Сыктывкар, Республика Коми, Россия
УДК 550.836 Геотермические методы поисков, разведки, съемки
В золотоносной зоне рудопроявления Ягодное установлен характер метасоматических изменений вмещающих пород, химический состав хлорита и условия его образования. Минеральный состав и текстурно-структурные особенности метасоматитов позволяют отнести их к пропилитам эпидот-хлоритовой субфации. Микроскопическое описание шлифов выполнялось на оптическом микроскопе Nikon Eclipse LV 100 ND. Состав хлорита определен на сканирующем электронном микроскопе Tescan Vega 3 LMH с энергодисперсионным спектрометром Oxford Instruments X-Max. По химическому составу изученный хлорит соответствует клинохлору. Температура образования минерала оценена с помощью хлоритового геотермометра. Клинохлор (пикнохлорит), ассоциирующий с метакристаллами пирита, образовался в температурном интервале 306–235 °C. Клинохлор (пеннин) установлен только в виде единичных включений в пирите, существенно обогащен Si; температура его образования 185–157 °C. Тесная ассоциация хлорита с метакристаллами золотоносного пирита свидетельствует об их одновременном образовании в течение единого метасоматического процесса при 306–157 °C с пиком температуры 306–235 °C.
золоторудное проявление, минерализованная зона, клинохлор, хлоритовая геотермометрия, температура кристаллизации, кряж Манитанырд, Полярный Урал
Введение
Минералы группы хлорита (Mg, Fe2+, Fe3+, Mn, Al)12 [(Si, Al)8O20](OH)16 широко распространены на месторождениях разных типов и часто тесно связаны с процессами рудообразования (Шафигуллина и др., 2020; Zang, Fyfe, 1995; Wang et al., 2022). Хлориты характеризуются широкими вариациями кристаллохимического и химического состава, которые зависят от состава вмещающих пород и физико-химических условий образования, коррелируя с температурой, фугитивностью серы и кислорода (Martinez-Serrano, Dubois, 1998; Hydrous phyllosilicates…,1991). В связи с этим хлорит широко используется как эффективный геотермометр для расчета температур образования метаморфических пород и гидротермальных преобразований, сопровождающих процессы рудообразования (Inoue, Kurokawa, Hatta, 2010; Cathelineau, Neiva, 1985; Cathelineau, 1988; Kranidiotis, MacLean, 1987; Jowett, 1991).
С целью выяснения условий формирования золотого оруденения, связанного с метасоматическими изменениями вмещающих пород в минерализованных зонах рудопроявления Ягодное, нами изучен петрографический состав вмещающих пород, химический состав хлоритов и определена температура их кристаллизации.
Геологическая ситуация
В центральной части кряжа Манитанырд в пределах линейно вытянутой тектонической структуры ССВ-простирания, названной Нияюской рудной зоной (Ефанова, 2020), расположены золоторудные проявления Нияхойское-1, Нияхойское-2, Ягодное, Верхненияюское-1, Верхнелекелецкое и мелкое (по запасам) месторождение Верхненияюское-2, а также многочисленные пункты минерализации (рис. 1).
Ранее основное внимание уделялось изучению золотомышьяково-сульфидных проявлений кварцево-жильного типа (месторождение Верхненияюское-2, проявления Нияхойское-2, Верхнелекелецкое) (Вахрушев, Макаров, 1986; Сазонов и др., 2001; Кузнецов и др., 2011; Майорова, Ефанова, 2019; Майорова и др., 2022). Однако в последние годы в Манитанырдском районе выявлены зоны прожилково-вкрапленной сульфидной минерализации во вмещающих породах (тип минерализованных зон), представляющие особый интерес для дальнейшего исследования, поскольку оценка их золотоносности позволяет увеличить ресурсный потенциал территории на коренное золото (Ефанова и др., 2020). Золоторудные объекты локализуются в позднерифейско-раннекембрийских вулканогенных и вулканогенно-осадочных породах бедамельской серии и енганепэйской свиты, которые с угловым и стратиграфическим несогласием перекрыты более поздними образованиями палеозойского возраста. На рудопроявлениях кварцево-жильного типа околорудные изменения наиболее ярко проявлены в вулканитах основного состава и выражены ранней пропилитизацией, сопровождающейся появлением эпидот-актинолит-кварц-альбит-хлоритовых минеральных парагенезисов (Вахрушев, Макаров, 1986; Сазонов и др., 2001). Рудная минерализация этого этапа представлена кварцевыми жилами с ранним пиритом и арсенопиритом с тонкодисперсным золотом. Позднее пропилитизированные породы подверглись кварц-серицитовому и кварц-серицит-карбонатному метасоматозу березит-лиственитовой формации, который сопровождался появлением наложенной сфалерит-галенитовой ассоциации с самородным золотом (Вахрушев, Макаров, 1986; Сазонов и др., 2001).
Рудопроявление Ягодное расположено в среднем течении руч. Ниявож в районе его паукообразной развилки и локализуется в вулканогенно-осадочных породах енганепэйской свиты позднего венда – раннего кембрия. Оно обнаружено при заверке комплексной литогеохимической аномалии по вторичным ореолам рассеяния со средним содержанием Au 0.019 г/т и сопутствующими As, Mo, Pb, Ag. В штуфных пробах, отобранных из элювиально-делювиальных щебнисто-мелкоглыбовых отложений с суглинистым заполнителем мощностью 0.8–2.0 м, содержание золота колебалось от следовых значений до 11.1 г/т. При оценке аномалии буровыми скважинами подсечены 2 зоны пиритизированных туфопесчаников и туфоалевролитов мощностью около 10 и 30 м. В них установлены интервалы с содержанием золота, достигающим промышленных значений. На поверхности минерализованная зона прослежена на протяжении около 200 м. Визуально она выделяется буровато-рыжей окраской пород, их высокой дислоцированностью, развитием участков катаклаза и милонитизации. Рудная минерализация представлена вкрапленностью окисленного пирита, содержание которого не превышает 1–2 об. %.
В минерализованной зоне поисковый интерес представляет интервал мощностью 14.2 м, в котором среднее содержание золота составляет 0.6 г/т на истинную мощность 11.5 м, при вариациях от 0.15 до 1.11 г/т (рис. 2). Минералогическим анализом протолочных проб установлено наличие невесового золота в количестве от 1 до 21 знаков. Размер золотин — от 0.1 × 0.1 до 0.5 × 0.5 мм, они часто находятся в сростках с кварцем, а в зоне окисления — с гидроксидами железа.
Основное внимание в данной статье уделено золотоносному интервалу минерализованной зоны рудопроявления.
Материалы и методы
Во время полевых работ 2008 г. на рудопроявлении Ягодное отобраны бороздовые, точечные, задирковые пробы (весом 5–12 кг), по которым проведен атомно-абсорбционный анализ на Au в Центральной лаборатории ЗАО «Миреко» (Сыктывкар). Последующие петрографические и минералогические исследования проводились в ЦКП «Геонаука» Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар). Микроскопическое описание шлифов выполнялось на оптическом микроскопе Nikon Eclipse LV 100 ND. Состав минералов определялся в аншлифах на электронном микроскопе TescanVega 3 LMH (Tescan, Чехия) с энергодисперсионным спектрометром X-Max 50 Oxford Instruments (аналитики Е. М. Тропников, А. С. Шуйский). Напряжение 20 кВ, ток пучка 30 нA, диаметр пучка 2 мкм, время набора спектров 60–80 сек (600 тыс. импульсов). В качестве стандартов использовались следующие эталоны: чистые металлы для Fe, Mn, Cr, Ti; оксиды для Mg, Al, Si; KBr для K; минералы — волластонит для Ca, SiO2 для кислорода. Погрешность определения (мас. %): 0.15 — Fe, 0.1 — Mg, 0.1 — Al, 0.1 — Si, 0.05 — Mn, 0.1 — Ca; 0.04 — Cr, 0.04 — Ti.
Структурные формулы хлорита рассчитаны на основе O10(OH)8 (половина структуры — half-cell structure), а Fe рассматривается как Fe2+ (Zane, Weiss, 1998). Названия минералов группы хлорита приводятся в двух вариантах — по принятой в настоящее время номенклатуре (Bailey, 1980; Wiewiora, Weiss, 1990) и с указанием их специальных названий (по Hey, 1954), которые до сих пор широко используются в отечественной и зарубежной литературе. Для визуализации составов хлорита и температур его образования также использована классификационная диаграмма Si — (Fe/Fe+Mg) (Hey, 1954).
Оценка температурного режима отложения хлорита выполнена с использованием данных для эмпирического хлоритового геотермометра, основанного на количестве тетраэдрического алюминия (AlIV) и мольной доле железа X(Fe), между которыми была установлена линейная зависимость от температуры (Cathelineau, Neiva, 1985; Cathelineau, 1988). Затем этот хлоритовый геотермометр был модифицирован с учетом поправки на повышение температуры при высоком соотношении (Fe/Fe+Mg) (Kranidiotis, MacLean, 1987; Jowett, 1991). Кроме того, А. Р. Котельниковым с соавторами (2012) проведена экспериментальная калибровка хлоритового геотермометра (Cathelineau, Neiva, 1985) при температуре 200–250 °С, Р = 0.5 кбар и для оценки температур предложены два уравнения, применимые в интервале 150–300 °С, одно из которых также использовано в нашей работе.
Полученные данные по химическому составу хлоритов рудопроявления Ягодное показывают, что они относятся к маложелезистым разновидностям, поэтому для расчета температуры их образования мы использовали следующие геотермометры (Cathelineau, 1988; Jowett, 1991; Котельников и др., 2012). Формулы для расчета температур приведены в таблице 1.
Результаты
Породы минерализованной зоны рудопроявления Ягодное представлены туфоалевросланцами (70 %), среди которых присутствуют единичные (1–2 м) прослои туфопесчаников (10–30 %) и ортосланцев по вулканогенным породам основного состава (5 %, мощностью 4–5 м). Многочисленные прожилки мощностью 0.2–0.3 м, редко 0.9–1 м выполнены ожелезненным молочно-белым кавернозным кварцем с ксенолитами вмещающих пород. В зальбандах прожилков встречаются эпидот и хлорит.
Золотоносный интервал приурочен к пиритизированным актинолит-хлорит-серицит-альбитовым ортосланцам (рис. 2). Под микроскопом основная ткань породы сложена сланцеватым, неяснополосчатым, тонкозернистым фибролепидогранобластовым агрегатом, состоящим из альбита — 60–65 %, хлорит-серицитового агрегата — 20–30 %, актинолита — 10–15 % с незначительным количеством лейкоксена, эпидота и титанита, единичными зернами апатита. На фоне мелкозернистого матрикса встречаются участки слаборазложенной стекловатой массы породы основного состава с агрегатным мелкозернистым пиритом (рис. 3, a).
Альбит слагает тонкозернистый агрегат с размером зерен 0.01–0.05 мм, на фоне которого выделяются длиннопризматические, лейстовидные (0.1–0.2 мм) и неяснотаблитчатые (0.3–0.7 мм) выделения.
Серицит совместно с хлоритом развит в виде неоднородного по составу агрегата параллельно ориентированных листочков размером до 0.05 мм.
Хлорит образует скопления между лейстами плагиоклаза или замещает роговую обманку, стекло эффузивных и цемент вулканогенно-обломочных пород, а также выполняет прожилки.
Актинолит встречается в виде тонкоигольчатых и игольчато-волокнистых выделений бледно-зеленого цвета, слагая самостоятельные или, вместе с хлоритом и серицитом, линзовидные скопления, или равномерно рассеян в агрегате альбита.
Эпидот и титанит образуют линзы и пятна среди хлорита или хлорит-актинолитового агрегата. Титанит редок, размер до 0.1 мм.
Отмечается присутствие единичных призматических кристаллов апатита размером 0.4–0.6 мм.
Таким образом, основной минеральный состав ортосланцев представлен ассоциацией новообразованных минералов: (эпидот) — актинолит + (хлорит + серицит) + альбит с агрегатным мелкозернистым пиритом.
Вместе с тем на фоне мелкозернистой основной ткани породы наблюдаются участки (гнезда, линзы, полосы), сложенные средне- и крупнозернистым гранобластовым агрегатом кварц-альбит-хлоритового состава с эпидотом и крупными, хорошо ограненными кристаллами пирита (рис. 3, c, d; 4, a, c, d). Кристаллы пирита имеют размер от 0.1–0.3 мм до 1 см, насыщены микровключениями нерудных минералов (рис. 3, c, d; 4, a, c), их обрастает стебельчатый кварц, крупночешуйчатый хлорит, альбит, эпидот (рис. 3, a, b; 4, c, d).
Появление в тонкозернистой породе участков крупнозернистых гранобластовых агрегатов кварца, хлорита, альбита, эпидота, серицита в ассоциации с крупными кристаллами пирита свидетельствует о дальнейшем развитии метасоматического процесса. Состав метасоматитов: эпидот-альбит-хлорит-кварц + крупные метакристаллы пирита.
Рудным минералом в актинолит-хлорит-серицит-альбитовых ортосланцах минерализованной зоны является пирит. Пирит представлен двумя разновидностями: 1) распыленным в матриксе породы мелкозернистым агрегатом Py-I (рис. 3, a; b), 2) мелкими (0.01–0.05 мм) до крупных (0.1–1 мм и выше) кристаллами и их сростками (Py-II), приуроченными к участкам крупнозернистых агрегатов кварц-альбит-эпидот- хлоритового состава (далее — метасоматиты) (рис. 3, c, d). Состав мелкозернистых агрегатов пирита (Py-I), распыленных в основной ткани породы, не определялся. Пирит метасоматитов (Py-II) относится к мышьяковистой разновидности — As от 0.15 до 1.28 мас. %, по данным ICP-MS-анализа содержание Au в нем составляет 13.8 г/т, Ag — 2.16 г/т (Ефанова, Ковальчук, Майорова, 2024). В кристаллах пирита обнаружены субмикронные включения золота (размером около 1.5 мкм). Во вмещающих породах, разрушенных до рыхлой глинисто-слюдистой массы, установлены частицы самородного золота рудного облика размером 0.1–0.25 мм (Mayorova et al., 2023).
В минерализованной зоне по пространственному распределению и минеральной ассоциации идентифицированы 3 типа хлорита (Chl-1, Chl-2, Chl-3).
Хлорит (Chl-1) присутствует в основной ткани породы в составе тонкочешуйчатого хлорит-серицитового агрегата (рис. 3, a), встречается в виде микровключений в кристаллах пирита (Chl-2) (рис. 4, a–c) и совместно с кварцем образует более крупночешуйчатые агрегаты вокруг хорошо образованных кристаллов пирита (Chl-3) (рис. 3, c, d; 4, c, d). В последнем случае можно предполагать, что образование пирита и хлорита происходило одновременно при близкой температуре.
Проведено исследование химического состава включений хлорита (Chl-2) в кристаллах пирита и хлорита (Chl-3), обрамляющего кристаллы пирита в метасоматите (рис. 3, 4, поле шлифа 16108). Состав хлорита основной массы породы (Chl-1) не определялся. Результаты анализа состава хлорита представлены в таблице 2. Полученные данные использованы для расчета температур образования хлорита, ассоциирующего с кристаллами пирита.
В целом химический состав хлорита включений и метасоматитов варьирует в узком диапазоне содержаний SiO2 и Al2O3: от 28.24 до 32.24 мас. % и от 17.77 до 21.45 мас. % соответственно (табл. 2). При этом состав двух включений хлорита в пирите существенно отличается повышенным содержанием SiO2 (32.13 и 32.24 мас. %) в том же диапазоне содержания Al2O3 (17.77 и 20.33 мас. %) (табл. 2, рис. 5). Содержание MgO изменяется от 19.24 до 22.21 мас. % (среднее — 20.90 мас. %), превышая содержание FeO (15.34 — 20.41 мас. %, среднее — 17.89 мас. %). В хлоритах в незначительных количествах присутствуют примеси Mn (0.14–0.32 мас. % или 0.01–0.03 а.ф.е.), редко Ti, Ca, K, Cr, их общее содержание не превышает 0.2–0.3 а.ф.е. (табл. 2). По соотношению Mg и Fe изученный минерал относится к типу Mg-хлорита (Zane, Weiss, 1998) и классифицируется как клинохлор (Wiewiora, Weiss, 1990). По содержанию SiIV (а.ф.е.) обособляются две разновидности клинохлора, которые визуально выделяются на диаграмме Si — (Fe/Fe+Mg) (рис. 5) и по номенклатуре (Hey, 1954) попадают в поля пикнохлорита (преобладает) и пеннина. Выделение этих разновидностей клинохлора важно для последующего обсуждения условий их образования, поэтому далее, чтобы подчеркнуть различия их состава, мы будем использовать названия «клинохлор (пикнохлорит)» и «клинохлор (пеннин)».
Клинохлор (пикнохлорит) включений в пирите имеет железистость x(Fe) 0.28–0.33, метасоматитов x(Fe) 0.30–0.37, а клинохлор (пеннин) — x(Fe) 0.31 (табл. 2). Клинохлор (пикнохлорит) включений характеризуется содержанием SiIV 2.87–3.02 (а.ф.е.), коэффициентом магнезиальности x(Mg) 0.67–0.72, отношением SiIV/Al 0.99–1.53; метасоматитов — содержанием SiIV 2.85–3.08 (а.ф.е.), коэффициентом магнезиальности x(Mg) 0.63–0.70, отношением SiIV/Al 1.18–1.25, клинохлор (пеннин) — содержанием SiIV 3.24–3.32 (а.ф.е.), коэффициентом магнезиальности x(Mg) 0.69, отношением SiIV/Al 1.35–1.54. Следует отметить, что клинохлор (пеннин) встречается только в виде микровключений в кристаллах пирита, он не обнаружен в метасоматитах.
Выбор тех или иных хлоритовых геотермометров для оценки температур образования хлорита в значительной степени зависит от состава минерала. Полученные данные по составу клинохлора рудопроявления Ягодное показывают, что он относится к маложелезистой разновидности (x(Fe) < 0.34), поэтому при расчете температур его образования использованы следующие геотермометры (Cathelineau, 1988; Jowett, 1991; Котельников и др., 2012).
Рассчитанные по уравнениям (Cathelineau, 1988; Jowett, 1991) температуры образования хлоритов, ассоциирующих с пиритом, практически не отличаются между собой (табл. 3), колеблются от 242 до 302 °C для включений клинохлора (пикнохлорита) в пирите и от 235 до 307 °C в метасоматите. Температуры, полученные по уравнению (Котельников и др., 2012) существенно ниже и варьируют от 213 до 244 °C и от 206 до 245 °C для клинохлора (пикнохлорита) включений и метасоматитов соответственно. Хорошая сходимость значений по всем трем геотермометрам наблюдается для температуры образования клинохлора (пеннина) с колебаниями от 152 до 185 °C. С учетом незначительного расхождения расчетных температур (по Cathelineau, 1988; Jowett, 1991) на диаграмме Si — Fe/(Fe+Mg) (рис. 5) показаны температуры кристаллизации хлоритов (по Cathelineau, 1988).
Обсуждение
Согласно предыдущим исследованиям (Вахрушев, Макаров, 1986; Сазонов и др., 2001), в центральной части Манитанырдского района, в Нияюской рудной зоне, все позднерифейско-раннекембрийские породы бедамельской серии и енганепэйской свиты метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации. На золотосульфидно-кварцевых жильных рудопроявлениях этими авторами установлены околорудные метасоматиты двух формаций: пропилитовой и березит-лиственитовой. Пропилиты имеют региональное распространение в рудной зоне и характеризуются несколькими парагенезисами: эпидот + актинолит + кварц, эпидот + хлорит + кварц, эпидот + кварц. Поздние метасоматиты имеют непостоянный состав — от кварц-серицит + кальцит (кварц-серицитовые) до кварц-серицит + доломит-анкерит (березиты), которые наиболее четко проявлены на месторождении Верхненияюское-2. На рудопроявлениях Нияхойское-1 и -2 (рис. 1) рудная минерализация жильного и штокверкового типа также сопровождается метасоматитами двух указанных формаций, причем с пропилитами связаны золотоносные пиритовые руды вкрапленного типа (Вахрушев, Макаров, 1986; Сазонов и др., 2001).
Во вмещающих породах основного состава золотоносного интервала рудопроявления Ягодное нами установлена следующая новообразованная ассоциация минералов — (эпидот) актинолит + (хлорит + серицит) + альбит с агрегатным мелкозернистым пиритом, с сохранением на некоторых участках реликтов протолита в виде обособлений слаборазложенной стекловатой массы породы основного состава (рис. 3, а). С одной стороны, такая ассоциация характерна для метаморфических пород фации зеленых сланцев, с другой стороны, аналогичная минеральная ассоциация является типоморфной для эпидот-хлоритовой фации пропилитов, где один из основных минералов парагенезисов в метасоматической колонке представлен хлоритом (пикнохлоритом) (Арутюнян, 2008; Знаменский, 2023; Шафигуллина, Знаменский, Косарев, 2020). Часто различить зеленосланцевые метаморфиты и пропилиты бывает затруднительно, но их принципиальным отличием является присутствие в последних рудной минерализации (Жданов, 2005; Петрографический кодекс, 2008). В плане идентификации характера изменений пород в золотоносном интервале рудопроявления Ягодное формирование в тонкозернистой породе крупнозернистых гранобластовых сегрегаций кварца, хлорита, альбита, эпидота, серицита вокруг крупных кристаллов пирита свидетельствует о проявлении метасоматического процесса. Состав метасоматитов — эпидот-альбит-кварц-хлоритовый+пирит (или эпидот-альбит-хлорит-кварцевый + пирит). Таким образом, мы относим новообразованную ассоциацию минерализованных пород к эпидот-хлоритовой субфации пропилитовой фации метасоматитов, тем более что они локализуются в пределах Нияюской рудной зоны и содержат рудную минерализацию в виде золотоносного пирита (Жданов, 2005; Петрографический кодекс, 2008).
Практически идентичный химический состав клинохлора (пикнохлорита) включений в кристаллах пирита (Chl-2) и в его обрамлении в метасоматите (Chl-3) позволяет предположить их одновременное образование, сопряженное с ростом метакристаллов пирита, в едином метасоматическом процессе.
Рассчитанные температуры образования клинохлора (пикнохлорита) включений в пирите и в метасоматитах составляют 302–247 °C и 306–235 °C соответственно, т. е. практически не различаются. Температуру образования единичных включений клинохлора (пеннина) в кристаллах пирита 185–157 °C, по-видимому, можно рассматривать как нижний предел метасоматического процесса. Общий температурный интервал образования хлоритов составляет в 306–157 °C с пиком температуры 306–235 °C.
Выводы
1. Вмещающие породы золотоносного интервала минерализованной зоны рудопроявления Ягодное представлены пропилитами — метасоматитами эпидот + актинолит + альбит + хлоритового состава с присутствием участков средне-крупнозернистого гранобластового агрегата альбит-кварц-хлоритового состава с эпидотом и крупными, хорошо ограненными метакристаллами пирита.
2. По пространственному распределению и минеральной ассоциации выделены три разновидности хлорита (Chl): в составе тонкочешуйчатого хлорит-серицитового агрегата в основной ткани породы (Chl-1); в виде микровключений в метакристаллах пирита (Chl-2); ассоциирующий с метакристаллами пирита в гранобластовых агрегатах метасоматитов (Chl-3).
3. Chl-2 и Chl-3 по химическому составу отвечают клинохлору (пикнохлориту), который присутствует как в виде включений в кристаллах пирита, так и в метасоматитах. Они практически не различаются между собой, что свидетельствует об одновременном образовании. Единичные микровключения Chl-2 в метакристаллах пирита отвечают клинохлору (пеннину).
4. Рассчитанные температуры формирования клинохлора Chl-2 и Chl-3, ассоциирующего с метакристаллами пирита, ложатся практически в один и тот же интервал 302–247 °C и 306–235 °C соответственно. Для клинохлора (пеннина) этот интервал ниже и составляет 185–157 °C.
5. Тесная ассоциация хлорита и метакристаллов золотоносного пирита в гранобластовых агрегатах свидетельствует об их одновременном образовании в течение единого метасоматического процесса в температурном интервале 306–157 °C с пиком температуры 306–235 °C.
1. Арутюнян М. А. Характер проявления предрудной пропилитизации в диорит-порфиритах Каджаранского рудного поля // Известия НАН РА. Науки о Земле. 2008. Т. 61. № 2. С. 29–34.
2. Вахрушев С. Н., Макаров А. Б. Минералого-геохимические особенности руд и метасоматитов золотомышьяковых проявлений одного из районов // Геохимия и минералогия первичных и вторичных ореолов. Свердловск: Изд-во УНЦ АН СССР, 1986. С. 84–93.
3. Государственная геологическая карта РФ масштаба 1:200 000. Издание второе. Серия Полярно-Уральская. Лист Q-41-V, VI (Воркута). Объяснительная записка / М. А. Шишкин, О. Н. Малых, П. Е. Попов, Л. С. Колесник. М.: МФ ВСЕГЕИ, 2013. 262 с.
4. Ефанова Л. И. Нияюская рудная зона. Кряж Манитанырд // Современные проблемы теоретической, экспериментальной и прикладной минералогии (Юшкинские чтения — 2020): Материалы российской конференции с международным участием. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2020. С. 192–194.
5. Ефанова Л. И., Ковальчук Н. С., Майорова Т. П. Микропримеси в пирите золоторудных проявлений хребта Манитанырд (Полярный Урал) // Руды и металлы. 2024. № 2. С. 36–62. DOI:https://doi.org/10.47765/0869-5997-2024-10017
6. Ефанова Л. И., Кузнецов С.К., Тарбаев М. Б., Майорова Т. П. Золотоносность Манитанырдского района и перспективы наращивания ресурсного потенциала (Полярный Урал) // Руды и металлы. 2020. № 3. С. 39–51. DOI:https://doi.org/10.24411/0869-5997-2020-100
7. Жданов В. В. К проблеме классификации метаморфических и метасоматических пород // Зап. ВМО. 2005. Ч. CXXXIV. № 3. С. 131–140.
8. Знаменский С. Е. Минералогия и Р-Т-условия образования метасоматических пород Вознесенского месторождения золота (Южный Урал) // Литосфера. 2023. 23(3). С. 430–446. https://doi.org/10.24930/1681-9004-2023-23-3-430-446
9. Котельников А. Р., Сук Н. И., Котельникова З. А., Щекина Т. И., Калинин Г. М. Минеральные геотермометры для низкотемпературных парагенезисов // Вестник ОНЗ РАН. 2012. Т. 4. NZ9001. doihttps://doi.org/10.2205/2012NZ_ ASEMPG.
10. Кузнецов С. К., Майорова Т. П., Сокерина Н. В., Филиппов В. Н. Золоторудная минерализация Верхненияюского месторождения на Полярном Урале // Записки РМО. 2011. Ч. CXXXX. № 4. С. 58–71.
11. Майорова Т. П., Ефанова Л. И. Проявление золотомышьяковистого типа Нияхойское-2 на Полярном Урале (кряж Манитанырд) // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2019. № 8. С. 33–41. DOI:https://doi.org/10.19110/2221-1381-2019-8-33-41
12. Майорова Т. П., Ефанова Л. И., Сокерина Н. В. Минералого-геохимические особенности руд золото-кварц-сульфидного проявления Верхнелекелецкое на Полярном Урале (кряж Манитанырд) // Вестник геонаук. 2022. 6(330). C. 10—25. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2022.6.2
13. Петрографический кодекс (магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования) / Под ред. О. А. Богатикова, О. В. Петрова. СПб: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. 204 с.
14. Сазонов В. Н., Огородников В. Н., Коротеев В. А., Поленов Ю. А. Месторождения золота Урала. Екатеринбург: Изд-во УГГГА, 2001. 622 с.
15. Шафигуллина Г. Т., Знаменский С. Е., Косарев А. М. Условия образования золотопорфирового оруденения месторождения Большой Каран (Южный Урал) по данным хлоритовой геотермометрии // Геологический вестник. 2020. № 2. С. 45–53. http://doi.org/10.31084/2619-0087/2020-2-4
16. Bailey S. W. Summary of recommendations of AIPEA Nomenclature Committee // Clays and Clay Minerals, 1980. V.15. P. 85–93. DOI: https://doi.org/10.1180/claymin.1980.015.1.07
17. Cathelineau M. Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature // Clay Miner. 1988, V. 23, P. 471–485. doi:https://doi.org/10.1180/claymin.1988.023.4.13
18. Cathelineau M., Neiva D. A chlorite solid solution geothermometer the Los Asufres (Mexico) geothermal system // Contrib.Mineral. Petrol., 1985. V.91. P. 235–244.
19. Hey M.H. A new review of chlorites// Miner. Mag. 1954. V. 30. N 224. P. 277–292. doihttps://doi.org/10.1180/minmag.1954.030.224.01
20. Hydrous phyllosilicates (exclusive of micas) / S.W. Bailey et al.; ed. by S.W. Bailey. Review of Mineralogy, 1991. V. 19. P. 719.
21. Inoue A., Kurokawa K., Hatta T. Application of Chlorite Geothermometry to Hydrothermal Alteration in Toyoha Geothermal System, Southwestern Hokkaido, Japan // Resource Geology, 2010. V. 60, No. 1: 52–70. https://doi:https://doi.org/10.1111/j.1751-3928.2010.00114.x
22. Jowett E. C. Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer // GAC/MAC/SEG Joint Annual Meeting, Toronto, May 27–29, 1991, Program with Abstracts 16. A 62. 1991.
23. Kranidiotis P., MacLean W.H. Systematics of chlorite alteration at the Phelps Dodge massive sulfide deposit, Matagami, Quebec // Economic Geology. 1987. V. 82. P. 1898–1911. DOI:https://doi.org/10.2113/GSECONGEO.82.7.1898
24. Martinez-Serrano R.G., Dubois M. Chemical variations in chlorite at the Los Humeros geothermal system, Mexico // Clays and Clay Minerals, 1998. V. 46. No. 6. P. 615–628
25. Mayorova T. P., Kuznetsov S. K., Efanova L. I., Sokerina N. V. Gold–Sulfide Mineralization in the Manitanyrd Region, Polar Urals, Russia // Minerals, 2023, 13(6), 747. https://doi.org/10.3390/ min13060747
26. Wang Y., Fan H., Pang Y., Xiao W. Geochemical Characteristics of Chlorite in Xiangshan Uranium Ore Field, South China and Its Exploration Implication // Minerals 2022, 12, 693. https://doi.org/10.3390/min12060693
27. Wiewiora A., Weiss Z. Crystallochemical Classifications of Phyllosilicates Based on the Unified System of Projection of Chemical Composition; II, The Chlorite Group // Clay Miner. 1990, 25. P. 83–92. doihttps://doi.org/10.1180/claymin.1990. 025.1.09
28. Zane A., Weiss Z. A procedure for classifying rock-forming chlorites based on microprobe data // Rend. Fis. Acc. Lincei, 1998. V. 9. P. 51–56.
29. Zang W., Fyfe W. S. Chloritization of the hydrothermally altered bedrock at the Igarapé Bahia gold deposit, Carajás, Brazil // Mineralium Deposita. 1995. V. 30. No. 1. V. 30–38.
