63
8	2_2	0.42	4.09	36.20	32.12	0.42	12.66	0.19	9.82	95.92
9	2_4	0.43	4.50	35.92	34.42	2.43	9.30	–	11.69	98.69
10	10_5	–	3.68	37.42	34.63	0.52	13.61	–	10.48	100.34
11	10_6	0.39	3.94	35.78	34.47	1.24	11.75	–	10.81	98.38
12	12_1	0.18	3.88	36.04	34.13	1.09	13.09	0.11	10.05	98.57
13	Спектр 1744	–	–	37.10	34.89	–	–	–	29.04	101.03
14	Спектр 1745	–	–	36.34	34.82	–	–	–	28.9	100.06
15	Спектр 1746	–	–	37.45	35.88	0.75	–	–	28.78	102.86
16	Спектр 1747	–	–	37.60	35.70	–	–	–	28.84	102.14
17	Спектр 1748	–	–	37.53	35.60	–	–	–	28.89	102.02
18	32_3	0.30	0.43	35.15	33.34	0.67	0.05	–	27.28	97.22
Формульные коэффициенты в расчете на 8 катионов
1	Спектр 1761	0.33	0.14	2.92	2.84	0.02	0.42	–	1.34
2	Спектр 1763	–	0.15	3.01	3.00	0.03	0.41	–	1.39
3	Спектр 1705	0.01	0.12	3.03	2.99	0.03	0.40	–	1.42
4	Спектр 1706	0.02	0.12	3.00	3.00	0.03	0.40	–	1.43
5	Спектр 1724	0.03	0.11	3.05	2.98	0.03	0.32	–	1.49
6	Спектр 1731	0.04	0.14	2.98	3.02	0.03	0.39	–	1.39
7	2_1	0.05	0.37	2.93	3.03	0.13	0.78	–	0.71
8	2_2	0.05	0.41	3.06	2.91	0.03	0.85	0.01	0.69
9	2_4	0.05	0.43	2.94	3.02	0.15	0.60	–	0.80
10	10_5	–	0.35	3.03	3.01	0.03	0.87	–	0.71
11	10_6	0.05	0.38	2.94	3.04	0.08	0.76	–	0.74
12	12_1	0.02	0.38	2.97	3.01	0.07	0.85	0.01	0.69
13	Спектр 1744	–	–	3.00	3.03	–	–	–	1.97
14	Спектр 1745	–	–	2.97	3.05	–	–	–	1.98
15	Спектр 1746	–	–	2.98	3.06	0.04	–	–	1.92
16	Спектр 1747	–	–	3.01	3.06	–	–	–	1.93
17	Спектр 1748	–	–	3.01	3.06	–	–	–	1.94
18	32_3	0.04	0.04	2.95	3.00	0.04	–	–	1.92

Примечание. Гранаты из пневматолитовых дунитов (№ 1–6), хромититов (№ 7–12) и россыпи р. Бобровка (№ 13–18). Анализы № 7, 8, 10–12 – уваровит. Прочерк – содержание ниже предела обнаружения.

Note. Garnets from pneumatolytic dunite (nos. 1–6), chromitites (nos. 7–12) and the placer of the Bobrovka River (nos. 13–18). Analyses nos. 7, 8 and 10–12 – uvarovite. Dash – the content of element is below detection limit.

 

Андрадиты из миаролитовых дунитов однородны по распределению главных компонентов и элементов-примесей (рис. 9а). Слабая неоднородность распределения характерна только для MgO с повышенными концентрациями в краевых частях индивидов граната. Гранаты из хромититов обладают сложным внутренним строением и содержат многочисленные микровключения, из-за чего измерение содержания основных элементов методом ЛА-ИСП-МС по профилям не позволило установить гомогенность или гетерогенность строения. По результатам СЭМ анализа демантоиды Бобровского месторождения, как и гранаты из других типов пород Нижнетагильского массива, однородны по химическому составу. Результаты ЛА-ИСП-МС анализа демантоидов демонстрируют слабую внутреннюю зональность с повышением содержаний Mg и Mn в краевых частях зерен (рис. 9б–г).

 

Рис. 9. ЛА-ИСП-МС профили в гранатах из миаролитовых дунитов (а) и демантоидах из россыпи р. Бобровка (б–г). Положение профилей показано на рис. 7.

Fig. 9. LA-ICP-MS profiles of garnets from miarolitic dunite (a) and demantoids from the placer of the Bobrovka River (б–г). Position of analytical profiles is shown in Fig. 7.

 

На бинарных диаграммах (рис. 10) гранаты из миарол в дунитах и демантоиды Бобровского месторождения образуют достаточно выдержанные поля составов. Гранаты из хромититов характеризуются большим разбросом соотношений Mn/Ti и Al/Mg (рис. 10).

 

Рис. 10. Зависимость содержаний и отношений некоторых элементов-примесей в гранатах из миаролитовых дунитов (1), хромититов (2) и аподунитовых метасоматитов (3) Нижнетагильского массива: а–V + Cr–Mn/Ti; б – Al/Mg – Mn/Ti.

Fig. 10. Correlation between contents and ratios of some trace elements in garnets from miarolitic dunite (1), chromitites (2) and metasomatites after dunites (3) of the Nizhny Tagil massif: а – V + Cr – Mn/Ti; б – Al/Mg – Mn/Ti.

 

Закономерности распределения РЗЭ в гранатах. Анализ распределения РЗЭ методом ЛА-ИСП-МС позволил выявить ряд контрастных особенностей гранатов из различных парагенезисов. Наиболее обогащены РЗЭ гранаты из хромититов. В андрадитах из миаролитовых дунитов и в демантоидах из аподунитовых метасоматитов содержание РЗЭ, в среднем, в два раза ниже по сравнению с гранатами из хромититов (табл. 2).

 

Таблица 2. Содержание редкоземельных элементов в гранатах Нижнетагильского массива (г/т)

Table 2. REE content of garnets of the Nizhny Tagil massif (ppm)

№ п/п	Первичный номер	La	Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd	Tb	Dy	Ho	Er	Tm	Yb	Lu	ΣREE	Σ LREE	Σ HREE
1	HT1-1-1	0.19	0.65	0.12	0.60	0.26	0.14	0.52	0.15	0.94	0.21	0.74	0.11	0.88	0.16	5.66	1.55	1.88
2	HT1-1-2	0.22	0.86	0.12	0.58	0.22	0.10	0.47	0.12	0.97	0.23	0.86	0.14	1.08	0.20	6.16	1.77	2.28
3	HT1-2-1	0.14	0.57	0.10	0.44	0.21	0.10	0.45	0.10	0.80	0.20	0.68	0.11	0.77	0.14	4.80	1.25	1.69
4	HT1-2-2	0.16	0.64	0.10	0.48	0.21	0.09	0.43	0.09	0.76	0.18	0.61	0.11	0.76	0.13	4.75	1.37	1.61
5	HT1-3-1	0.20	0.82	0.12	0.57	0.24	0.11	0.52	0.12	0.99	0.24	0.85	0.13	1.12	0.20	6.24	1.72	2.29
6	HT1-3-2	0.16	0.74	0.12	0.60	0.26	0.14	0.65	0.16	1.34	0.34	1.11	0.17	1.22	0.19	7.18	1.61	2.68
7	HT1-3-3	0.19	0.83	0.13	0.71	0.32	0.15	0.73	0.17	1.36	0.32	1.10	0.16	1.17	0.19	7.52	1.86	2.62
Среднее арифметическое		0.18	0.73	0.12	0.57	0.25	0.12	0.54	0.13	1.03	0.25	0.85	0.13	1.00	0.17	6.05	1.59	2.15
8	Ht2.4m-2spot	4.27	9.52	1.40	6.44	1.78	0.63	1.87	0.29	1.71	0.32	0.63	0.08	0.47	0.07	29.5	21.6	1.31
9	HT2.1m-1line	0.01	0.04	0.02	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.02	0.01	0.02	0.01	0.14	0.01	0.30	0.08	0.16
10	HT2.1m-2line	0.11	0.64	0.25	0.11	0.40	0.07	0.42	0.08	0.19	0.03	0.17	0.02	0.41	0.01	2.90	1.11	0.61
11	HT2.6m-line	1.21	5.57	1.61	0.49	1.53	0.21	1.20	0.22	0.49	0.06	0.38	0.06	0.23	0.04	13.31	8.89	0.71
Среднее арифметическое		1.40	3.94	0.82	1.76	0.93	0.23	0.88	0.15	0.60	0.10	0.31	0.04	0.31	0.03	11.51	7.92	0.70
12	HT-3M-3.1	0.16	3.64	0.88	2.64	0.13	0.51	0.05	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	8.04	7.32	0.01
13	HT-3M-3.2	0.09	1.23	0.23	0.73	0.05	0.18	0.03	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	2.54	2.27	0.01
14	HT-3.1 line1	0.13	3.19	0.78	2.85	0.21	0.62	0.06	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	7.90	6.96	0.03
15	HT-3.2 line1	0.13	1.47	0.30	0.95	0.10	0.25	0.07	0.02	0.03	0.03	0.04	0.03	0.03	0.03	3.47	2.85	0.13
16	HT-3.4 line1	0.07	2.04	0.52	1.45	0.09	0.42	0.04	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	4.67	4.08	0.02
17	HT-3.4 line2	0.08	2.12	0.54	1.49	0.09	0.41	0.04	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	4.81	4.22	0.03
18	HT-3.5 line1	0.15	3.08	0.56	1.93	0.29	0.19	0.24	0.02	0.11	0.02	0.04	0.01	0.06	0.01	6.71	5.72	0.12
19	HT-3.5 line2	0.17	3.56	0.61	1.98	0.28	0.18	0.20	0.02	0.10	0.02	0.04	0.01	0.05	0.01	7.21	6.32	0.09
Среднее арифметическое		0.12	2.54	0.55	1.75	0.16	0.35	0.09	0.01	0.04	0.01	0.02	0.01	0.02	0.01	5.67	4.97	0.06

Примечание. Гранаты из дунитов (№ 1–7), хромититов (8–10) и аподунитовых метасоматитов (№ 11–18).

Note. Garnets from dunite (nos. 1–7), chromitites (nos. 8–10) and metasomatites after dunites (nos. 11–18)

 

Соотношение легких и тяжелых РЗЭ в гранатах из разных парагенезисов существенно отличается. Так, наименьшей концентрацией легких РЗЭ характеризуются гранаты из миаролитовых дунитов, в то время как гранаты из хромититов обогащены легкими лантаноидами. Максимальные концентрации тяжелых РЗЭ установлены в гранатах из миаролитовых дунитов, средние – в гранатах из хромититах и минимальные – в демантоидах из аподунитовых метасоматитов.

Гранаты из разных парагенезисов Нижнетагильского массива также отличаются по характеру распределения РЗЭ. Хромсодержащий андрадит из миаролитовых дунитов характеризуется плавными кривыми распределения РЗЭ с положительным наклоном и накоплением тяжелых лантаноидов (рис. 11а). Уваровит из хромититов максимально обогащен РЗЭ по сравнению с другими гранатами из пород Нижнетагильского массива. Для спектра РЗЭ уваровита характерен слабый отрицательный наклон от легких к тяжелым лантаноидам с явной отрицательной аномалией Nd в большинстве анализов. Среднее содержание легких РЗЭ в гранатах из хромититов (рис. 11а) почти в пять раз выше по сравнению с гранатами из дунитов, хотя сумма тяжелых РЗЭ уступает больше, чем в четыре раза.

 

Рис. 11. Хондрит-нормализованное (McDonough, Sun, 1995) распределение РЗЭ в гранатах из миаролитовых дунитов (1), хромититов (2) и аподунитовых метасоматитов (3) Нижнетагильского массива. Пунктирными линиями показаны среднеарифметические значения РЗЭ для гранатов из каждого парагенезиса

Fig. 11. Chondrite-normalized (McDonough, Sun, 1995) REE pattern of garnets from miarolitic dunite (1), chromitites (2) and metasomatites after dunites (3) of the Nizhny Tagil massif. Dashed lines show the arithmetic mean REE values for garnets from each paragenesis

 

Наиболее сложный характер распределения РЗЭ установлен в демантоидах из аподунитовых метасоматитов (рис. 11б). Эти гранаты обеднены тяжелыми лантаноидами. По сумме легких РЗЭ они занимают промежуточное место между уваровитом из хромититов и андрадитом из миаролитовых дунитов. Легкие РЗЭ распределены в этих гранатах «горбообразно» с резким увеличением Ce_N по сравнению с La_N и падению содержания Sm_N по сравнению с Nd_N. В правой части спектр распределения РЗЭ в гранатах из аподунитовых метасоматитов характеризуется слабым отрицательным наклоном, сходным с таковым в гранатах из хромититов.

Несмотря на отсутствие видимой зональности у большинства исследованных гранатов, результаты ЛА-ИСП-МС анализа по профилям показывают слабую скрытую зональность распределения РЗЭ (рис. 9).

Обсуждение результатов

В результате исследований в породах Нижнетагильского массива выявлены три парагенезиса гранатов: хромистый андрадит в миаролитовых дунитах, промежуточный член ряда андрадит-уваровит в массивных жильных хромититах и демантоид, близкий по составу к конечному андрадиту, в аподунитовых метасоматитах.

Характер взаимоотношений хромистого андрадита с серпентином указывает на то, что этот минерал был сформирован позже, чем кристаллы оливина, слагающие миароловые полости в дунитах, но раньше петельчатой серпентинизации дунитов. Наиболее вероятно, что образование хромистого андрадита в миаролах происходило на завершающей стадии позднемагматического процесса, приэтом гранат в миаролитовых полостях концентрировал практически все элементы-примеси, некогерентные по отношению к оливину.

Приуроченность уваровита к трещинам деформаций массивных хромититов указывает на его формирование в гидротермально-метасоматическую стадию. Парагенезис минералов, в который входит уваровит, типичен для высокотемпературных гидротермально-метасоматических процессов, наиболее близких к известковистым скарнам (Плющев и др., 2012). Важно отметить, что в прожилках наряду с клинохлором и уваровитом присутствуют идиоморфные кристаллы минералов платиновой группы (МПГ). Можно предположить, что формирование МПГ в данном случае обусловлено развитием гидротермально-метасоматических процессов (Пушкарев и др., 2015). Однако при детальном изучении установлено, что индивиды МПГ – это частичные или полные псевдоморфозы ферроникельплатины по ранним Pt-Fe минералам. Замещение изоферроплатины или железистой платины поздними минералами группы тетраферроплатины – широко проявленный процесс в зональных клинопироксенит-дунитовых массивах (Tolstykh et al., 2015; Козлов и др., 2019; Степанов и др., 2020), обычно связанный с серпентинизацией дунитов. Таким образом, формирование уваровитового парагенезиса связано с гидротермально-метасоматическим преобразованием хромититов и присутствующими в них МПГ и предшествует стадии массивной серпентинизации дунитов.

Демантоидная минерализация приурочена к области наибольшего метаморфогенно-метасоматического преобразования дунитов. По различным оценкам степень преобразования дунитов в приконтактовых частях дунитовых «ядер» соответствует степени преобразования пород в экзоконтакте Нижнетагильского массива (Иванов, 2015) и близка к условиям амфиболитовой фации. Именно в этих условиях происходит формирование антигоритовых и брусит-антигоритовых метасоматитов, часто локализованных в виде мощных протяженных зон в западной части дунитовых «ядер». Скорее всего, формирование магнетит-брусит-антигоритовых метасоматитов связано с поздними коллизионными процессами (Кисин и др., 2020). С завершающими стадиями этих процессов, по-видимому, связано и формирование офитовых жил с демантоидной минерализацией (Иванов, 1988). Дальнейшие процессы регионального метаморфизма привели к формированию более низкотемпературных серпентинитов с преобладанием хризотила. Преобразования альпинотипных гипербазитов Урала завершаются развитием аподунитовых и апосерпентинитовых кор выветривания (Таловина, Хайде, 2016), которые в пределах Нижнетагильского массива не распространены. Характер взаимоотношений граната с другими минералами в дунитах, хромититах и поздних аподунитовых метасоматитах позволил предложить схему относительного возраста минералообразования (рис. 12).

 

Рис. 12. Последовательность образования разных парагенезисов граната и других широко распространенных минералов в дунитах Нижнетагильского массива. Зеленое – оливин и замещающие его минералы; красное – хромшпинелид и замещающие его минералы; оранжевое – минералы платиновой группы.

Fig. 12. A paragenetic sequence of formation of garnet and other abundant minerals in dunites of the Nizhny Tagil massif. Green – minerals, which mostly replace olivine; red – minerals, which replace Cr-spinel; orange – platinum group minerals.

 

Онтогенические наблюдения подтверждаются особенностями химического состава гранатов. Так, в наиболее высокотемпературном парагенезисе граната (миаролитовых дунитах) присутствует высокохромистый андрадит, практически лишенный гроссулярового минала, тогда как в хромититах распространен гранат с большим содержанием гроссуляровой компоненты. Демантоиды из аподунитовых метасоматитов Нижнетагильского массива полностью аналогичны подобным гранатам, развитым по ультраосновному субстрату, в том числе, и в альпинотипных гипербазитах Урала (Алферова, 2006; Murzin et al., 1995; Kissin et al., 2021).

Генетические построения подтверждаются характером распределения РЗЭ в гранатах из различных парагенезисов. Если в качестве модели рассматривать формирование граната в миаролитовых дунитах из позднемагматических флюидов, обогащенных несовместимыми элементами, то плавный спектр распределения с накоплением тяжелых РЗЭ является закономерным результатом такой обстановки. В то же время, распределение РЗЭ в уваровите из хромититов характеризуется слабым тетрад-эффектом, что указывает на участие высокотемпературных водных флюидов и гидротермальных растворов при формировании этого парагенезиса (Lee et al., 1994; Tang, Liu, 2002; Скублов, 2005). Эта закономерность подтверждается накоплением в уваровите более мобильных в гидротермальных процессах легких РЗЭ (Скублов, 2005). Наиболее яркий тетрад-эффект характерен для распределения РЗЭ в гранатах из аподунитовых метасоматитов, сформированных из гидротермальных растворов.

Гранаты ряда андрадит-гроссуляр типичны для пород из разных геологических обстановок, из которых наиболее характерны скарновые и некоторые метаморфические ассоциации (Соболев, 1964), при этом андрадиты из различных пород отличаются по содержанию макро- и микрокомпонентов. Для гранатов из скарнов и метаморфических пород характерно существенное содержание гроссулярового минала и низкие содержания Cr₂O₃, в отличие от изученных нами гранатов из пород Нижнетагильского массива. Спектры распределения РЗЭ в гранатах из метаморфических пород, нормированные к хондриту, характеризуются положительным наклоном с накоплением тяжелых РЗЭ, в скарнах спектр РЗЭ_N субгоризонтален c повышенными содержаниями РЗЭ. Спектр РЗЭ_N изученных гранатов из миаролитовых дунитов Нижнетагильского массива демонстрирует накопление тяжелых РЗЭ, как это свойственно метаморфогенным гранатам, но с меньшей интенсивностью. Спектр РЗЭ_N уваровита из хромититов практически субгоризонтален, а демантоиды обогащены легкими РЗЭ и демонстрируют значительную аномалию Eu , что может указывать на изменение Eh среды (рис. 13; Скляров, 2001). Отмечается почти полное сходство распределения РЗЭ в демантоидах р. Бобровка и Мадагаскара (Pezzotta et al., 2011).

 

Рис. 13. Распределение среднеарифметических содержаний РЗЭ по результатам ЛА-ИСП-МС анализа в гранатах из миаролитовых дунитов (1), хромититов (2) и аподунитовых метасоматитов (3) Нижнетагильского массива и демантоидах и топазолитах из Мадагаскара (4) (Pezzotta et al., 2011). Для сравнения приведены поля составов андрадитов из железорудных скарновых месторождений Восточного Китая (Yang et al., 2020), андрадит-гроссуляров из гранатовых амфиболитов Ильменского массива (Медведева, 2010) и валовый состав мелкозернистых дунитов Нижнетагильского массива (Степанов, 2018).

Fig. 13. REE patterns based on arithmetic mean results of LA-ICP-MS analysis of garnets from miarolitic dunites (1), chromitites (2) and metasomatites after dunites (3) of the Nizhny Tagil massif and demantoids and topazolites from Madagascar (4) (Pezzotta et al., 2011). The compositional fields of andradites from iron skarn deposits of East China (Yang et al., 2020), andradite-grossulars from garnet amphibolites of the Ilmeny complex (Medvedeva, 2010), and bulk composition of fine-grained dunites of the Nizhny Tagil massif (Stepanov, 2018) are given for comparison.

 

Кроме содержания и характера распределения РЗЭ, в качестве типоморфных признаков граната можно использовать содержание таких элементов, как V, Cr, Mn и Ti. На специфические условия формирования гранатов в миаролитовых дунитах косвенно указывает обособленное поле составов этих гранатов на диаграмме Al/Mg–Mn/Ti (рис 14), в то время как точки составов гранатов из хромититов и аподунитовых метасоматитов попадают в поля составов гранатов из других коренных месторождений демантоида (Уфалейское, Коркодинское, рис. 14а). Отдельно располагаются точки составов граната из родингитов Баженовского месторождения (рис. 14а) (Schwarzinger, 2019).

На графике V + Cr–Mn/Ti точки составов гранатов из различных парагенезисов Нижнетагильского массива располагаются на удалении друг от друга (рис. 14б). При этом демантоиды из других месторождений (Уфалейское, Коркодинское, месторождения Намибии) (Schwarzinger, 2019) отличаются по содержанию этих элементов от всех изученных нами гранатов (рис. 14б).

 

Рис. 14. Зависимость содержаний и отношений некоторых элементов-примесей по данным ЛА-ИСП-МС в гранатах из миаролитовых дунитов (1), хромититов (2) и аподунитовых метасоматитов (3) Нижнетагильского массива, Уфалейского (4) и других демантоидных месторождений Челябинской области (5), включая месторождение Бобровка, одноименной р. Бобровка Нижнетагильского массива (6), Баженовского месторождения (7), Полдневского и Коркодинского демантоидных месторождений (8), демантоидных месторождений Намибии (9). Составы гранатов из месторождений 4–9 взяты из литературных данных (Schwarzinger, 2019).

Fig. 14. Correlation of LA-ICP-MS-based content and ratios of some trace elements in garnets from miarolitic dunites (1), chromitites (2) and metasomatites after dunites (3) of the Nizhny Tagil massif; Ufaley (4) and other demantoid deposits of the Chelyabinsk region (5) including the Bobrovka deposit, the eponymous placer of the Bobrovka River of the Nizhny Tagil massif (6), Bazhenovskoe deposit (7), Poldnevoy and Korkodin demantoid deposits (8), demantoid deposits of Namibia (9). The compositions of garnets 4–9 are taken from (Schwarzinger, 2019).

 

Заключение

В породах Нижнетагильского массива гранат обнаружен в 1) миаролитовых дунитах, в которых он образует отдельные кристаллы в пустотах или заполняет пустоты целиком, 2) трещинах в массивных жильных хромититах и 3) брусит-антигорит-магнетитовых метасоматитах по дунитам, в которых гранат обычно образует метакристаллы. Гранаты из разных парагенезисов отличаются по содержаниям макро- и микрокомпонентов. В миаролитовых дунитах обнаружен высокохромистый андрадит почти без примеси гроссулярового компонента, при этом спектры РЗЭ_N характеризуются слабым положительным наклоном. В хромититах присутствует гранат промежуточным составом между андрадитом и уваровитом, для которого характерен спектр РЗЭ_N со слабым отрицательным наклоном и незначительным проявлением тетрад-эффекта. В аподунитовых метасоматитах распространены демантоиды с минимальными содержаниями примесей, состав которых формально отвечает практически конечному андрадиту, а спектр РЗЭ_N характеризуется отрицательным наклоном с сильным влиянием тетрад-эффекта и значительной положительной аномалией Eu.

Установлено, что андрадит из миаролитовых пустот кристаллизовался на завершающих стадиях магматического этапа, в то время как уваровит в трещинах массивных хромититов образовался в гидротермально-метасоматическую стадию, предшествующую серпентинизации дунитов. Образование демантоидов связано с наложенными процессами регионального метаморфизма, аналогично условиям формирования в других известных месторождениях демантоидов в альпинотипных гипербазитах.

Об авторах

С. Ю. Степанов

Институт геологии и геохимии УрО РАН

Email: palamarchuk22@yandex.ru
Россия, 620016, Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского 15

Р. С. Паламарчук

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и геоэкологии УрО РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: palamarchuk22@yandex.ru
Россия, 456317, Челябинская обл., г. Миасс

В. В. Шиловских

Санкт-Петербургский государственный университет

Email: palamarchuk22@yandex.ru

Ресурсный центр «Геомодель»

Россия, 198504, Санкт-Петербург, Петергоф, ул. Ульяновская 1

Д. А. Артемьев

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и геоэкологии УрО РАН

Email: palamarchuk22@yandex.ru
Россия, 456317, Челябинская обл., г. Миасс,

А. В. Корнеев

Институт геологии и геохимии УрО РАН

Email: palamarchuk22@yandex.ru
Россия, 620016, Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского 15

А. К. Козин

Институт геологии и геохимии УрО РАН

Email: palamarchuk22@yandex.ru
Россия, 620016, Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского 15

Список литературы

Дополнительные файлы