Минеральный состав и генетические особенности месторождений фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.11, кандидат геолого-минералогических наук Избродин, Иван Александрович

• Избродин, Иван Александрович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 2006

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Избродин, Иван Александрович

Введение

Содержание

1. Состояние проблемы

2. Геологическое строение, минералогические и геохимические особенности Ичетуйского кианитового проявления

2.1 Геологическое строение Ичетуйского проявления

2.2 Высокоглиноземистые породы

2.2.1 Минеральный состав

2.2.2 Результаты термометрического изучения

3. Геологическое строение, минералогические и геохимические особенности Кяхтинского силлиманитового месторождения

3.1. Геологическое строение

3.2 Высокоглиноземистые породы

3.2.1 Минеральный состав

3.2.2 Результаты термометрического изучения

3.3 Изотопная характеристика высокоглиноземистых пород

4. Генетические особенности фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья

5. Практическая значимость 15 6 Заключение 159 Список литературы

Список сокращений

And андалузит Laz лазулит

Ку кианит Scor скорцалит

Sill силлиманит Ар апатит

Msc мусковит Trol троллеит

Pg парагонит Mnz монацит

Bt биотит Flor флоренсит

Qtz кварц Aug аугелит

Grt гранат Cran крандаллит

Pl- плагиоклаз Ward вардит

K-feldspar калиевый полевой шпат S-rich Ap сульфатсодержащий апатит

Zrn циркон Ap апатит

Hem - гематит Gr горсейксит

Mgt магнетит Viv вивианит

Rt рутил Wag вагнерит

Ti - Hem титаногематит Svan сванбергит

Ht гетит Wood вудхаузеит

Crn корунд Jar ярозит

Dsp диаспор Brt барит

Toz топаз Brt-cel барито-целестин

Prl пирофиллит Anh ангидрит

Rd родохрозит Alun алунит

Dum дюмортьерит Na-Alun натроалунит

Bhm бемит Mull муллит

АФ алюмофосфат Ber берлинит

СФ- сульфат-фосфат Po пирротин

АФС алюмофосфат- сульфатный

ГЖВ газово-жидкое включение

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Минеральный состав и генетические особенности месторождений фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья»

Актуальность работы. Проблема метаморфизма высокоглиноземистых пород в течение длительного периода привлекает пристальное внимание отечественных и зарубежных исследователей. Специфической особенностью этих пород является присутствие минералов, характерных для различных термодинамических условий и сохраняющих информацию о температурах и давлениях в момент метаморфизма. При этом на фоне большого объема исследований, осталась практически не изученой проблема фосфатного и сульфат-фосфатного минералообразования в процессе метаморфизма высокоглиноземистых пород. Подобный тип пород, нередко содержащий повышенные количества редкоземельных, редких и радиоактивных элементов может существенно расширить круг новых нетрадиционных источников полезных ископаемых.

Хотя в последние десятилетия в целом установлены условия метаморфизма пород, содержащих различные полиморфные модификации Al2Si05, далеко не во всех случаях однозначно решены вопросы исходной природы вещества.

Проведенные исследования свидетельствуют о возможности оценки физико-химических условий метаморфизма с использованием фосфатной и сульфат-фосфатной минерализации. Изучено немного участков с широким проявлением алюмофосфатной минерализации. К наиболее известным из них относятся дистеновый комплекс Швеции (месторождение Хекенсос, Ек Roland et al., 1990), метаморфические пояса Заира (Lefevre et al., 1982), Полярного Урала (Попова и др., 1993; Силаев и др., 2001). Чаще распространены проявления высокоглиноземистых пород с незначительным количеством алюмофосфатных минералов, что расширяет возможность использования подобной минерализации для установления физико-химических условий их образования.

Изучение особенностей фосфатной и сульфат-фосфатной минерализации требует: решения проблем поведения алюминия, фосфора, серы и других элементов; вопросов, касающихся последовательности минералообразования; распределения химических компонентов при изменении температуры и давления между сосуществующими минералами в ходе прогрессивного этапа метаморфизма и последующего диафтореза. Перечисленное выше явилось основанием для проведения специальных минералого-геохимических исследований, с целью решения вопросов генезиса фосфатоодержащей минерализации в высокоглиноземистых породах Юго-Западного Забайкалья.

Цели и задачи исследования. Основной целью исследований являлось изучение особенностей минерального и химического состава, РТ- условий формирования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья.

Предусматривалось решение следующих основных задач.

• Установление минерального состава пород, образовавшихся на различных стадиях метаморфизма.

• Изучение эволюции состава алюмофосфатных и сульфат-фосфатных парагенезисов в процессе метаморфического преобразования высокоглиноземистых пород.

• Определение РТ-условий формирования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.

• Установление исходного состава пород и источника их вещества.

Научная новизна работы

1. Установлены типоморфные минеральные ассоциации фосфатных и сульфат-фосфатных минералов, образующихся в кианитовых и силлиманитовых фациях проградного метаморфизма, а также на регрессивной стадии преобразования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.

В результате вещественных исследований высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья охарактеризовано более 40 минеральных видов. Впервые на этих проявлениях установлено 16 минералов. Подробно рассмотрен изоморфизм в парах натроалунит-флоренсит, вудхаузеит-сванбергит, стронцийсодержащий натроалунит - натроалунит, апатит -сульфатсодержащий апатит. Изучены соотношения в классах фосфатов (бедантита и плюмбогумита) и сульфатов (алунита).

2. Выявлены особенности эволюции минеральных парагенезисов и состава минералов в процессе метаморфического преобразования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.

3. Оценены параметры прогрессивного и регрессивного метаморфизма фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород. Показано 7 что высокая активность А1 как на прогрессивной, так и регрессивной стадий обусловила связывание Са, Sr, Mg, Fe и РЗЭ в составе алюмофосфатов. Основным минералом - концентратором REE в высокоглиноземистых породах является (Ce-La) флоренсит.

Практическая значимость работы. Проведенные исследования свидетельствуют о возможности существования новых нетрадиционных типов оруденения, связанных с метаморфизованными высокоглиноземистыми породами. Один из важных практических аспектов работы является рекомендация проведения оценки высокоглиноземистых пород на редкоземельную, скандиевую и титановую минерализацию. Основные защищаемые положения. Проведенный комплекс исследований позволил выявить главные генетические особенности формирования метаморфизованных фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород. Они представляют основу трех главных защищаемых положений работы.

I. Высокоглиноземистые породы с силлиманитом и кианитом сформировались в два этапа, соответствующие прогрессивному и регрессивному метаморфизму.

II. Высокая глиноземистостъ пород обусловила активность алюминия на прогрессивном этапе метаморфизма, резко уменьшающуюся на регрессивном. Этим обусловлена смена фосфата кальция фосфатами алюминия на прогрессивном этапе, и последующее образование фосфатов и алюмофосфатов Са, Sr, REE, Ва - на регрессивном.

III. Присутствующая в системе сера проявляет активность только на регрессивном этапе. В связи с этим фосфатные минералы сменяются сульфат-фосфатными и затем - сульфатными. В этом Dice направлении происходит образование более высоководных минералов.

Объект исследования. Исследования проведены на Ичетуйском, Кяхтинском проявлениях высокоглиноземистых пород. (Юго-Западное Забайкалье). Небольшой объем работ проведен на Лево-Чемуртаевском, Леоновском и Харанхойском участках. Они расположены в пределах полосы субширотного простирания, протягивающейся от устьевой части р. Ичетуй до р.Чикой. Часть из них образовалась в высокобарических условиях (Ичетуйское проявление), другая в высокотемпературных (Кяхтинское месторождение). В породах обеих групп проявлений широко распространены минералы классов фосфатов, сульфат-фосфатов и сульфатов, образовавшихся как на прогрессивной, так и регрессивной стадиях метаморфизма.

Фактический материал и методы исследований. В основу работы положен материал, полученный в 2001-2006 году, на участках Ичетуй, Леоновский, Кяхтинском месторождении, а также материалы более ранних исследований лаборатории магматического рудообразования Геологического Института СО РАН. Были изучены метаморфические, вулканические и осадочные породы. Исследования включали петрохимическое, минералогическое, геохимическое изучение пород, диагностику и анализ состава минералов. Наибольшее внимание было уделено изучению особенностей минерального состава фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород.

Большая часть анализов выполнена в лабораториях ГИН СО РАН (аналитики Н.С. Карманов, С.В. Канакин, Б.Ж. Жалсараев, А.А Цыренова, И. В. Боржонова, Г.И. Булдаева, H.JI. Гусева). Химический состав пород и ряда минералов определены атомно-абсорбционным методом и методом «мокрой химии», редких и рудных элементов - рентгено-флюоресцентным, редкоземельных - химико-спектральным. Состав и микроструктурные особенности минералов изучены на электронном сканирующем микроскопе LEO-1430VP (LEO Electron Microscopy Ltd.) с энерго дисперсионным анализатором INCAEnergy 300 (Oxford Instruments Analytical Ltd.) при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 0.3-0.5 нА, времени набора спектров 50 секунд. Приведенные в работе снимки получены с детектором обратно-рассеяных электронов. Анализы минералов выполнены на модернизированном микроанализаторе МАР-3, по методике, специально разработанной для изучения сложных по составу минералов и, в том числе, редкоземельных; съемки были проведены при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 40 нА, времени измерения 10 сек и диаметре зонда 2-3 мкм (Канакин и др., 1998; Карманов и др., 2002). Диагностика большей части выявленных минералов подтверждена рентгеноструктурным анализом (аппарат ДРОН-3). Дифференциальные дериватограммы минералов сняты на приборе МОМ-3.

Работа сопровождалась детальным петрографическим исследованием всех типов пород и руд (57 прозрачных шлифов). Изучение взаимоотношений минералов и исследование химического состава проведено в специально приготовленных полированных препаратах, шлифах и аншлифах.

Изучение включений в минералах проводилось оптическими и термометрическими методами. При визуально-микроскопическом исследовании препаратов особое внимание уделялось определению пространственного положения типов включений. Включения, образующие шлейфы вдоль случайно ориентированных поверхностей, трассирующие залеченные микротрещины, идентифицировались как вторичные. Единичные включения, не принадлежащие ни одной из залеченных трещин и удаленные от них на расстояние, многократно превышающее дистанцию между включениями в шлейфе, отнесены к первичным. Для термометрического изучения включений использована камера с силитовым нагревателем в комплекте с микроскопом Биолам JI-211, милливольтметром В7-40 и Pt/Pt-Rh термопарой, откалиброванной по точкам плавления шести химически чистых веществ и температуре гомогенизации двух флюидных включений, синтезированных при известных РТ-параметрах. Отклонение градуировочной кривой от экспериментальных точек не превышает 4°С. Скорость нагревания образцов варьировала, в пределах 5-10°С/мин. Часть включений была изучена на микроскопе Olympus VX-51, с термокамерой Lincam TS-1500 (Институт Геохимии СО РАН). Анализ состава твердых фаз во включениях проводился с помощью электронного микроскопа LEO-1430VP (LEO Electron Microscopy Ltd.) с энергодисперсионным анализатором INCAEnergy 300.

Ранжирование редкоземельных элементов (на легкие и тяжелые лантаноиды) осуществлено в соответствии с «Геологическим справочником» (Солодов и др., 1987), а нормирование составов РЗЭ к хондриту (Sun, McDonough, 1989). Изученные минеральные виды классифицированы в соответствии с существующими справочниками (Минералы, 1960-1992 и программы Minspec 2002). Классификация некоторых минералов проведена согласно рекомендации Международной минералогической ассоциации.

Изотопный состав кислорода в оксидах, фосфатных и силикатных минералах, серы в алуните - определены в Лаборатории изотопных исследований ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток) на спектрометре Finigan МАТ 252. Изотопный состав стронция в безрубидиевых минералах и изохронный рубидий-стронциевый возраст метаморфизма пород определен на масс-спектрометре МИ-1201Т в Геологическом Институте СО РАН (аналитик В.Ф.Посохов).

Р-Т условия метаморфизма пород определены несколькими методами. На начальном этапе изученные минеральные парагенезисы сопоставлялись с известными петрогенетическими сетками (Добрецов, Соболев, 1972; Кориковский, 1979) и экспериментальными исследованиями по устойчивости минералов и ассоциаций (например силикатов глинозема с кварцем, мусковита с кварцем и др.). Количественная оценка температур метаморфизма, проводилась большей частью с использованием мусковит-парагонитового (Eugster, Yoder, 1955; Comodi, Zanazzi, 1997) термометра, амфибол-плагиоклазового (Геря и др., 1997; Плюснина, 1996; Blundy, Holland, 1990), биотит-гранатового (Перчук, 1989) и других минеральных геотермобарометров. Кроме того использованы термометры основанные на изотопных отношений кислорода в сосуществующих парах: кварц-магнетит, кварц-гематит, кварц-кианит, кварц-силлиманит' примененной для ряда областей высокоглиноземистых пород (Великославинский, 1972; Moecheri, Sharp, 1999; Chent, Gordon, 2000; Morteani, Ackermand, 2004; Zheng, Simon, 1991; Cavosie et al., 2002; Vannay et al., 1999). Проведено также непосредственное определение температур гомогенизации включений присутствующих в метаморфических минералах.

В процессе работы было выполнено свыше 900 микрозондовых и электронномикроскопических анализов, включая исследования твердых фаз во включениях, определен изотопный состав кислорода в кианите, силлиманите, лазулите, кварце, магнетите, гематите (13 анализов), серы в натроалуните (1 анализ). Использовано 50 химических анализов и 10 анализов химико-спектрального определения РЗЭ. Проведено термобарогеохимическое изучение включений (14 пластин) в метаморфическом кварце и лазулите.

Апробация результатов исследования. Автором опубликовано 16 ^ работ, включая 6 статей (5 в рецензируемых журналах) и 10 тезисов. Материалы по теме диссертации представлены в 3 статьях и 10 тезисах Полученные результаты докладывались на Первой Сибирской международной молодежной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2002), Региональной конференции «Проблемы геологии и географии Сибири» (Томск, 2003), XXI Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2005), Российской конференции «Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока» (Иркутск, 2005), ежегодных научных сессиях Геологического Института СО РАН.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из 5 глав, введения, заключения и списка литературы. Объем работы 175 машинописных страниц, в том числе 69 рисунков, 61 таблица. Список литературы содержит 146 наименования, включая 72 публикации в зарубежных изданиях.

Автор выражает искреннюю признательность и благодарность научному руководителю „к.г.-м.н. Г.С. Риппу за терпение, помощь и внимание в проведении исследований, советы и многочисленные дискуссии при подготовке диссертации. Автор считает своим приятным долгом поблагодарить А.Г. Дорошкевич за постоянную поддержку и помощь в проведении термометрических исследований, анализе полученных данных, Н.Н. Егорову за консультации при проведении петрографических исследований, а также А.Г. Булаху за ценные замечания, способствовавшие улучшению работы.

Особую признательность автор выражает Н.С. Карманову и С.В. Канакину за выполнение электронно-микроскопических исследований и высококачественных микрозондовых анализов, а так же А.А. Цыреновой, J1.A. Гусевой, Б.Ж. Жалсараеву, Т.И. Казанцевой, A.M. Огурцову и В.Ф. Посохову за проведение различных видов аналитических работ. Автор благодарен А.А. Цыганкову, А.В. Татаринову, Д.А. Орсоеву, Н.А. Дорониной за просмотр рукописи и ценные замечания. Хочу так же поблагодарить геологов ГФУП «Бурятгеоцентр» Г.П. Патрахина, В.В. Кошкина, B.C. Платова, А.А.Савченко, С.Г. Патрахина за оказанную помощь и поддержку на различных этапах выполнения работы.

Работа выполнялась при финансовой поддержке гранта Лаврентьевского конкурса молодежных проектов СО РАН № 119, Фонда содействия отечественной науке, Фонда поддержки ведущих научных школ РФ (НШ -2284.2003, НШ-2339.2006.5), проекта РФФИ № 03-05-65270.

1. Состояние проблемы

Регионально метаморфизованные горные породы слагают большую часть земной коры континентов, поэтому процессы метаморфического преобразования пород относятся к числу важных в науках о Земле. Эти преобразования происходят при различных величинах Р и Т, на основании которых выделяются высокобарические (эклогит-голубосланцевые), среднебарические (кианитовые) и низкобарические (андалузит силлиманитовые) фациальные серии метаморфитов. В одних случаях рост давления опережает рост температуры (правосторонний тренд), в других -наоборот (левосторонний тренд). При исследовании метаморфических пород определяются ведущий тип протолита, структурные особенности пород, продолжительность метаморфических процессов, возраст метаморфизма, степень сохранности первичных соотношений чехла с фундаментом. Известно, что метаморфическое преобразование происходит в условиях с различными термодинамическими параметрами, которым отвечают минеральные парагенезисы. Последние положены в основу выделения метаморфических фаций. При оценке давления и температуры используют метод геологической термобарометрии, позволяющий рассчитывать Р и Т по составу минералов. Это дает возможность судить о термодинамической обстановке в момент их формирования. Оба фактора обуславливают с одной стороны преобразования месторождений полезных ископаемых, а с другой - образование новых месторождений.

Термин «высокоглиноземистые породы» часто встречается в литературе, но его общепринятое определение отсутствует. В ряде публикаций предлагается высокоглиноземистыми называть породы (остаточные, осадочные, гидротермальные, метаморфические), содержащие в своем составе значительные количества минералов глинозема, в которых A1203>K20+Na20+Ca0 (Кулиш, 1973; Михайлов, 1988). Нами под этим термином рассмотрены метаморфические породы, содержащие полиморфные модификации Al2Si05 (андалузит, кианит и силлиманит). Эти минералы широко распространены среди метаморфических образований средне- и высокотемпературных степеней метаморфизма (Фации метаморфизма, 1970). Их состав в большинстве случаев почти точно отвечает молярному отношению

А1203: Si02=l:l.

Региональный метаморфизм, сопровождающийся миграцией породо- и рудообразующих элементов, в ряде случаев приводит к возникновению рудных скоплений, достигающих размеров промышленных месторождений (Белевцев, 1979). Собственно высокоглиноземистые комплексы относятся также к числу промышленно ценных образований. Среди них известны месторождения корунда, кианита и силлиманита. С высокоглиноземистыми породами генетически связаны проявления железных и марганцевых руд, титана, бора и редких элементов (Кулиш, 1973). Эта группа пород, содержащая редкоземельные или радиоактивные элементы, могла бы существенно расширить нетрадиционные источники этих элементов (Dill, 2001). Кроме того, в ряде проявлений высокоглиноземистых пород встречается лазулит. Он образует выделения, которые представляют интерес в качестве ювелирного сырья (Смит, 1980). Как ювелирно-поделочный камень лазулит попутно с другими самоцветами добывается из пегматитов Бразилии, Намибии и россыпей Заира, Индии и Мадагаскара (Литошко и др., 1989). Лазулит установлен во многих объектах Западного Забайкалья. Г.А. Юргенсон провел изучение свойств лазулита как ювелирно-поделочного сырья на Ичетуйском кианитовом проявлении, где ориентировочные запасы лазулита составили 1-2 тоны при содержании 1-20 % при выходе кондиционного сырья до 10% (Юргенсон, 2001).

Высокоглиноземистые породы во многих районах мира рассматриваются как источники глинозема при образовании бокситов в фанерозое (например, бокситы Енисейского кряжа). При интенсивном метаморфизме глинистых пород, содержащих титан, путем собирательной кристаллизации происходит образование рутила, а иногда и ильменита. Не востребованными пока в России являются месторождения минералов группы силлиманита и титана, связанные с метапелитами (Каргополов и др., 2005). К этому типу относятся месторождения Кяхтинское рутил-силлиманитовое в Забайкалье и Кейвское существенно кианитовое с рутилом и ильменитом (Кольский полуостров).

К метаморфическим месторождениям относят корундовые руды, которые подразделяются на две группы. К первой относят корундовые залежи в кристаллических сланцах докембрийского возраста. Это слюдяные сланцы, содержащие корунд, кианит, силлиманит, биотит, мусковит, рутил, Маргарит, гематит (месторождения Индии и Южной Якутии). К метаморфическим образованиям относятся также некоторые типы высокоглиноземистого сырья, включая кианитовые и силлиманитовые. К первому относится Кейвское месторождение, расположенное в восточной части Кольского полуострова и приуроченное к верхнеархейской толще слюдяно-гранатовых, ставролит-гранатовых, кианитовых, ставролит-кианитовых сланцев и кварцитов. Они представляют собой продукт регионального метаморфизма высокоглиноземистых осадочных пород в условиях кианит-альмандин-мусковитовой субфации. Другая группа приурочена к метаморфическим породам, состоящим из чередующихся пачек мраморов и сланцев. Руды этой группы состоят главным образом из хлоритоида, корунда, Маргарита, пирофиллита, диаспора, рутила, мусковита и т.д. Примером ее являются месторождения Среднего Урала, Средней Азии, Греции (Горжевский, Козеренко, 1965). Считается, что большая часть этих месторождений возникла при метаморфизме бокситов.

Примером второго типа служит Кяхтинское силлиманитовое месторождение в Западном Забайкалье. Оно приурочено к толще парагнейсов и кристаллических сланцев предположительно протерозойского возраста. Эта толща состоит из чередования горизонтов силлиманитсодержащих сланцев, биотитовых и роговообманковых парагнейсов.

Для полиморфных модификаций Al2Si05 достаточно четко проявляется связь с определенными группами пород. Установлено, что андалузит характерен для контактовых ореолов малоглубинных интрузивов. Силлиманит распространен в основном в высокотемпературных, а кианит в среднетемпературных регионально-метаморфических образованиях. Эти модификации обеспечивают информацию о температуре и давлении метаморфизма, а в породах, содержащих более чем одну модификацию еще и Р-Т границы (Kerrick, 1990; Pattison, 2001) и используются для интерпретации метаморфической истории региона (Hodges, Spear, 1982).

Особый интерес представляет совместное нахождение двух и трех минеральных модификаций Al2Si05 (Pattison, 2001). В большинстве пород, содержащих более чем одну такую полиморфную модификацию, минералы образуются в результате последовательной кристаллизации в зависимости от давления и температуры. Сосуществование андалузита и силлиманита свидетельствует о низких давлениях и высоких температурах метаморфизма, происходящим при прогрессивном прогреве без возрастания давлений, в контактах ореолов магматических плутонов (Pattison et al., 2005). Ассоциация андалузита с кианитом менее распространена и проявляется в породах метаморфизованных при давлении ниже тройной точки Al2Si05 (Pattison, 2001), хотя описаны случаи преобразования андалузита в кианит (Лиханов и др., 2001). Нахождение в природе совместно кианита, силлиманита и андалузита еще более редко (Ушакова, 1966; Pattison, 2001; Whitney, 2002). Во многих случаях для парных парагенезисов исключается возможность неполного замещения высокотемпературной фазы низкотемпературной на регрессивной стадии, так как фиксируется более позднее образование первой (силлиманита) непосредственно в низкотемпературной модификации. Это происходит только при значительном перегреве пород (Фации метаморфизма, 1970). Различие химических составов сосуществующих природных модификаций Al2Si05 незначительны, хотя отмечается несколько большее содержание окисного железа у андалузита, чем у кианита. В то же время экспериментальные данные свидетельствуют о том, что присутствие примесей способствуют образованию одной модификации вместо другой. Так синтез минералов при высоких давлениях в присутствии фтора приводила к образованию силлиманита вместо кианита, а примесь магния благоприятствовала образованию андалузита. Сказанное свидетельствует о важности определения последовательности кристаллизации минеральных парагенезисов в породах для понимания фазовых равновесий с изменением Р-Т параметров.

РТ-область устойчивости кианита согласно H.JL Добрецовцу с соавторами (Фации метаморфизма, 1970) соответствует фациям высоких давлений. Андалузит и силлиманит отмечаются в фациях как малых, так и средних давлений. При этом в первых преобладает андалузит, а во вторых силлиманит. Среди пород, обогащенных глиноземом, высокотемпературные фации регионального метаморфизма (гранулитовая и амфиболитовая) характеризуются широким распространением минеральных парагенезисов с силлиманитом. Образование последнего обычно не зависит от других полиморфных модификаций силиката алюминия и почти всегда является результатом реакций, которые ведут также к кристаллизации слюды. Изучение природных ассоциаций и экспериментальные данные свидетельствуют о том, что появление силлиманита, особенно его фибролитовой разновидности, в отличии от проявлений кианита и андалузита, обусловлено не только температурой и давлением, но и присутствием гироксила и фтора (Питчер, 1967).

Андалузит характерен для самых нижних ступеней высокотемпературного регионального метаморфизма и тяготеет к образованиям несколько пониженных давлений. Среди среднетемпературных (мусковитсодержащих) высокоглиноземистых сланцев андалузит распространен больше силлиманита. Последний в ассоциации с мусковитом встречается лишь при повышенных давлениях, переходных к условиям фации дистеновых сланцев (Фации метаморфизма, 1970).

Природные минеральные парагенезисы силлиманита, андалузита и кианита разнообразны. Они отмечаются с большой частью минералов характерных для метапелитов: гранат, кордиерит, калишпат, биотит - на высокотемпературных ступенях; гранат, ставролит, мусковит, биотит - на среднетемпературных и хлоритоид, хлорит, мусковит, изредка пирофиллит - на низкотемпературных ступенях. Почти постоянно им сопутствуют кварц и плагиоклазы. В высокотемпературных недосыщенных кремнеземом породах силлиманит (реже - андалузит и кианит) встречается со шпинелью и корундом. Более редкий его парагенезис с сапфирином характеризует области высоких давлений, где он вытесняет ассоциацию кордиерита, корунда и шпинели (В aba, 1999). Высокоглиноземистые породы, содержащие пирофиллит имеют пониженные (около 400 °С) температуры образования Al2Si05 происходящие по реакции Pyrophyllite = Al2Si05 + Quartz + Н20 (Pattison, 2001).

Проблема фосфатного и сульфат-фосфатного минералообразования в процессе метаморфизма высокоглиноземистых пород до настоящего времени остается еще слабо изученной. Из общего числа известных минералов фосфора превышающего 300, только несколько десятков минеральных видов относится к фосфатам и сульфат-фосфатам алюминия (Jambor, 1999). Эти минералы встречаются в метаморфических, магматических, а также осадочных породах (Stoffregen, Alpers, 1987). Большая часть из них образует твердые растворы между собой. Свыше 95% фосфатов в земной коре связано в виде апатита (Дудкин, 1977, Nriagu, Moore, 1984). К числу устойчивых фосфатов трехвалентных катионов относятся монацит и ксенотим.

Фосфаты и сульфат-фосфаты встречаются в сапролитах, фосфоритах, латеритах, бокситах, аргиллитах и известняках (Nriagu, Moore, 1984). Разложение гидроксилфторапатитов и карбонатгидроксилфторапатитов в фосфоритах приводит к образованию в основном полифазных минералов группы вардита, крандаллита и вавелита (Nriagu, Moore, 1984). При фосфатизации фосфоритов в глинистом материале образуются миллисит и таранкит.

Алюмофосфатная и сульфатная минерализация представляют своеобразный комплекс в корах выветривания. Это минералы, среди которых присутствуют кальциевые (группа апатита), алюмокальцивые фосфаты, алюмофосфаты и железофосфаты. Другая форма проявления фосфатов это адсорбция ионов Р043" из раствора положительно заряженными коллоидными гидроокислами железа и алюминия и фиксация их глинистыми минералами, способствующая накоплению фосфора в составе глинистой фракции. Устойчивость фосфатных минералов в корах выветривания различными авторами оценивается по-разному. Одни относят апатит к хорошо сохраняющемуся в корах выветривания (Капустин, 1971; Арсеньев и др., 1971), другие оценивают его как умеренно устойчивый (Казанский, 1961; Кухаренко, 1961). Известно, что устойчивость апатита зависит от состава вмещающих пород, а ведущим процессом при его выветривании является растворение, в то время как для алюмосиликатных минералов - гидролиз, катионный обмен, гидратация. Считается также, что апатит является источником для более поздних фосфатов алюминия. В зоне выветривания Ессейского карбонатитового массива встречается как реликтовый апатит, так и вторичный фосфат. Наряду с кальциевыми фосфатами в корах выветривания, развивающихся по карбонатитам, встречаются алюмофосфатные минералы. В числе последних преобладает вавеллит, в небольших количествах встречаются крандаллит и горсейксит (Занин, 1970).

В условиях латеритного выветривания алюмофосфатные минералы нередко образуются по кальциевым фосфатам. Почти во всех случаях они представлены вавелитом и крандаллитом (Занин, 1975). При выветривании апатитсодержащих карбонатных пород в коре выветривания происходит накопление апатита, часто в несколько раз превосходящее содержание его в исходном субстрате.

Известны также случаи концентрации редкоземельных элементов в фосфатных минералах кор выветривания. В зависимости от типа выветриваемых пород концентрируются либо существенно легкие лантаноиды (если источником являются карбонатиты), либо иттрий и тяжелые лантаноиды (в корах выветривания по щелочным гранитам). Примером последнего случая являются месторождения кор выветривания в провинции Цзянси, являющиеся главным источником получения иттрия и элементов иттриевой группы в Китае.

Алюмофосфат-сульфатная минерализация описана в кислых вулканических и субвулканических породах третичного - четвертичного возраста, реже в пегматитах. Они образовались при гипогенном гидротермальном их преобразовании (алунитизации, аргилитизации). Такие проявления встречены в Эль Сальвадор, Перу, Чили, Индонезии (Dill et al., 1995, Dill, 2001). Преобладающими минералами являются сульфаты: (алунит, натроалунит, ярозит), реже образуются сульфат-фосфаты (вудхаузеит-сванбергит, гинсдалит, фосфорсодержащий алунит, горсейксит). Присутствие фосфора и редкоземельных элементов приводит к образованию крандаллита, флоренсит - горсейксита.

Фосфаты и сульфат-фосфаты алюминия, такие как лазулит, аугелит, троллеит, вагнерит, вардит, флоренсит, монацит, гояцит, крандаллит, сванбергит, вудхаузеит и ряд других минералов описаны в метаморфических породах некоторых регионов (Rusmussen, 1996; Morteani, Ackermand, 1996, 2004; Dill, 2001; Избродин, 2004). Алюмосульфат-фосфатная в том числе и редкоземельная фосфатная минерализация отмечается в небольшой группе регионально метаморфизованных высокоглиноземистых пород (Dill, 2001). Благоприятным условием образования подобных минералов в течении метаморфических процессов является наличие свободного глинозема. Источником некоторых высокоглиноземистых месторождений обогащенных алюмофосфат-сульфатными минералами и рутилом, могли быть сапролиты или бокситы (Dill, 2001). Этим в частности обусловлено разнообразие минеральных парагенезисов (в том числе фосфатных) в метаморфических породах.

Из-за неопределенности границ среди алюмофосфат-сульфатных и сульфатных минералов (Scott, 1987; Jambor, 1999; Dill, 2001) принадлежность ряда из них к той или иной группе не всегда однозначна. Об этом свидетельствует дискуссия по номенклатуре минералов группы алунита, развернувшаяся в последние годы (Jambor, 1999, 2000; Scott, 1987, 2000), а также выявленные случаи взаимоперехода минералов разных групп и образования между ними непрерывных твердых растворов (Dill, 2001; Силаев и др., 2001; Избродин и др., 2005; Репина, Юзеева, 2005). Многие фосфаты и сульфат-фосфаты алюминия отвечают формуле АВз[Х04]2(0Н)б, где А - одно-, двух- и трехвалентный катион (Na, U, К, Ag, NH4, Pb, Са, Ва, Sr, REE), В -позиция занимается катионами алюминия, железа, меди и цинка. В природных соединениях анион [Х04]п" в большинстве случаев занимает сера или фосфор, значительно реже мышьяк. Описаны случаи замещения комплекса Х04 - С032", Sb043", СЮ42" и Si042"(Botinelly, 1976; Scott, 1987; Jambor, 1999). Широкий изоморфизм элементов в минералах, сложная их диагностика предопределяет возможность нахождения новых минералов (Moor et al., 1975; Li, et al., 1992; Pring, et al., 1995; Jambor, et al., 1996).

Среди алюмофосфатных минералов относительно детальная информация имеется лишь по наиболее часто встречающемуся и легко диагностируемому лазулиту. Лазулитом принято называть минерал, в котором отношение Mg:Fe > 1, а скорцалитом при отношении < 1 (Pecora, Fahey, 1950). Этот минерал установлен в различных породах. Он описан во вторичных кварцитах Казахстана (Наковник, 1968), Армении, Дальнего Востока (Наковник, 1968). Лазулит и скорцалит известен в пегматитах Сибири (Луговской, 1965). Минерал встречен в ангидрид-гипсовых (Гурвунурское железорудное месторождение, Западное Забайкалье), тальк-фосфатных породах (месторождение Чулуктау, Гапеев и др., 1968). Наиболее распространен он в высокоглиноземистых андалузит-, кианит-, силлиманитсодержащих породах. Такие проявления известны в провинции Юкон в Канаде (Campbell, 1962), США в Винсконсене (Olsen, et al., 1963), Грэйвз Маунтин (Robinson et al., 1992), Северо-Байкальском нагорье (Макрыгина и др., 1976), Забайкалье (Рипп, Канакин, 1998; Юргенсон, 2001; Избродин, 2002, 2005) и других проявлениях.

Значительно больше информации имеется по алюмосульфатным минералам, в частности, по группе алунита. Минералы этой группы встречаются в широком диапазоне геологических обстановок, включая метаморфические, вулканические и осадочные. Проявления алунита известны в измененных аргиллизированных породах в Веленсии и Токай, в трахитах

Чивита Веккья (Bajnoczi, 2002). Они распространены в породах, подвергшихся «алунитизации» на месторождениях Оурей, Береговского, Заглиг-Дашкесана (Кашкай, 1969). Алунит с гематитом и кварцем установлен в гнейсовидных кристаллических сланцах в Хиккейс-Понде (Дэна и др., 1953).

Редко в природных объектах встречается натроалунит. Он известен на проявлениях Шугарлоф-Бьютт, Идзу, Калгурли, в Саламанке (Дэна и др., 1953; Dill, 2001), а также в некоторых эпитермальных проявлениях Бразилии (Juliani, et al., 2005), Австралии (Allibone, et al., 1995). Натроалунит встречается в высокоглиноземистых породах Уайт Маунтин (Wise, 1975), районе Пофаддер (Stoffregen, Cygan, 1990). В них он ассоциирует с кварцем, пирофиллитом, андалузитом, фосфатами и сульфат-фосфатами - такими как лазулит, аугелит, вудхаузеит, сванбергит и другими. С подобным парагенезисом натроалунит установлен на Ичетуйском проявлении (Рипп и др., 1998; Избродин и др., 2005).

Экспериментальные исследования показывают, что алунит может быть стабильным до 400 °С при давлении в 1 кбар. Температуры образования природного алунита варьируют в интервале от 60-330 °С (Dill, 2001). Экспериментальные данные полной смесимости алунита и натроалунита указывают на температуру 450 - 350 °С, а образование самого натроалунита не ниже 250 °С (Stoffregen, Cygan, 1990).

Ограничена информация о редкоземельной фосфатной минерализации в метаморфических породах. В одних случаях она ассоциирует с ильменитом и цирконом (Австралия, Бразилия, Индия и др.), в других с касситеритом, колумбитом, цирконом (Нигерия, Таиланд, Яно-Колымский регион). В целом с лазулитовым парагенезисом (кварц, мусковит, андалузит, силлиманит, рутил, корунд, хлоритоид, кианит и фосфаты алюминия) часто ассоциируют акцессорные флоренсит, иногда монацит и ксенотим. К числу таких объектов относится и изученные нами проявления Юго-Западного Забайкалья.

В настоящее время отсутствуют данные по РТ условиям образования фосфатных минералов в метаморфизованных высокоглиноземистых породах. Это связано с тем, что такие породы, представляя особый генетический тип, имеют сложный состав, включающий трудно диагностируемые минералы (Dill, 2001).

Изучение природных объектов (Лобач-Жученко, 1963; Wise, Loh, 1976; Ek Roland, Nysten, 1990; Dill, 2001 и др.) и экспериментальные исследования показывают, что алюмофосфатные минералы имеют широкое поле стабильности - от диагенеза (Rasmussen, 1996) до амфиболитовой фации (Wise, 1975; Schmid-Beurmann et al., 1997). Установлено, что составы алюмофосфатных и сульфатных минералов в значительной мере контролируются физико-химическими (Eh, рН) условиями образования (Stoffregen, et al., 1994), позволяющими реконструировать эволюцию среды (Dill, 2001). Некоторые минералы из этой группы могут быть использованы для изучения трансформации состава стабильных изотопов, оценки источников вещества, равновесности системы и определения температур образования пород. Так, например по Вайзу и Лоху (Wise, Loh, 1976) оторочки троллеита вокруг аугелита образующиеся по реакции:

Augelite+quartz=kyanite(sillimanite)+trolleite+H20 A12(P04)(0H)3+Si02 = Al2Si05+Al4(P04)3(0H)3+H20 указывают на поле стабильности с температурой до 475 °С (Morteani, Ackermand, 2004). Лазулит и изоструктурный с ним скорцалит, также имеют широкое поле стабильности. По экспериментальным данным лазулит при 0.2 GPa устойчив до 660°С, а скорцалит при этом же давлении до 525 °С (Wise, Loh 1976; Schmid-Beurmann et al., 1997, 2000). Тем не менее, эти минералы не дают полной информации об условиях образования метаморфических пород. Такая информация может быть получена в случаях присутствия других фосфатных минералов, особенно с варьирующими составами катионов и анионов.

Среди фосфатных и сульфатных минералов высокую информативность имеет апатит. Он является одним из распространенных минералов магматических, метаморфических и осадочных пород. Вариации его состава зависят с одной стороны от условий образования (Harrison, Watson, 1984), с другой - от обогащенности среды минералообразования REE, Sr, U, Na, Si, S, и другими компонентами. Многие исследователи относят апатит к числу минералов, отражающих REE тренды в изверженных породах (Nriagu, Moore, 1984; Kovalenko et al., 1982). Поэтому он занимает значимую роль в понимании и моделировании изверженных петрогенетических процессов (Rakovan, Reeder, 1994). REE из фосфоритов используется для палеореконструкции осадкообразования (Poitrasson et al., 2002), а с помощью изотопного состава углерода устанавливается тип полеобассейна (Sano et al., 1999). Изучение включений в апатите применяется для оценки параметров постмагматических процессов (Harlov et al., 2002) и физико-химических условий метаморфизма (Журавель, 1969). При установлении условий породообразования используются отношения Sr/Na, Sr/Mn (Hogarth, 1989; Stoppa, Cundari, 1995). Например, высокие содержания Na в апатитах характерны, главным образом, для щелочных магматических пород, a F-C1-OH выступает в качестве индикатора фугитивности летучих в магматическом процессе (Liu, Comodi, 1993). Присутствие фтора часто указывает на магматическое происхождение пород (Treloar, Colley, 1996). Экспериментами показано, что степень обогащения серой апатита может быть использована для оценки содержаний ее в магме (Baker et al., 1996). При этом установлено что, уровень ее концентрации контролируется также температурой расплава (Peng et al., 1997). Сера является также одним из типичных компонентов апатита метаморфогенных пород (Васильева, 1968). Поэтому концентрации SO3 в апатитах Кяхтинского месторождения, многократно превышающие известные нам содержания в минерале из других пород, представляют особый интерес в качестве объекта петрогенетических исследовании. Из сказанного вытекает, что для установления метаморфической истории пород необходимо получение новых дополнительных данных о фосфатных и сульфат-фосфатных минералах. Во многих силикатных минералах такая информация теряется при их перекристаллизации и (или) разрушении в течение метаморфизма.

В Юго-Западном Забайкалье, являющемся частью Центрально-Азиатского складчатого пояса, установлено более двадцати участков с метаморфизованными высокоглиноземистыми породами (рис. 1.1). Часть из них приурочена к полосе, протягивающейся в бассейнах рек Джиды и Чикоя (Ичетуйское, Кяхтинское, Леоновское, Харанхойское, Лево-Чемуртайское) (рис. 1.1). В направлении с запада на восток в составе пород этих проявлений отмечается смена кианитовой ассоциации (Ичетуйское проявление), через кианит-силлиманитовую (Харанхойское) к силлиманитовой (Кяхтинское месторождение).

По условиям метаморфизма высокоглиноземистые породы могут быть подразделены на две группы. Одна из них сформировалась в высокотемпературных условиях, другая в высокобарических. В первой группе (Кяхтинское месторождение), минеральные парагенезисы которой соответствуют субфации силлиманит-биотитовых гнейсов по (Добрецов и др., 1980), породы представлены силлиманитсодержащими кварцитами, силлиманит-мусковитовыми и силлиманит-полевошпат-кварцевыми сланцами с повышенным содержанием рутила и ассоциируют с гнейсами, гнейсо-гранитами и мигматитами.

Вторая группа образовалась в высокобарической обстановке (субфация дистен - мусковитовых сланцев) и представлена мусковит-кианитовыми и кианит - андалузитовыми сланцами.

Рис. 1.1. Схема распространения метаморф изо ванных высокоглинозем истых пород в Западном Забайкалье (по материалам ГФУП «Бурятгеоцентр»). Изученные участки: 1-Ичетуйский; 2-Лево-Чемуртаевский; З-Кяхтинский; 4-Хоронхойский; 5-Леоновский. Круги: желтое - силлиманиговые, синие - кианитоные и кианит-андалузитовые проявления.

При изучении процессов преобразования высокоглиноземистых пород на этих участках наиболее сложным и важным было выяснение последовательности минералообразования и распределения химических компонентов при изменении температуры и давления между сосуществующими минералами как в ходе прогрессивного так и регрессивного этапов метаморфизма.

В качестве источников вещества при образования метаморфических высокоглиноземистых пород могли быть бокситы, вторичные кварциты и магматические породы, обогащенные алюминием. Сланцы и гнейсы с

1 высокоглиноземистыми минералами относят к ларапородам, возникшим в результате метаморфической переработки первичного осадочного глинистого или песчано-глинистого материала в условиях регионального метаморфизма (Кулиш, 1973, Горошников, 1971). Изучая литолого-стратиграфические, минералогические и другие особенности высокоглиноземистых метапород, исследователи приходят во многих случаях к выводу о первичноосадочном происхождении большинства силлиманитовых, кианитовых и андалузитовых сланцев и гнейсов. Существуют и другие точки зрения на образование высокоглиноземистых пород. Контактово-метасоматическое происхождение силлиманитовых сланцев Кяхтинского месторождения обосновывает И.В. Шергин (1958). По его мнению, эти породы образовались в результате приконтактового выщелачивания кислых эффузивов и их туфов с последующем превращением в силлиманитсодержащие сланцы и гнейсы. В.В. Хлестов и Е.Н. Ушакова (Хлестов, Ушакова, 1963) считают, что силлиманитсодержащие гнейсы произошли в результате процессов интенсивного выщелачивания, приводящих к выносу не только сильных, но и слабых оснований, а также амфотерного глинозема. Конечным результатом этого процесса предпологалось образование кварцитов, а на промежуточной стадии - силлиманитсодержащих пород. О возможности образования силлиманита под действием гидротермальных растворов в условиях изменения режима кислотности-щелочности отмечается в работах Д.С. Коржинского, B.C. Соболева, С.П. Кориковского и многих других исследователей (Горошников, 1971).

Заключение диссертации по теме «Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения», Избродин, Иван Александрович

Выводы. Полученные результаты показали, что первичные метаморфогенные включения не достигают гомогенизации и декрепитируют при температурах 680-710°С. При этом во включениях оставались не растворенными газовая и твердая фазы. Состав дочерних (подплавленных) кристаллов в декрепетированных включениях указывает на то, что кроме компонентов алюмосиликатной составляющей, раствор содержал щелочи, железо и титан. Присутствие до 4.72 мас.% S03 в дочерних кристаллах позволяет считать, что сера присутствовала уже на этапе прогрессивного метаморфизма. Такие концентрации S03 в минералах отражают специфические условия их образования и свидетельствует о высоком потенциале кислорода при образовании высокоглиноземистых пород.

Температуры декрепитации (368-375 °С) газово-жидких включений неясной природы сопоставимы с температурами полученными по мусковит -парагонитовому термометру (рис. 4.3).

3.3 Изотопная характеристика высокоглиноземистых пород

Изотопный состав кислорода определен в кварце, гематите, лазулите, кианите и силлиманите из пород Ичетуйского, Леоновского, Лево-Чемуртаевского проявлений и Кяхтинского месторождения. Изотопный состав сульфатной серы анализировался в натроалуните Ичетуйского проявления. Основной целью этих исследований было решение трех задач: 1 - оценка равновесности в парах минералов; 2 - оценка температур метаморфизма пород; 3- решение вопроса об источнике вещества высокоглиноземистых пород. Результаты анализов (табл. 3.31) свидетельствуют об обогащенности всех изученных минералов легким изотопом кислорода, что указывает на участие метеорных вод при формировании высокоглиноземистых пород. Исследования подтвердили также равновесность изученных пар минералов, что позволило использовать их для расчета температур (см. табл. 4.1).

Заключение

Проведенными исследованиями метаморфических пород выявлено разнообразие минеральных видов и вариации их составов, зависящих от РТ параметров метаморфических процессов. Взаимоотношения минеральных парагенезисов обоих проявлений свидетельствует о двух этапах преобразования высокоглиноземистых пород, соответствующих прогрессивному (амфиболитовая и эпидот-амфиболитовая фации) и регрессивному метаморфизму. Для первого характерны силлиманит, кианит, мусковит, кварц, рутил, полевые шпаты, биотит, лазулит, вагнерит и троллеит. В это время окислительный потенциал кислорода был относительно низок, о чем свидетельствуют присутствие в системе лишь закисной формы железа и отсутствие сульфатной серы. Регрессивный этап характеризовался последовательно увеличивающейся фугитивностью кислорода, что обусловило формирование кварца, мусковита, андалузита, гематита, бемита, диаспора и большой группы фосфатных и сульфат-фосфатных минералов.

Интересной особенностью проявлений, образовавшихся в различных РТ-условиях, фиксируются близость парагенезисов фосфатных и сульфат-фосфатных минералов и широкие вариации содержаний в них алюминия, кальция, стронция, магния, бария, редкоземельных и других элементов.

Закономерное появление определенных групп фосфатных и сульфат-фосфатных минералов в высокоглиноземистых породах Юго-Западного Забайкалья, образованных в различных термодинамических условиях; позволяет заключить, что магний, железо, стронций, кальций, натрий, REE, барий, сера и фосфор присутствовали в дометаморфическом субстрате, а не привносились из вне.

Образование уникальной по видовому составу алюмофосфатной, алюмосульфат-фосфатной минерализации в породах с относительно невысокими валовыми содержаниями Р и S в субстрате логичнее объясняется сочетанием амобильности Р и S в процессах изохимического регионального метаморфизма, и высокой глиноземистости исходных пород ограничивающей вхождение фосфора и серы в породообразующие минералы, препятствуя рассеянию этих элементов. Возникшие локально высокие концентрации Р и S привели к кристаллизации собственных минералов этих элементов.

Формирование собственно высокоглиноземистых пород происходило при f-? температурах выше 600°С/при росте потенциала кислорода от начальных стадий к завершающим. Свидетельством этого является смена фосфатных минералов более водосодержащими минералами, заменой магнетита титано-гематитом и гематитом. Высокая активность кислорода подтверждается присутствием сульфатной серы,., от начальной стадий формирования высокоглиноземистых пород (во вюпочениях^до завершающий с образованием сульфат-фосфатной и сульфатной минерализации.

Реконструкция первичного состава пород, изотопный состав силикатных и оксидных минералов дает основание предполагать существование глинистой коры выветривания, образованной по породам богатых титаном.

В процессе проведения исследований установлено несколько недиагностированных минералов,.и недостаточно изученных минералов. Они могут представлять новые минеральные виды групп алунита, плюмбогуммита, апатита и других групп. Установленный широкий изоморфизм минералов и специфические условия их образования является предпосылкой для выявления новых минеральных видов.

161

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Избродин, Иван Александрович, 2006 год

1. Беренгилов В.В. Геологический отчет о поисково-ревизионных работах, проведенных Кяхтинским поисковым отрядом в 1956г. (Кяхтинская группа месторождений рутилоносных силлиманитовых сланцев). БурТГФ. 1957.

2. Дембо Т.М. Отчет по теме: Изучение геологии, вещественного состава и генезиса силлиманитовых месторождений Кяхтинской группы и прилегающих районов Бурят-Монголии. БурТГФ. 1958.

3. Казаков В.В., Жуков Е.С. и др. Промежуточный отчет о результатах работ Ичетуйской партии за 1960г. БурТГФ 1961

4. Кошкин В.В. Геологическое строение среднего течения реки Селенги (информационный отчет Кяхтинской партии за 1998-2001г.г.). Улан-Удэ. 2002.

5. Левичев Б.А., Кондакова Э.С. Геологический отчет о результатах поисковых работ масштаба 1 : 50 ООО на нефелин, проведенные в бассейне нижнего течения реки Джиды Ичетуйской партией в 1961г. БурТГФ. 1962.

6. Финько В.И. Кора выветривания Кяхтинских силлиманитовых месторождений. (БГУ, ИГЕМ). БурТГФ. 1961.

7. Холод Ю.М. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейна реки Джиды. Отчет о результатах работ масштаба 1:50 000 Ичетуйской партии. БурТГФ. 1971.

8. Шергин И.В. Минералогия и вещественный состав силлиманитовых сланцев месторождения «Черная Сопка» Кяхтинского района. ИРГИРЕДМЕТ. 1958.1. Опубликованная

9. Арсеньев А.А. Вировлянский Г.М., Смирнов Ф.Л. Генетические типы промышленных месторождений апатита. М.: Недра, 1971. С. 15-16.

10. Белевцев Я.Н. Метаморфогенное рудообразование. М: Недра, 1979 . С.47.48.

11. Васильева З.В. Минералогические особенности и химический состав апатита // Апатиты. М.: Наука, 1968. С. 31-59.

12. Великаславинский Д.А. Сравнительная характеристика регионального метаморфизма умеренных и низких давлений. Ленинград: Наука, 1972. 143с.

13. Володичев О.И. Метаморфогенные цирконы докембрийских комплексов Карелии (Балтийский щит) // ЗРМО. 2005. Вып. 3. С. 25-41.

14. Гапеев А.П., Смирнов А.И., Аленов Е.С. О метаморфических апатитовых породах Малого Каратау. М.: Наука. 1968. С. 317-325.

15. Геря Т.В., Перчук JI.JL, Трибуле К., и др. Петрология Туманшетского зонального метаморфического комплекса, Восточный Саян // Петрология. 1997. Т.5. № 6. С. 563-595.

16. Горжевский Д.И., Козеренко В.Н. Связь эндогенного рудообразования с магматизмом и метаморфизмом. -М.: Недра, 1965. С. 234-235.

17. Горошников Б.И. Петрология высокоглиноземистых кристаллических пород докембрия Украины. Киев, Наукова Думка, 1971. С. 159-161.

18. Добрецов Н.Л., Соболев B.C. Фации метаморфизма. М.: Недра, 1970. С. 223-224.

19. Добрецов Н.Л., Соболев B.C., Ушакова Е.Н. Метаморфические фации и формации: Учеб. Пособие. -Новосибиск.: НГУ, 1980. С. 23-26.

20. Долгов Ю.А., Макагон В., Соболев B.C. Жидкие включения в дистене из метаморфических пород и пегматитов Мамского района (Северо-Восточное Забайкалье) // ДАН. СССР. 1967. Т. 175. № 2. С. 347-353.

21. Долгов Ю.А. Включения в минералах метаморфических пород как показатель условий метаморфизма // Проблемы петрологии и генетической минералогии: М.- 1970, Наука. Т. 2.С. 272 280.

22. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов A.M., Скляров Е.В. и др.

23. Возрастные рубежи и геодинамическая обстановка формирования комплекса метаморфического ядра Бургутуйского хребта (Юго-Западное Забайкалье) // Материалы Второй Российской конференции по изотопной геохронологии. 2003 г. Санкт-Петербург. С. 153-155.

24. Другова Г.М., Глебовицкий В.А. Некоторые закономерности изменения состава граната, биотита, роговой обманки при региональном метаморфизме // Региональный метаморфизм докембрийских формаций СССР. М., Ленинград: Наука, 1965. С. 33-46.

25. Дудкин О.Б. Геохимия и закономерности концентрации фосфора в щелочных массивах Кольского полуострова. Ленинград: Наука, 1977. 123 с.

26. Дэна Д.Д., Дэна Э.С., Пэлач Ч., и др. Система минералогии. М.: Иностранной литературы, 1953. Т 2. С. 658-659.

27. Журавель Р.Ф. Особенности генезиса апатитов из глубокометаморфизованных пород Юго-Западного Прибайкалья: Автореф. канд. геол.-м.наук. Новосибирск, 1969. 21 с.

28. Закруткин В.В. Об эволюции амфиболов при метаморфизме // ЗВМО. 1968. Вып. 1.С. 13-23.

29. Занин Ю.Н., Григорьева Т.Н., Чилеко Э.Ф., Новожилова М.В.

30. Алюмофосфатные минералы Телекского месторождения // ЗВМО. 1970. Вып.6. С. 752-756.

31. Занин Ю.Н., Жирова JI.T., Сердюкова П.А. Фосфаты зоны выветривания Ессейского массива (север Сибирской платформы) // Геология и геофизика. №3. 1972. С.112-114.

32. Занин Ю.Н. Вещественный состав фосфатноносных кор выветривания и связанных с ними месторождений фосфатов. Новосибирск: Наука, 1975. 93 с.

33. Избродин И.А. Состав и условия метаморфизма высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья. // Вестник Томского государственного университета. 2003. № 3. С. 55-57.

34. Избродин И.А., Рипп Г.С., Карманов Н.С. Алуниты Ичетуйского проявления (Западное Забайкалье). // ЗРМО. 2005. Вып.4. С. 93-104.

35. Избродин И.А., Рипп Г.С., Карманов Н.С. Сульфатсодержащий апатит Кяхтинского силлиманитового месторождения (Западное Забайкалье). // ЗРМО. 2006. Вып.2. С. 71-82.

36. Избродин И.А. Генетические особенности метаморфизованных фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья // Матер, конференции «Теория, история, философия и практика минералогии.

37. Сыктывкар. 2006. С. 118-119.

38. Казанский Ю.П. Выветривание и его роль в осадконакоплении. М.: Наука, 1969. С. 43-44.

39. Канакин С.В., Карманов Н.С., Лапина М.Н. Алгоритм учета фона в рентгеноспектральном микроанализе с волновой дисперсией // III Всероссийская и VI Сибирская конференции по рентгеноспектральному анализу. Иркутск, 1998. С. 66.

40. Капустин Ю.Л. Минералогия карбонатитов. М.: Наука, 1971. 288 с.

41. Кашкай М.А. Группа алунита и его структурных аналогов // ЗВМО. 1969. Вып.2. С. 150-165.

42. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.: Наука, 1979.260 с.

43. Краснобаев А.А. Циркон как индикатор геологических процессов. М.: Наука, 1986. С. 49-51.

44. Кузнецова Ф.В. Нижнеичетуйекое месторождение лазулита // ЗВМО. 1971. Вып. 3. С. 358-359.

45. Кулиш Е.А. Высокоглиноземистые метаморфические породы нижнего архея Алданского щита и их литология // Тр. ИТ и Г., Хабаровск. 1973. 367 с.

46. Кухаренко А.А. Минералогия россыпей. М.: Госгеолтехиздат, 1961. 436с.

47. Лиханов И. И., Полянский О. П., Ревердато В.В. и др.

48. Метаморфическая эволюция высокоглиноземистых метапелитов вблизи панимбинского надвига (Енисейский кряж): Минеральные ассоциации, Р-Т параметры и тектоническая модель // Геология и геофизика. 2001. т. 42. № 8 С. 1205-1220.

49. Литошко Д.Н., Буканов В.В. Лазулит Севера Урала // ЗВМО. 1989. Вып. 1.С. 35-41.

50. Литошко Д.Н. Лазулит как индикатор продуктивных вторичных кварцитов // Тезисы докладов к XII конференции молодых научныхсотрудников по геологии и геофизике Восточной Сибири. ИЗК СО АН СССР. Иркутск. 1986. С. 108-110.

51. Лобач-Жученко С.Б. О находке лазулита в Байкальском нагорье. // ЗВМО. 1963. Вып. 6. С. 714-716.

52. Луговской Г.П. О скорцалите из пегматитов Сибири // ЗВМО. 1965. Вып. 2. С. 212-217.

53. Мазукабзов A.M., Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Кошкин В.В.

54. Природа метаморфических комплексов Юго-Западного Забайкалья // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. Том 1. М.: Геос, 2001. С. 392-394.

55. Макрыгина В.А., Ляпидес И.Л., Петров Б.В., Ширяева. Лазулит в метаморфических породах Северо-Байкальского нагорья // Минералы и парагенезисы минералов горных пород Ленинград.: Наука, 1976. С.102-107.

56. Милькевич Р.Н., Котов Н.В. В сб.: Вопроссы магматизма и метаморфизма. Ленинград: ЛГУ, 1972. Т.4 С. 46-57.

57. Михайлов Б.М. Классификация глиноземных пород // Бокситы и другие руды алюминиевой промышленности. М.: Наука, 1988. С. 14-19.

58. Наковник Н.И. Вторичные кварциты СССР и связанные с ними месторождения полезных ископаемых. -М.: Недра, 1968. 15 с.

59. Неелов Н.И. Петрографическая классификация метаморфических, осадочных и вулканических пород. Ленинград: Наука, 1980. 100 с.

60. Перчук Л.Л. Взаимосогласование некоторых Fe-Mg геотермобарометров на основе закона Нернста // Геохимия. 1989. №5. С. 611-622.

61. Питчер У.С. Природа метаморфизма // Полиморфные модификации силиката алюминия: Пер. с англ. М.: Мир, 1967 348 с.

62. Плюснина Л.П. Экспериментальное исследование метаморфизма базитов. М.: Наука, 1983. 157 с.

63. Попова В.И., Попов В.А., Клочков И.К., Пожидаев Н.А. Редкие фосфаты Приполярного Урала // Уральский минералогический сборник. 1993. № 2. С. 62-77.

64. Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Л.: Наука, 1980. 152 с.

65. Репина С.А., Юзеева Н.С. Редкоземельные и стронциевые алюмофосфаты в хрусталеносных жилах месторождения пирамида (приполярный Урал) // ЗРМО. 2005. Вып. 6. С. 103 110.

66. Рипп Г.С., Канакин С.В. Фосфатные минералы в метаморфизованных высокоглиноземистых породах Ичетуйского проявления (Забайкалье) // ДАН. 1998. Т. 359. № 2. С. 223-225.

67. Рипп Г.С., Канакин С.В., Щербакова М.Н. Фосфатная минерализация в метаморфизованных высокоглиноземистых породах Ичетуйского проявления (Юго-Западное Забайкалье) // ЗВМО. Вып. 6. 1998. С. 98-108.

68. Силаев В.И., Филиппов В.Н., Сокерин М.Ю. Твердые растворы вудхаузеит-сванбергит-флоренсит во вторичных кварцитах // ЗВМО. 2001. Вып. 1.С. 99-110.

69. Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Мельников А.И. Комплексы метаморфических ядер кордильерского типа. Новосибирск: СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1997. с. 182.

70. Смит Г. Драгоценные камни. Пер. с англ. М.: Мир, 1980. 580 с.

71. Солодов Н.А., Семенов Е.И, Бурков В.В. Геологический справочник по тяжелым литофильным редким металлам. М.: Недра, 1987.

72. Томиленко А.А. Флюидный режим минералообразования в континентальной литосфере при высоких и умеренных давлениях по данным изучения флюидных и расплавных включений в минералах: Дисс. док-pa г.-м.н. Иркутск. 2006.

73. Ушакова Е.Н. О генетических взаимоотношениях силлиманита, андалузита, дистена в кристаллических сланцах верховьев р. Чаны (Енесейский кряж) // Геология и Геофизика. 1966. Т. 12. № 3. С. 67-80.

74. Ушакова Е.Н. Биотиты метаморфических пород. М.: Наука, 1971. 348 с.

75. Фации метаморфизма // Хлестов В.В. Андалузит, силлиманит, дистен, ставролит, хлоритоид/М.: Недра, 1970. С. 344-346.

76. Фролова Н.В. Геология и петрология докембрия // Тр. Вост. Сиб. Геол. Ин-та СО АН СССР. Вып. 5. 1962. 78 с.

77. Фор Г. Основы изотопной геологии // Кислород в метаморфических породах: Пер. с англ. М.: Мир, 1989. С. 497-500.

78. Хлестов В.В., Ушакова Е.Н. Петрография и генезис Кяхтинского силлиманитового месторождения Бурятской АССР. Сб. «Вопр. теор. и экспер. минерал.». 1963. №1. С. 197-239.

79. Чайковский И.И. Редкоземельные алюмофосфаты из алмазных месторождений Урало-Тиманской провинции // ЗВМО. 2003. Вып. 1. С. 101109.

80. Юргенсон Г.А. Ювелирные и поделочные камни Забайкалья. Н.: Наука, 2001. С. 327-328.

81. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. Санкт-Петербург.: Наука, 2000. С. 47-50.

82. Abernathy S.A., Blanchard F.N. Variations in unit cell parameters and in the X-ray diffraction intensity ratio 1(200) 11(100) in the lazulite-scorzalite series // Amer. Miner. 1982. V. 67. P. 610-614.

83. Allibone, A.H., Cordery, G. R., et al. Synchronous advanced argillic alteration and deformation in a shear zone-hosted magmatic hydrothermal Au Ag deposit at the Temora (Gidginbung) mine, Australlia // Economic Geology. 1995. V. 90. №6. P. 1570-1603.

84. Baba S. Sapphirine-bearing orthopyroxene-kyanite/sillimanite granulites from South Harris, NW Scotland: evidence for Proterozoic UHT metamorphism in the Lewisian // Contrib. Miner. Petrol. 1999. V.136. P. 33-47.

85. Bajnoczi В., Molnar F., Maeda K. Mineralogy and genesis of primary alunites from epithermal systems of Hungary // Acta Geologica Hungarica. 2002. V. 45. № l.P. 101-118.

86. Baker L., Rutherford M.J. Sulfur diffusion in rhyolite melts // Contrib. Miner. Petr. V.123. P.335-344.

87. Bernhard F., Walter F., Ettinger K., Taucher J., Mereiter K. Pretulite, ScP04, a new scandium mineral fromthe Styrian and Lower Austrian lazulite occurrences, Austria. // American Mineralogist. 1998. V. 83. P. 625-630.

88. Bernhard F. Scandium mineralization associated with hydrothermal lazulite-quartz veins in the Lower Austroalpine // Mineral Deposits at the Beginning of the 21st Century. Krakow, Poland. Balkema Publishers (in english). 2001. P. 935-938.

89. Botinelly T. A review of the minerals of the beudandite, and plumbogummite groups // J. Research U. S. Geol. Survey. 1976. V.4. № 4. P. 213-216.

90. Bethke P.M., Rye R.O., Stoffregen R.E., Vikre P.G. Evolution of the magmatic-hydrothermal acid-sulfate system at Summitville, Colorado: integration of geological, stable-isotope, and fluid-inclusion evidence // Chemical Geology. 2005. V. 215.P. 281-315.

91. Blundy Y.D., Holland T.Y.B. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometr. // Contrib. Miner, and Petrol. 1990. V. 104. № 2. P. 208-224.

92. Campbell F. A. Lazulite from Yukon, Canada // Amer. Miner. 1962. V. 47. P. 157-160.

93. Cavosie A.J., Sharp Z.D., Selverstone J. Co-existing aluminum silicates in quartz veins: A quantitative approach for determining andalusite-sillimaniteequilibrium in natural samples using oxygen isotopes // Amer. Miner. 2002. V. 87. P. 417-423.

94. Chent E.D., Gordon T.M. Application of INVEQ to the geothermobarometry of metamorphic rocks near a kyanite-sillimanite isograd, Mica Creek, British Columbia // Amer. Miner. 2000. V. 85. P. 9-13.

95. Comodi P., Zanazzi P.F. Pressure dependence of structural parameters of paragonite // Phys. Chemical Minerals. 1997. V. 24. P. 274-280.

96. Dill H.G., Fricke A., Henning K.H., Theune C.H. Aluminium phosphate mineralization from the hypogene La Vanguardia kaolin deposit (Chile) // Clay Minerals. 1995. V30. P. 249-256.

97. Dilll H.G. The geology of aluminium phosphates and sulphates of the alunite supergoup // Earth-Science Reviews. 2001. V. 53. P. 35-93.

98. Ek Roland., Nysten Per. Phosphate mineralogy of the Halsjoberg and Hokensas kainite deposits // Geol. Foren. Stokholm forhadl. 1990. № 1. P. 9-18.

99. Eugster H.P., Yoder H.S. The join muscovite-paragonite // Rept. Dir Geophys. Lab. Carnegie Inst. Year Book. 1955. V.55. 75 p.

100. Fonarev V.I., Graphchikov A.A., Konilov A.N. A consistent system of geothermometers for metamorphic complexes // Int. Geol. Review. 1991. V.33. № 8. P.743-783.

101. Jambor J.L., Owens D.R., Grice J.D., Feinglos M.D. Gallobeudantite, PbGa3(As04),(S04).2(0H)6, a new mineral species from Tsumeb, Namibia, and associated new gallium analogues of the alunite -jarosite family // Can. Miner. 1996. V. 34. P. 1305-1315.

102. Janots E., Negro F., Brunet F., et al. Evolution of the REE mineralogy in HP-HT metapelites of the Sebtide complex, Rif, Morocco: Monazite stability and geochronology // Lithos. 2006. № 3. P.214-234.

103. Jambor J. L. Nomenclature of the alunite and the jarosites // Canad. Miner. 1999. V. 37. P. 1323-1341.

104. Green N.L. Toward a practical plagioclase-muscovite thermometer // Amer. Miner. 1986. V. 71. P. 1109-1117.

105. Harlov D.E., Andersson U.B., Forster H.J., Nystrom J.O., Dulski P., Broman C. Apatite- monazite relations in the Kiirunavaara magnetite-apatite ore, northern Sweden // Chemical Geology 2002. V.191. P. 45- 70.

106. Harrison T.M., Watson E.B. The behavior of apatite during crustal anatexis: equilibrium and kinetic considerations // Geochim. Cosmochim. Acta. 1984. V. 48. P. 1467-1477.

107. Hodges K.V., Spear F.S. Geothermometry, geobarometry and the Al2Si05 triple point at Mt. Moosilauke, New Hampshire // Amer. Miner. 1982. V. 67. P.1118— 1134

108. Hogarth D. D. Pyrochlore, apatite and amphibole: distinctive minerals in carbonatite. / In Carbonatites: genesis and evolution. London: 1989. P. 105-148.

109. Holdway M.J. Stability of andalusite and the aluminium phase diagram. // Amer. J. Science. 1971. V. 271. P. 97-131.

110. Katsura Т., Nagashima S. Solubility of sulfur in some magmas at 1 atm pressure//Geochimicaet Cosmochimica Acta. 1974. V. 38. P. 517-531.

111. Kerrick D.M. The Al2Si05 polymorphs // Miner. Society of America, Reviews in Mineralogy. 1990. V. 22. 406 p.

112. Kovalenko, V.I., Antipin, V.S., Vladykin, N.V., Smirnova, Y.V., Balashov,

113. Massone H.J., Scheyer W. Phengite geobarometry based on the limiting assemblage with K-feldspar, phlogopite and quarts // Contr. Miner, and Petr. 1987. V.96. № 2. P. 212-224.

114. Moecheri D. P., Sharp Z.D. Comparison of conventional and garnet-aluminosilicate-quartz О isotope thermometry:Insights for mineral equilibration in metamorphic rocks // Amer. Miner. 1999. V. 84. P. 1287-1303.

115. Moor P.B., Irving A.J., Kampf A.R. Foggite CaAl(0H)2(H20)P04., goedkenite (Sr,Ca)2Al(OH)[PC>4]; and samuelsonite,

116. Ca,Ba)Fe2+2Mn2+Ca8Al2(0H)2P04. 10: Three new species from the Paermo No.l Pegmatite, New Hampshire // Amer. Miner. 1975. V. 60. P. 957-964.

117. Morteani G. Ackermand D. Aluminium phosphates in muscovite-kyanite metaquart-zites from Passo di Vizze (Alto Adige, NE Italy) // Eur. J. Mineral. 1996. V. 8. P. 853-869.

118. Morteani G. Ackermand D. Mineralogy and geochemistry of Al-phosphate and Al-borosilicate-bearing metaquartzites of the northern Serra do Espinhaco (State of Bahia, Brazil) // Mineralogy and Petrology. 2004. V. 80. P. 59-81.

119. Nagy C., Draganits E. Occurrence and mineral-chemistry of monazite and rhabdophane in the Lower and ?Middle Austroalpine tectonic units of the southern Sopron Hills (Austria) // Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Osterr. (in english). 1999. V. 42. P. 21-36,

120. Nagy G., Draganits E., Demeny A., et al. Genesis and transformations of monazite, florencite and rhabdophane during medium grade metamorphism: examples from the Sopron Hills, Eastern Alps // Chemical Geology. 2002. V. 191. P. 25-46.

121. Nriagu J.O., Moore P.B. Phosphate minerals: their properties and general modes of occurrence. Berlin: Spring, 1984. P. 1-5.

122. Olsen E. Nickeliferouse Lazulite from Baraboo, Wisconsin // Amer. Miner. 1962. V. 5.P. 773-774.

123. Pattison D.M. Instability of Al2Si05 "triple-point" assemblages in muscovite+biotite+quartz-bearing metapelites, with implications // Amer. Miner. 2001. V. 86. P. 1414-1424.

124. Pecora W.T., Fahey J.J. The lazulite-scorzalite isomorphous series // Amer. Miner. 1950. V. 35. P. 1-18.

125. Peng G., Luhr J.F., McGee J.J. Factors controlling sulfur concentrations in volcanic apatite // Amer. Miner. 1997. V. 82. P. 1210-1224.

126. Poitrasson F., Hanchar J., Schaltegger U. The current state and future of accessory mineral research // Chemical Geology. 2002. V. 191. P. 3 24.

127. Pring A., Birch W.D. Dawe J., Taylor A.M. Kintoreite, PbFe3(P04)2(OH, Н20)б, a new mineral of the jarosite -alunite family, and lusungite discredited // Mineral. Mag. 1995. V. 59. P. 143-148.

128. Rainbow A., Clark A.H., Kyser Т.К., Gaboury F., Hodgson C.J. The

129. Pierina epithermal Au-Ag deposit, Ancash, Peru: paragenetic relationships, alunite textures, and stable-isotope geochemistry // Chemical Geology. 2005. V. 215. P. 235— 252.

130. Rakovan J., Reeder K. Differential incorporation of trace elements and dissymmetrization in apatite: The role of surface structure during growth // Amer. Miner. 1994. V. 79. P. 892-903.

131. Rasmussen B. Early-diagenetic REE-phosphate minerals (florencite, gorceixite, crandallite, and xenotime) in marine sandstones; a major sink for oceanic phosphorus //Amer. J. Sciences. 1996. V. 296. P. 601-632.

132. Sano Y., Oyama Т., Terada K., Hidaka H. Ion microprobe U-Pb dating of apatite // Chemical Geology. 1999. V. 153. P. 249-258.

133. Scott К. M. Solid solution in, and classification of gossan-derived members of the alunite jarosite family, northeast Queensland, Australia // Amer. Miner. 1987. V. 72. P. 178-187.

134. Scott К. M. Nomenclature of the alunite supergroup: discussion // Canad. Miner. 2000. V. 38. P. 1295-1297

135. Sharp Z.D. Oxygen isotope geochemistry of the Al2Si05 polymorphs // American Journal of Science. 1995. V. 295. P. 1058-1076.

136. Schmid-Beurmann P., Knitter St., Cemic L. P-T stability of the lazulite-scorzalite solid-solution series // Mineral. Petrol. 2000. V. 70. P. 55-71.

137. Stoffregen R.G., Alpers C. N. Woodhouseite and svanbergite in hydrothermal ore deposits: products of apatite destruction during advanced argillic alteration // Canad. Miner. 1987. V. 25. P. 201-211.

138. Stoffregen R.G., Cygan G.L. An experimental study of Na-K exchange between alunite and aqueous sulfate solutions // Amer. Miner. 1990. V. 75. P. 209220.

139. Stoffregen R.E., Rye R.O., Wasserman M.D. Experimental studies ofin | /alunite: I. О- О and D-H fractionation factors between alunite and water at 250-450°C // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1994. V. 58. P. 903-916.

140. Stoppa F., Cundari A. A new Italian carbonatite occurrence at Cupaell (Rieti) and its genetic significance // Contrib. Miner. Petrol. 1995. V.122. P. 275-288.

141. Soto J.I., Piatt J.P. Petrological and Structural Evolution of High-Grade Metamorphic Rocks from the Floor of the Alboran Sea Basin, Western Mediterranean // J. of Petrology. 1999. V.32. P. 21-60.

142. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Eds. Saunders A.D., Norry M.J. Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. Special Publ. 1989. № 42. P. 313-345.

143. Treloar P.J., Colley H. Variation in F and CI contents in apatites from magnetite-apatite ores in northern Chile, and their ore-genetic implications // Miner. Mag. 1996. V. 60. P. 285-301.

144. Vannay J-C., Sharp Z.D., Bernhard G. Himalayan inverted metamorphism constrained by oxygen isotope thermometry // Contrib. Mineral. Petrol. 1999. V. 137. P. 90-101.

145. Wise W. S. Solid solution between the alunite, woodhousite, and crandallite mineral series //Neues Jb. Miner. Monatsh. 1975. V. 12. P. 540-545.

146. Wise W.S., Loh S.E. Equilibria and origin of minerals in the system A1203-A1P04-H20 // Amer. Miner. 1976. Vol. 61. P. 409^113.

147. Whitney D.L. Coexisting andalusite, kyanite, and sillimanite: Sequential formation of three Al2Si05 polymorphs during progressive metamorphism near the triple point, Sivrihisar, Turkey // Amer. Miner. 2002. V. 87. P. 405-416.

148. Zheng Y-F., Simon K. Oxygen isotope fractionation in hematite and magnetite: A theoretical calculation and application to geothermometry of metamorphic iron formation // Eur. J. Mineral. 1991. V. 3. P. 877-886.