CC BY
92
УДК 550.4
магматическая геохимия марганца. обзор
Я. Э. Юдович, М. П. Кетрис
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар [email protected]
С использованием современных оценок кларков марганца в магматитах и ортометаморфитах (Н. А. Григорьев, 2003, 2006) подтверждается указанная еще Вернадским характеристика марганца в магматическом процессе как элемента рассеянного. Вновь подтверждена удивительная стабильность кларковой величины марганцевого модуля (ММ) в форме Мп/Рвобщ в узком интервале 0.016—
0.019, что обусловлено сидерофильными свойствами Мп в магматическом процессе: тесной корреляцией Рв-Мп. Эта же причина определяет и прямую корреляцию МпО с величинами литохимических модулей — фемическим (ФМ) и железным (ЖМ). На региональном материале показано, что при наложении на породы аллохимических процессов значения ММ сильно отклоняются от кларковых (в большую или меньшую стороны), что может служить средством диагностики таких процессов.
Ключевые слова: марганец, марганцевый модуль, магмы, геохимия.
MAGMATIC GEOCHEMISTRY OF MANGANESE. REvIEw
Ya. E. Yudovich, M. P. Ketris
Institute of Geology Komi SC UB RAS, Syktyvkar
Using modern estimations of the Mn-Clarkes (i. e. average Mn contents in igneous and orthometamorphic rocks — N. A. Grigoriev, 2003, 2006) Mn is shown as «dissiminated» element (that was postulated by Vernadsky in 1934). Mn/Fetot ratio (MM) is very stable in magmatic processes and holds in restricted interval 0.016—0.019. The stability is due to siderophilic Mn property — its close correlation with Fe. Such correlation results to Mn correlations with lithochemical moduls (ratios) — femic and ferrous. On the regional data is shown that MM may be greatly variable as some allochemical (metamorphic) processes were proceeded. So, such the variations may be used for geochemical indication.
Keywords: manganese, Mn-module, magmas, geochemistry.
Данный обзор основан на некоторых ключевых обобщающих работах отечественных и зарубежных ученых [1—3; 16—20] и не содержит принципиально новых выводов. Новыми, однако, являются выявленные нами значимые корреляции марганца и марганцевого модуля с фосфором и некоторыми литохимическими модулями. Выявление таких связей позволяет лучше понять «эмпирические закономерности» (любимый термин Вернадского) в магматической геохимии марганца.
1. Марганец в магматическом
и вулканическом процессах
Электронное строение атома марганца характеризуется незаполненным d-подуровнем предпоследней М-оболочки:
К L M N
s2 s2p6 s2p6d5 s2
Из этой схемы видно, что марганец может легко потерять два внешних электрона, образовав ион Mn2+. Но образование ионов Mn3+, и тем более Mn4+, происходит гораздо труднее, поскольку нужные электроны должны отрываться из третьей внутренней оболочки М. Это очевидно из сравнения соответствующих энергий ионизации (эВ): 7.435, 15.64 и 33.7. Но и при потере четырех электронов ион Mn4+ будет иметь неустойчивую («достраивающуюся») конфигурацию s2p6d3, тогда как устойчивой была бы лишь 8-электрон-
ная конфигурация s2p6. Поэтому в Периодической системе Mn попадает в одну группу с так называемыми переходными d-элементами ТС, V,
&, Fe, ^, №, ^, Zn, которые часто называют «элементами группы железа» [10]. Следовательно, по классификации Гольдшмидта, марганец — элемент сидерофильный. Однако если среда маложелезистая, то Mn2+ способен легко замещать Са2+, что наблюдается в апатитах из гранитов и нефелиновых сиенитов, а также в кальциевых минералах контактных роговиков: гранатах, волластоните и пектолите [17, p. 301]. Таким образом, марганец из сидерофильного становится вполне литоф ильным элементом.
1.1. Рассеяние эндогенного марганца. Поскольку MnO определяется в любом полном силикатном анализе, то Mn формально может аттестоваться наряду с Si, Л1, Fe и другими 10—11 элементами как один из них, т. е. элемент породообразующий. Но таковыми принято считать элементы с кларками больше 1 % мас. Между тем взвешенный кларк Mn в верхней континентальной земной коре составляет всего 0.077 % [3]; это вынуждает аттестовать Mn как «малый» элемент — отнюдь не породообразующий. Cреди компонентов силикатного анализа есть еще один малый элемент — это фосфор с сопоставимым кларком в верхней континентальной коре — 0.061 % [3]. Однако если малый элемент фос-
фор сконцентрирован практически в единственном минерале — апатите, то марганец в эндогенных процессах выступает как типичный рассеянный элемент. Как было подчеркнуто Вернадским в 1934 г., в изверженных горных породах Mn находится в состоянии изоморфного рассеяния в двухвалентном состоянии Mn(II) и почти не образует собственных минералов, будучи тесно связанным с преобладающими по массе Fe, Mg, Ca [1, с. 83]. В наши дни общий вывод Вернадского количественно подтвержден расчетами Н. А. Григорьева
[2], согласно которым в верхней части континентальной коры в собственных марганцевых минералах (силикатах, карбонатах, оксидах, гидроксидах) содержится всего около 7 % всей массы марганца, тогда как 93 % марганца находится в состоянии рассеяния.
1.2. Марганец в процессах магматической дифференциации. В таких процессах, как известно, формируется петрогенетический ряд магматических горных пород, от гиперба-зитов до ацидитов, с формированием на конечных стадиях пегматитов, пневматолитов и эндогенных гидро-термалитов. По мере дифференциации магмы марганец проявляет тенденцию к накоплению в остаточном флюиде и поэтому концентрируется в наиболее поздних пегматитах и эндогенных гидротермах.
Если выражать процесс магматической дифференциации через
изменение только одного параметра — концентрации Si в магме, то по мере роста ^] содержание Mn в последовательно кристаллизующихся фазах нарастает быстрее, чем содержания его соседей по группе железа — Fe, Mg, ^, №, что выражается в нарастании характеристических отношений Mn/Fe, Mn/Co, Mn/ № [17, p. 301]. Дело в том, что более крупный ион Mn2+ дольше остается в расплаве, тогда как его соседи уходят в твердые фазы быстрее, в последовательности № > ^ > Fe > Mn; действительно, этот ряд является рядом нарастания ионных радиусов (А): 0.70 ^ 0.74 ^ 0.77 ^ 0.82. Поскольку ионный радиус Mn2+ ближе всего именно к Fe2+, то чаще всего его он и замещает — отсюда примеси марганца в оливинах, пи-роксенах, биотите и роговой обманке, содержащих до 1 % Mn, а также в магнетите и ильмените; в последнем находили до 8 % Mn. В пегматитах иногда образуется литиофил-лит LiMn[PO4] вместо трифили-на LiFe[PO4]. Гольдшмидт [18] считал относительное накопление Mn по мере магматической дифференциации настолько характерным, что предлагал использовать величину марганцевого модуля Mn/Fe в качестве меры этого процесса в последовательных генерациях пегматитов.
2. Марганец в магматических
горных породах
Н. А. Григорьев, опираясь на модель земной коры А. Б. Ронова и его коллег [8], оценил взвешенные средние содержания марганца в породах верхней части континентальной коры и вклад каждой из них в общую массу марганца (табл. 1). Под верхней частью понимается гранитногнейсовый слой плюс стратисфера. В табл. 1 помещены данные, относящиеся только к магматитам и орто-метаморфитам.
Магматиты в целом несколько богаче марганцем, чем ортоме-таморфиты; в совокупности они вносят в верхнюю континентальную кору около 30 % всего марганца; остальные 70 % приходятся на стратисферу (с эффузивами) и па-раметаморфиты. Таким образом, зона гипергенеза является областью не только минеральной концентрации марганца (преимущественно в оксидной форме Mn (III, IV) и меньше в карбонатной форме Mn (II), но и областью геохимической концентрации Mn: на ее продукты-экзолиты (по В. Т. Фролову [9]) приходится более 2/3 всего марганца верхней континентальной коры. Среди маг-матитов и ортометаморфитов наиболее обогащены марганцем породы, богатые железом: гипербазиты,
10
базиты и метабазиты, что демонстрирует отмеченную выше сидеро-фильность марганца. Однако много марганца и в маложелезистых щелочных магматитах — сиенитах, в чем проявляется и литофильность марганца.
На рис. 1 даны некоторые соотношения содержаний кларково-го марганца с породообразующими элементами шестнадцати главных разновидностей горных пород верхней части земной коры — изверженных и осадочных [3]. С некоторыми натяжками (исключая несколько средних составов пород, аномально обогащенных железом) выявляется корреляция MnO с FeO и P2O5, а также с фемическим (ФМ) и железным (ЖМ) модулями. Аналогичные корреляции устанавливаются для «нелитогенного» марганца — т. е. для величины отношения Mn/Al.
3. Марганцевый модуль (ММ)
Тесная корреляция Mn с Fe в эндогенных процессах приводит к замечательной стабильности отношения марганца к железу — величины марганцевого модуля (ММ; табл. 2), введенного в геохимию Й. Фогтом. И лишь в осадочном процессе (и отчасти в гидротермальном, в окислительной среде) марганец может сильно отделиться от железа, что приводит к резкому возрастанию величины ММ [11]. К сожалению, исторически сложилось так, что ММ вычисляют в элементарной форме, как Mn/ Feо6щ, тогда как было бы гораздо удобнее вычислять ММ непосредственно по данным силикатного анализа, т. е. в оксидной форме, как MnO/(Fe2Oз + FeO). Именно по этой причине (геохимическая традиция!) предлагавшийся нами модуль ММ в
Т а б л и ц а 1
Кларки Mn и распределение его масс по магматическим и ортометаморфическим горным породам верхней части континентальной коры*
Горные породы Масса пород, % Содержание Мп, г/т Доли массы Мп, %
Граниты 8.21 420 4.5
Гранодиориты 3.38 750 3.31
Базиты 1.5 1400 2.74
Сиениты 0.05 1200 0.08
Ультрабазиты 0.05 1500 0.1
Магматиты в целом 13.19 623 10.73
Метариолиты 0.66 590 0.51
Метаандезиты 1.03 1100 1.48
Метабазиты 3.29 1300 5.58
Гранитогнейсы 23.21 400 12.10
Ортометаморфиты в целом 28.19 536 19.67
* Взято у Н. А. Григорьева, 2006 г. [2] с небольшой редакцией.
о 0,10 г
♦
О □ песчаники ♦ глинистые
♦ О вулканиты ♦ базиты
у = С г = С .0154х + 0.0227 ,85 > Год = 0,66 + граниты
0,20
§ 0,10 г
0,05
0,00
4 ► ♦
Оу
у=0,6 + 911х - 0,0084 I > Го,о1 ~ 0,66
0,10 0,20 Р,Оь%
о 0,10 в
0,05
0,00 -I 0,00
♦
О *
У =
г 0,86 > грд! = 0,66
0,20
ФМ
9 о,ю
о,оо -0,00
♦ ► ♦
О * у =0,224 2х + 0,0269 Гп,ш = 0,66
■"о а г = 0,72 > □
0,40
жм
Рис. 1. Корреляция содержаний MnO с FeO ^), Г2в5 (б) и с петрохимическими модулями — фемическим (ФМ; в) и железным (ЖМ; г). Взвешенные кларки для 14 разновидностей горных пород верхней части земной коры. Составлено по табличным данным Н. А. Григорьева, 2003 г. [3]
Т а б л и ц а 2
Примерное постоянство отношения Mn/Fe в магматических горных породах [11]
Магматические породы Мп, % Fe, % Mn/Fe
Ультраосновные 0.10-0.15* 9.85-8.70 0.017
Основные 0.20-0.12 8.56-8.40 0.019
Средние 0.12 5.85-5.50 0.021
Гранодиориты 0.07 3.30 0.021
Граниты 0.04 1.83 0.022
* Две цифры означают два источника данных: А. П. Виноградов, 1962 г., и А. А. Беус, 1975 г.
Кларки Mn по К. Ведеполю [20]*
Т а б л и ц а 3
Объект Мп, г/т ММ = Мп^е
Минералы
Оливин ^о ~85) 1870 0.020
Серпентин 530 0.013
Пироксен низкокальциевый 2120 0.020
Пироксен высококальциевый 1100 0.023
Роговая обманка 3720 > 0.017
Биотит 2250 0.010
Хлорит 2240 0.015
Магнетит 4460 0.026
Полевые шпаты 0 1 0 О
Интрузивные магматические породы
Гипербазиты 1050 0.016
Габбро 1390 0.017
Диориты 1390 0.019
Гранодиориты 390 0.017
Граниты 260 0.015
Сиениты 755 0.020
Фонолиты 1470 0.047
Нефелиновые сиениты 1470 0.045
Эффузивные магматические породы
Базальты толеитовые океанические 1320 0.018
Базальты толеитовые континентальные и океанических островов 1356 0.016
Щелочные оливиновые базальты 1270 0.015
Андезиты 1160 0.025
Дациты 930 0.027
Риолиты 620 0.029
Трахиты 1240 0.034
МАГМАТИТЫ ВЕРХНЕЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ 480 0.016
Метаморфические породы
Гнейсы и слюдяные сланцы 600 0.018
Гранулиты 850 0.020
Зеленокаменные породы, спилиты 1470 0.019
Амфиболиты 1566 0.019
Эклогиты 1504 0.017
МЕТАМОРФИТЫ ВЕРХНЕЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ 750 0.018
* Данные по биосфере и осадочным породам опущены.
Средний химический состав главных групп магматических пород земной коры
оксидной форме [11] так и не нашел практического применения.
Аналогичные результаты получаются и по цифрам К. Ведеполя, который в 1976 г. в докладе на Сиднейском международном симпозиуме оценил кларки марганца по всем имевшимся тогда данным [20]. Эти данные сведены нами в табл. 3.
Как видим, средняя величина ММ в магматитах и метаморф итах (даже не отделяя от последних ор-тометаморфитов) составляет 0.16—
0.18, т. е. практически такая же, какая получается по взвешенным кларкам верхней континентальной коры, согласно расчетам Н. А. Григорьева
[3]: Mn = 0.067 %, Fe = 4.06 %, Mn/ Fe = 0.017. При этом замечательно, что величина ММ в сиенитах не отличается от кларкового значения верхней континентальной коры, тогда как величины ММ в фонолитах и нефелиновых сиенитах резко повышены против кларковых! Это косвенно подтверждает тот факт, что эти натровые щелочные породы не являются членами единого петрогенетическо-го ряда базиты—ацидиты (в отличие от калиевых сиенитов). Что касается минералов, то в среднем наиболее богат марганцем магнетит, а из силикатов — роговая обманка (вероятно, вследствие возможного изоморфизма Mn не только с Fe2+, но и с Са2+).
Если учесть и океанические эф-фузивы, то данные Н. А. Григорьева и К. Ведеполя можно дополнить данными А. А. Ярошевского, рассчитавшего средние содержания марганца и железа в главнейших группах магматических формаций земной коры — трех эффузивных и одной интрузивной формациях континентов и двух эффузивных формациях океанов. В табл. 4 эти данные помимо значений ММ сопровождаются цифрами наших литохимических модулей: фемического (ФМ), железного (ЖМ) и нормированной щелочности (НКМ) — в петрологии этот модуль называется «коэффициентом агпаит-ности» [14].
Как видно из этих данных, самыми фемичными (ФМ = 0.38 и 0.40) и одновременно самыми железистыми
Т а б л и ц а 4
Формации Fe2O3, % FeO, % МпО, % ММ ЖМ ФМ НКМ
Формации континентов
Эффузивы складчатых поясов 3.37 5.15 0.16 0.019 0.49 0.24 0.26
Платобазальты и траппы платформ 3.90 8.32 0.20 0.017 0.73 0.38 0.22
Субщелочные оливиновые базальты платформ 4.08 6.19 0.16 0.016 0.61 0.31 0.37
Интрузивные формации 1.73 2.52 0.06 0.015 0.27 0.09 0.46
Формации океанов
Эффузивы срединно-океанических хребтов 1.74 8.88 0.18 0.017 0.66 0.36 0.17
Эффузивы островов и подводных гор 3.59 8.77 0.17 0.014 0.71 0.40 0.27
*Составлено по данным А. А. Ярошевского, 1997 г. [16] с небольшими дополнениями.
Т а б л и ц а 5
Выборочные показатели среднего состава магматических горных пород*
Г орные породы Число групп Число анализов МпО, % Fe2O3+FeO, ' % ММ = Мп/Ре
Ультраосновные 6 927 0.28 11.71 0.025
Основные 7 6736 0.15 9.73 0.016
Средние 4 4325 0.12 6.47 0.020
Кислые 7 5023 0.08 4.00 0.020
Щелочные и субщелочные основные 7 810 0.19 11.22 0.017
Щелочные и субщелочные средние 7 1596 0.20 5.91 0.036
*Составлено по данным Р. Леметра, 1976 г. [19].
У = О,0157х + 0 г = 0,94 > 0022 щ 0,92 ^ ' У'*
*
Ре;Оа+РеО, %
У = г = А 0,2719х - 0,00 ,94 > , = 0, 22 * ^ 92 / *
*
0,2 0,4 0,6 0,3
ЖМ
у = 0,404г = 0,93 > IX + 0,0343 гм, = 0,92 * ^
*
0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5
* * _ *
-0,4118х + 1Ь2752^4’’
г = - 0.8Й > г0,и = 0,81 *
0,2 0,3 0,4 0,5
НКМ
Рис. 2. Корреляция содержаний MnO с FeO ^) и с петрохимическими модулями — фемическим (ФМ; б), железным (ЖМ; в) и (г) — модулем нормированной щелочности (НКМ — «коэффициентом агпаитности») в главнейших группах магматических формаций земной коры. Составлено по табличным данным А. А. Ярошевского, 1997г. [16]
г =0,8 3> ^ =0,7 X *
* У •
"
0,1 0,2 0,3 0,4
Р;05, %
г= 0,83 > Гоо5= ’ * 0,75 *
* /*
Рис. 3. Кларковые корреляции марганца в базитах. Средние данные для 7 групп пород (6736 анализов). Построено по данным Р. Леметра, 1976г. [19]
(ЖМ = 0.73 и 0.71) являются плато-базальты и траппы платформ, а в океане — базальты островов и подводных гор; эти же породы отличаются и наивысшими средними содержаниями марганца. Поэтому Mn обнаруживает сильную прямую корреляцию с суммарным содержанием железа (рис. 2, а), с фемическим модулем (ФМ; рис. 2, б) и с железным модулем (ЖМ; рис. 2, в). Значения ММ, вычисленного, как и везде, в форме Mn/ Feо6щ, здесь также практически стабильны, т. е. и по этим данным марганец ведет себя как типичный си-дероф ильный элемент. Что касается нормированной щелочности (модуль НКМ), то связь ее с Mn менее сильная, но при этом обратная. Учитывая высокий кларк Mn в сиенитах (что, казалось бы, должно породить прямую корреляцию марганца с щелочами), обратная корреляция НКМ— MnO представляется плохо понятной. Возможно, при формировании щелочных пород Mn накапливается менее интенсивно, чем щелочи.
В табл. 5 приведены выборочные данные среднего состава изверженных горных пород из таблицы в работе Р. Леметра [19].
Как видим, околокларковое для земной коры значение марганцевого модуля наблюдается только в самых распространенных изверженных породах — основных (включая и щелочные разности), средних и кислых. Ультраосновные, а также щелочные и субщелочные (натровые!) средние породы имеют заметно повышенный модуль. Однако этот пример ярко показывает роковой изъян простого арифметического (не взвешенного!) усреднения: при такой процедуре экстремальные цифры, характеризующие экзотические горные породы с ничтожной массовой долей в земной коре, резко искажают средние значения. Например, без двух аномальных цифр в дуни-тах и перидотитах значение ММ получается вдвое пониженным против кларка земной коры (а не повышенным, как в табл. 5). Поэтому при поиске корреляций мы исключили из общей совокупности три группы пород с экстремальными содержаниями марганца (%): дуниты (0.71), пе-
ридотиты (0.41) и луявриты (0.46). Оказалось, что в группе основных пород марганец значимо коррелируется с титаном (и титановым модулем) и фосфором (рис. 3). В щелочных породах основного состава (нефели-ниты и др.) единственная, но очень сильная корреляция марганца — с натрием (г = 0.97 > г001 = 0.87). В объединенной совокупности нормальных, субщелочных и щелочных средних пород (мезитов) марганец обнаруживает значимую обратную корреляцию с кремнеземом (рис. 4, а), а
марганцевый модуль четко коррели-руется со щелочами, сильнее всего с натрием (рис. 4, б).
4. Региональные данные
Рассмотренные выше эмпирические связи, основанные на громадном аналитическом материале по всему миру, подтверждаются и нашими региональными данными. Корреляционный анализ ранее опубликованных нами химических анализов показал следующее.
Рис. 4. Кларковые корреляции марганца (а) и марганцевого модуля (б) в мези-тах. Средние данные для 10 групп пород (5827 анализов). Построено по данным
Р. Леметра, 1976 г. [19]
В базитах Полярного Урала [6] содержания Мп и значения ММ обнаруживают точно такие же связи, какие выявлены и для мировых кларковых значений Мп и ММ. В алмазоносных «витеритах» [13] содержания МпО весьма убоги, а значения модуля ММ явно понижены, что наряду с другими литохимическими особенностями может дополнительно указывать на их необычную природу (интрузивные туфы). В низкоградных ортомета-морфитах Приполярного Урала, образовавшихся по кислому и основному субстратам [4, 5, 15], проявились процессы аллохимического метаморфизма с частичной мобилизацией и перераспределением некоторых компонентов. Поэтому в таких породах первичные «магматические» связи Мп не прослеживаются, а значения марганцевого модуля ММ испытывают значительные колебания — с резким возрастанием в породах кислого ряда (апориолитовых сланцах) и убыванием в породах основного ряда (апоба-зитовых сланцах).
Заключение
Приведенные в обзоре материалы позволяют сделать несколько выводов.
1. На основе новых оценок взвешенных кларков для магматитов и ортометаморф итов верхней континентальной коры, выполненных
Н. А. Григорьевым [2, 3], надежно подтверждаются две главные геохимические особенности марганца: его рассеяние (93 % всей массы элемента), отмечавшееся еще в 1934 г. Вернадским [1], и приуроченность более 2/3 всей массы марганца земной коры к стратисфере и парамета-морфитам, которые выступают как минералогические и геохимические концентраторы марганца.
2. Также на основе современных количественных данных подтверждается замечательное постоянство средних значений марганцевого модуля (ММ = Mn/Fe) в магматитах и ортометаморфитах, в узком интервале 0.016—0.018 с очень небольшими колебаниями. Такое постоянство
объясняется резко выраженной си-дерофильностью марганца — тесной корреляцией Мп2+ с Fe2+. Вследствие этого выявляется статистически значимая прямая корреляция как клар-кового Мп, так и кларкового значения модуля ММ с двумя другими петрохимическими модулями — фе-мическим и железным.
3. Неожиданно обнаружена обратная корреляция МпО с величиной модуля НКМ («коэффициента агпа-итности») в форме (№20 + К20)/ А1203. Такая корреляция кажется парадоксальной, поскольку породы повышенной щелочности (с высоким НКМ) обычно обогащены (а не обеднены) марганцем. Может быть, при формировании щелочных пород накопление марганца протекает менее интенсивно, чем накопление щелочей?
4. Изучение корреляционных связей марганца на региональных материалах подтверждает общие закономерности магматической геохимии марганца; выявляемые отклонения от мировых (кларковых) закономерностей могут иметь индикаторное значение — для выявления наложенных (постмагматических и метаморфических) процессов.
Литература
1. Вернадский В. И. Геохимическая история марганца // Очерки геохимии. 7-е издание (4-е русское). М.: Наука, 1983. С. 82—100 с.
2. Григорьев Н. А. Распределение марганца и марганцевых минералов в верхней части континентальной коры // Уральск. геол. ж., 2006. № 3 (51). С. 65—80.
3. Григорьев Н. А. Среднее содержание химических элементов в горных породах, слагающих верхнюю часть континентальной коры // Геохимия, 2003. № 7. С. 785-792.
4. Зона межформационного контакта в каре оз. Грубепендиты / Я. Э. Юдо-вич, Л. И. Ефанова, И. В. Швецова и др. Сыктывкар: Геопринт, 1998. 97 с.
5. Козырева И. В., Швецова И. В., Юдович Я. Э. Марганцевая минерализация в метаморфических породах
Приполярного Урала // Уральская мине -ралогическая школа-2007: Материалы Всерос. науч. конф. Екатеринбург, 2007. С. 189-192.
6. Литохимия верхнедокембрий-ских отложений на хр. Манитанырд, Полярный Урал / Я. Э. Юдович, М. П. Кетрис, Н. Ю. Никулова и др. // Докл. РАН, 2010. Т. 431, № 1. С. 95-101.
7. Озеров В. С. Метаморфизованные россыпи золота Приполярного Урала // Руды и металлы, 1996. № 4. С. 28—37.
8. Ронов А. Б., Ярошевский А. А., Мигдисов А. А. Химическое строение земной коры и геохимический баланс главных элементов. М.: Наука, 1990. 182 с.
9. Систематика и классификация осадочных пород и их аналогов / В. Н. Шванов, В. Т. Фролов, Э. И. Сергеева и др. СПб.: Недра, 1998. 352 с.
10. Суслов А. Т. Марганец // Металлы в осадочных толщах. Черные металлы. Цветные легкие металлы. М.: Наука, 1964. С. 100—170.
11. Юдович Я. Э. Индикаторное значение отношения Mn/Fe в осадочных породах // ДАН РАН, 2000. Т. 37. № 2. С. 233—234.
12. Юдович Я. Э. Парадоксы геохимии марганца // Вестник Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН, 2012. № 5(209). С. 19—24.
13. Юдович Я. Э, Кетрис М. П.
Литохимическая диагностика алмазоносных «вишеритов» // Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России: Материалы
XV Геологического съезда Республики Коми. Т. II. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009. С. 285—289.
14. Юдович Я. Э, Кетрис М. П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000. 479 с.
15. Юдович Я. Э, Козырева И. В., Кетрис М. П., Швецова И. В. Мал-динский геохимический феномен: зона межформационного контакта на Приполярном Урале // Докл. РАН, 2000. T. 370. № 2. C. 231—236.
16. Ярошевский А. А. Средний химический состав главнейших групп магматических формаций земной коры // Геохимия, 1997. № 8. С. 787—793.
17. Crerar D. A, Cormick R. K., Barnes H. L. Geochemistry of manganese: an overview // Geol. Geochem. Manganese. Vol. 1. (Eds. I.M. Varentsov, Gy. Grasselly). Budapest, 1980. Р. 293—334.
18. Goldschmidt V. M. Geochemistry. Oxford: Clarendon Press, 1954. 731 pp.
19. Le Maitre R. W The chemical variability of some common igneous rocks // J. Petrol., 1976. Vol. 17. № 4. P. 589—598.
20. Wedepohl K. H. Environmental influences on the chemical composition of shales and clays // Phys. Chem. Earth. Vol. 8. Pergamon Press, 1971. P. 310—338.
Рецензент к. г.-м. н. Г. Н. Лысюк
