CC BY
31
ЗАПИСКИ ГОРНОГО ИНСТИТУТА
Journal of Mining Institute Сайт журнала: pmi.spmi.ru
Научная статья УДК 553.411:550.93
Морозкинское золоторудное месторождение (южная Якутия): возраст и источники рудного вещества
В.Е.ГУЗЕВ12Н, А.В.ТЕРЕХОВ1, Р.Ш.КРЫМСКИЙ1, Б.В.БЕЛЯЦКИЙ1, А.В.МОЛЧАНОВ1
1 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт имени А.П.Карпинского, Санкт-Петербург, Россия
2 Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия
Как цитировать эту статью: Морозкинское золоторудное месторождение (южная Якутия): возраст и источники рудного вещества / В.Е.Гузев, А.В.Терехов, Р.Ш.Крымский, Б.В.Беляцкий, А.В.Молчанов // Записки Горного института. 2021. Т. 252. С. 801-813. DOI: 10.31897^^.2021.6.3
Аннотация. В работе представлены результаты комплексного изотопно-геохимического (Re-Os, Pb и 53^) исследования сульфидной минерализации Морозкинского месторождения. Рудные зоны месторождения локализованы в сиенитовом массиве горы Рудная, который расположен в пределах Центрально-Алданского рудного района (южная Якутия). Золоторудная минерализация представлена прожилково-вкрапленной, реже жильной минерализацией и проявлена в кислотных низкотемпературных метасоматитах - березитах (Qz-Ser-Ank-Py). Впервые получена оценка возраста золотого оруденения ~ 129 ± 3 млн лет, которая свидетельствует о синхронности гидротермального рудного процесса в березитах, сформировавшего месторождение Морозкинское, и магматической кристаллизации сиенитов горы Рудная (—130 млн лет назад). Начальный изотопный состав осмия изученных сульфидов указывает на смешанный, мантийно -коровый, источник вещества сульфидной минерализации. Новые данные по изотопному составу свинца сиенитов свидетельствуют о преобладании свинца мантийной природы и несущественной роли свинца нижней коры, тогда как изотопный состав свинца пирита указывает на присутствие вещества верхнекорового источника при генезисе рудного минерала. Значения сульфидов изменяются от -2,3 до +0,6 %о и указывают на преимущественно магматический источник серы в рудах.
Ключевые слова: Морозкинское месторождение; гора Рудная; возраст; Re-Os изотопное датирование; изотопный состав свинца; изотопный состав серы
Принята: 30.11.2021 Онлайн: 14.02.2022 Опубликована: 27.12.2021
Введение. Алданский щит - крупнейший выступ фундамента Сибирской платформы, в пределах которого в позднемезозойское время широко проявился калиевый магматизм, сформировавший Алданскую высококалиевую щелочную провинцию [18]. Одним из девяти золоторудных районов этой провинции является Центрально-Алданский [6, 7, 11], в состав которого входит и интрузивный массив сиенитов горы Рудная с недавно открытым Морозкинским золоторудным месторождением с запасами 17,3 т золота. Оруденение приурочено к зонам березитизации (Qz-Ser-Ank-Py) и представлено прожилково-вкрапленной и жильной минерализацией, локализованной в крутопадающих субмеридиональных зонах дробления внутри интрузии. История изучения, изотопно-геохимические исследования сиенитов и частично петрографо-геохимические особенности гидротермально-метасоматических образований месторождения приведены в ранее опубликованных работах [8, 10, 13]. Несмотря на высокую степень изученности объекта, некоторые принципиальные вопросы, касающиеся возраста рудной минерализации и источника вещества, остаются нерешенными. В работе [13] на основании локального уран-свинцового датирования цирконов (SHRIMP-II) было установлено время магматической кристаллизации сиенитов горы Рудная —130 млн лет назад. Образование рудоносных метасоматитов (березитов) происходило на завершающем этапе кристаллизации по мере остывания интрузии. При этом нельзя исключать того, что рудная минерализация в березитах могла быть связана с более поздними процессами и накладывалась на уже сформированные ранее метасоматиты.
Для уточнения возраста непосредственно гидротермальных процессов и источника рудного вещества авторами проведены комплексные изотопно-геохимические и геохронологические (Ке-08, РЬ и 53^) исследования рудоносных метасоматитов. Результаты этих исследований позволяют подойти к решению вопроса о возрасте рудообразования, источнике минерального вещества и эволюции процессов рудообразования и магматизма горы Рудная.
Геологическая характеристика месторождения. Рудные тела Морозкинского месторождения локализованы в сиенитовом массиве горы Рудная, который расположен в пределах Центрально-Алданского рудного района вблизи поселка Лебединый (рис.1). Подробно геологическое строение территории горы Рудная рассмотрено в работах [8, 10, 13].
В структурно-тектоническом плане массив совпадает с Томмотской магмо - и рудоконтро-лирующей зоной разломов, которая выступала в роли подводящих каналов для магматических расплавов в позднемезозойское время [9]. Интрузия прорывает породы федоровской толщи (ам-фиболовые, гиперстен-амфиболовые, двупироксеновые гнейсы и кристаллические сланцы) и
125°30'
126°
126"3а
1 2
3
4
5
6
УА
В
®
7
8
9
10
11
12
13
□ 14
120" 130° 140
125°30'
126"
Рис.1. Геолого-структурная схема Центрально-Алданского рудного района [9] 1 - раннедокембрийский кристаллический фундамент; 2 - венд-нижнекембрийский платформенный чехол; 3 - терригенные отложения нижней и средней юры; 4 - интрузии и дайки (5) щелочного и умереннощелочного состава; 6 - разломы; 7 - границы блоков: а - поднятий, б - впадин; 8-12 - геолого-промышленные типы месторождения: эльконский (Аи-и) (8), рябиновый (Аи-Си) (9), лебединский (Аи) (10), куранахский (Аи) (11), самолазовский (Аи) (12); 13 - положение Центрально-Алданского рудного района; 14 - изучаемая территория. Наиболее крупные интрузивные массивы (цифры в квадратиках): 1 - Инаглинский, 2 - Томмотский,
3 - Якокутский, 4 - Джекондинский, 5 - Ыллымахский, 6 - Юхтинский, 7 - Рябиновый. Наиболее крупные линейные разломы (цифры в кружках): 1 - Томмотский, 2 - Юхтино-Пуриканский, 3 - Северо-Алданский, 4 - Джекондинский, 5 - Юхухтинский, 6 - Байанай-Ыллымахский, 7 - Куранахский, 8 - Центрально-Куранахский (Байанай-Куранахский), 9 - Юкунгринский, 10 - Южный, 11 - Сох-Солоохский
гранитоиды раннепротерозойского возраста (рис.2) и частично подстилается маломощными пластами венд-нижнекембрийских доломитов [6, 15]. Интрузия имеет форму лакколита, максимальная мощность которого достигает 180 м [10]. Сложен массив позднемезозойскими и порфи-ровидными сиенитами. Породы массива прорваны более поздними дайками и силлами сиенит -порфиров и известково-щелочных лампрофиров, протяженность которых достигает 1 км при мощности в несколько метров.
Внедрение сиенитового расплава привело к образованию контактово-метасоматических и гидротермально-метасоматических ассоциаций. По структурно-вещественным характеристикам и минеральным парагенезисам все метасоматиты разделены на пять групп: фельдшпатолиты, про-пилиты, скарноиды, гумбеиты и березиты. Образование метасоматитов происходило на всех этапах становления массива: от момента внедрения сиенитового расплава (фельдшпатолиты, скарно-иды, пропилиты) до его кристаллизации (березиты и гумбеиты) как во вмещающих породах, так и в породах самой интрузии. Промышленное золотое оруденение приурочено к зонам березитизации ^2-8ег-Лпк-Ру) на участках интенсивной метасоматической переработки пород вдоль крутопадающих разломных структур внутри интрузии [8]. Наиболее протяженные и мощные зоны, заключающие не менее 90 % ресурсов золота на месторождении: Крутая-Коллективная, Возрождение и Гранитная-Рудная-1, II (рис.2). В пределах рудоносных зон развита сульфидная (пирит, халькопирит и арсенопирит) прожилково-вкрапленная и жильная минерализация, с которой парагенетиче-ски связано золото.
* ' 4 ♦ + * ^ ЧЧ
+ .4 »ч
Ю чч
300 м
1
к. I
6
3 И»4 5
8 9 10
о
11
7
Рис.2. Блок-диаграмма геологического строения горы Рудная [8, 10]
1-3 - породы федоровской толщи: 1 - кристаллические сланцы, 2 - плагиогнейсы, 3 - гнейсы; 4 - палеопротерозойские граниты; 5 - сиениты; 6 - венд-нижнекембрийские доломиты; 7 - золоторудные крутопадающие жилы и субгоризонтальные лентовидные и пластообразные залежи; 8 - субгоризонтальные золоторудные тела лебединского (Ли) типа; 9 - рудоносные гидротермально-метасоматические образования: а - зоны березитизации, б - зоны интенсивно березитизированных и брекчированных пород; 10 - проекция геологического разреза на дневную поверхность; 11 - места отбора образцов
Согласно опубликованным данным [10], запасы месторождения 17,3 т золота при среднем содержании 1,6 г/т. По химическому составу золото представляет собой золото-серебряный сплав, пробность которого в среднем составляет 870 %о. Гидротермально-метасоматический характер рудной минерализации, наличие зон дробления и вторичного обогащения в окислительных условиях гипергенеза, прожилково-вкрапленная текстура метасоматитов - все свидетельствует о полистадийном формировании Морозкинского месторождения, которое авторами отнесено к золото-медно-порфировому типу [8].
Методика и методы исследования. Аналитические исследования были выполнены в Центре изотопных исследований ФГБУ «ВСЕГЕИ» (Санкт-Петербург). Re-Os датирование рудоносных березитов проводилось по монофракциям пирита из двух представительных образцов ГР-1 и ГР-2. Образцы отобраны в 300 м друг от друга из центральной части наиболее крупной и протяженной рудоносной зоны (Крутая-Коллективная) Морозкинского месторождения, где распространена золоторудная минерализация. Образцы представляют собой кварц-серицит-анкеритовые метасома-титы с пиритом и халькопиритом, развитые по брекчированному сиениту. Пирит встречается в сульфидных прожилках в ассоциации с халькопиритом и в рассеяной форме в кварц-анкеритовом агрегате матрицы метасоматита. Из образцов вручную под бинокулярной лупой были отобраны пробы монофракций пирита. При изучении пирита особое внимание уделялось выявлению включений; если они были, сульфиды из монофракции удалялись. Из каждого образца отбиралось по пять навесок сульфида от 190 до 255 мг. Растворение минералов осуществлялось в прямой и обратной царской водке с последующей сепарацией осмия и рения с использованием бромовой экстракции, микродистилляции и жидкостной экстракции с изоамиловым спиртом [20]. Определение концентраций Re и Os и отношения 187Re/188Os производилось методом изотопного разбавления с использованием калиброванного изотопного 185Re-190Os индикатора, который добавлялся к навеске сульфида до разложения пробы. Измерения изотопного состава проводили в динамическом режиме регистрации: осмия - на ионном счетчике масс-спектрометра Triton (Thermo Scientific) в отрицательно заряженных ионах, а рения - из трехпроцентного раствора HNO3 при низком разрешении на электронном умножителе масс-спектрометра с индуктивно связанной плазмой Neptune (Thermo Scientific).
Измерения изотопного состава Pb выполнены на масс-спектрометре Triton в статическом многоколлекторном режиме регистрации ионных токов и одноленточном варианте ввода пробы в источник. Каждый анализ изотопного состава свинца состоял из последовательного измерения изотопных отношений (206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb) 50 блоков по 10 сканов при температуре 1300°С и токе на ленте испарителя 2,2-2,3 А. Измерительная сессия начиналась с измерения стандарта - 50 нг SRM-981 (206Pb/204Pb - 16,9374; 207Pb/204Pb - 15,4916; 208Pb/204Pb - 36,7219), по составу которого осуществлялась последующая коррекция измеренных отношений в пробах на приборное масс-фракционирование. Величина бланка Pb (холостой опыт) во время проведения анализов не превышала 0,2 нг, а его состав был следующим: 206Pb/204Pb - 18,120; 207Pb/204Pb - 15,542; 208Pb/204Pb - 37,354. Соотношение свинца бланка и пробы не превышало 1/200000, поэтому поправка на состав и содержание холостого свинца для выполненных анализов не вводилась.
Определение изотопного состава серы в сульфидах выполнено с использованием процедур, описанных в статье [14]. Образец сульфида (20-30 мг) смешивали с V2O5 и толченым кварцем в пропорции 1:10:10 и помещали в реактор из плавленого кварца. Окисление серы производилось при температуре 850 °С. Изотопный состав серы измерялся на масс-спектрометре Thermo Finnigan Delta в режиме двойного напуска. Контроль корректности измерений проводился по стандартным образцам с известным изотопным составом в диапазоне ô34S от -15,1 до +21,8 % относительно троилита из Canyon Diablo (CDT) (включая международные стандарты: NBS-123 - ô34S = +17,44; и NBS-127 - ô34S = +21,8). Воспроизводимость измеренного изотопного состава серы, включая подготовку образца, не хуже 2g ± 0,1 % для ô34S. Величины ô34S рассчитаны относительно стандарта CDT.
Результаты и обсуждение. Re-Os датирование. Результаты Re-Os изотопного анализа пирита образцов ГР-1 и ГР-2 рудоносных березитов Морозкинского месторождения приведены в табл.1.
Таблица 1
Результаты Re-Os изотопного анализа монофракций пирита из рудоносных березитов Морозкинского месторождения
Образец Номер навески Навеска, мг Содержание, мг/т 187Re/188Os ±2а, % 187Os/188Os ±2а, % TMA, млн лет
Re Os
ГР-1 1 255,5 1,053 0,061 87,035 0,542 0,50550 0,004 261
2 216,3 1,691 0,053 163,67 0,155 0,67454 0,006 201
3 202,8 1,722 0,120 71,601 0,514 0,44923 0,007 270
4 199,2 0,938 0,182 25,453 0,294 0,37038 0,006 573
5 249,1 1,639 0,027 318,19 0,123 0,99408 0,014 163
ГР-2 6 198,0 11,26 0,236 881,47 0,169 22,0269 0,247 1473
7 229,1 12,19 0,304 566,06 0,150 15,0660 0,083 1564
8 234,0 10,41 0,287 422,69 0,134 11,1138 0,038 1540
9 187,6 12,73 0,379 355,72 0,127 9,40346 0,069 1545
10 205,3 12,90 0,261 1078,8 0,075 27,3467 0,017 1496
Изученные монофракции пирита двух образцов характеризуются значительными различиями как в содержании рения и осмия, так и в их соотношении. Если содержание рения в пирите ГР-1 изменяется от 0,938 до 1,722 мг/т, а осмия от 0,027 до 0,182 мг/т, то пирит ГР-2 обогащен этими элементами в 2-10 раз больше: содержание рения варьирует от 10,4 до 12,9, а осмия - от 0,236 до 0,379 мг/т. По содержанию осмия изученные пириты сопоставимы с пиритом золоторудных месторождений, ассоциирующих с конгломератами, и отличаются на порядок от пирита гидротермальных сульфидных месторождений золота (в большую сторону) и месторождений золота в ко-матиитах (в меньшую сторону) (рис.3).
Изотопный состав осмия изученных монофракций пирита также значительно различается для двух образцов метасоматитов. Так, если в пирите ГР-1 величина измеренного отношения 187Os/188Os находится в интервале 0,37-0,99 и отличается как от коровых (>1,0 [28]), так и от мантийных (~ 0,1286 [24, 27]) величин, то для пирита образца ГР-2 оно изменяется от 9,4 до 27,3 и соответствует типично коровым значениям. Высокие величины изотопного отношения 187Os/188Os являются следствием накопления радиогенного изотопа 187Os за счет радиоактивного распада рения in situ в матрице сульфида, а также первично радиогенного характера изотопного состава осмия источника вещества, за счет которого формировались сульфиды гидротермальных метасоматитов (например, коровые породы). Соответственно, смешение вещества различных по составу и содержанию осмия источников (например, коры и мантии) в процессе формирования рудоносных березитов также будет сказываться на величине начального отношения изотопов осмия пирита [31].
На изохронных диаграммах в координатах 187Re/188Os-187Os/188Os изотопные составы пирита образцов ГР-1 и ГР-2 образуют линейные тренды (рис.4). Так, для образца ГР-2 по трем из пяти анализов (рис.4, а) можно рассчитать линейную корреляцию, наклон которой соответствует возрасту 1468 ± 4 млн лет при величине СКВО (средний квадрат взвешенных отклонений) 1,7 и начальном изотопном отношении осмия (187Os/188Os)0, равном 0,6320 ± 0,057. Рассчитанный возраст значительно
Os, мг/т
10000
1000
100
10
0,1
0,01
0,001
Золото Витватерсранда
Эпитермальное золото Папуа - Новая Гвинея
Пириты рифа Стейн Пириты рифа Вентерсдорп
Гидротермальное золото разных типов
0,01
0,1
О ГР-1
10
О ГР-2
100 Re, мг/т
Рис.3. Положение монофракций пирита Морозкинского месторождения на диаграмме распределения содержания рения и осмия в рудных минералах золоторудных месторождений [19, 25]
О
оо 00
"и
о
32 28 24 20 16 12
200
1468 ± 4 млн лет (187Os/188Os)o = 0,6320 ± 0,05 СКВО = 1,7
400 600 800 1000 1200 187Re/188Os
1,2 1,0
0,8 0,6 0,4 0,2
ГР-1
129 ± 3 млн лет (187Os/188Os)0 = 0,3176 ± 0,0052 СКВО = 2,1
100 200 300
187Re/188Os
400
Рис. 4. Изохронные Re-Os диаграммы для монофракций пирита Морозкинского месторождения: а - образец ГР-2, изохрона построена по трем анализам (четыре точки); б - образец ГР-1
отличается от известных датировок рудной минерализации и магматизма в пределах Центрально-Алданского рудного района и не подтверждается прямыми геологическими наблюдениями структурно-текстурных особенностей руд. По составу и содержанию рения и осмия пирит образца ГР-2 относится к группе так называемых высокорадиогенных с низким содержанием обычного (нерадиогенного) осмия (low-level-high-radiogenic, LLHR [31]) сульфидов. Происхождение таких сульфидов до сих пор не ясно, однако, учитывая высокую величину Re/Os отношения, присущую этим сульфидам, и используя их рений-осмиевую изотопную систематику, часто можно получить очень точные датировки минерализации (аналогично применению рений-осмиевой системы в молибденитах), но при этом, как правило, с высокой неопределенностью начального изотопного состава осмия в момент образования изотопной системы [31].
Все это в полной мере относится к изотопной систематике осмия пирита образца ГР-2: содержание 187Os, в котором варьирует в пределах 0,17-0,21 мг/т, а содержание обычного осмия составляет меньше половины этого значения. При этом неопределенность начального изотопного отношения осмия по построению изохроны составляет 10 %, но даже при изменении на 10-20 % этой величины оценка возраста меняется незначительно, в пределах ±10 млн лет.
Если предположить, что состав осмия пирита в момент образования соответствовал мантийным характеристикам (187Os/188Os ~ 0,1286), то максимальный возраст системы увеличится до 1565 млн лет. Более того, если использовать для расчета линейного тренда все пять анализов пирита данного образца, то наклон полученной эрохроны будет соответствовать 1451 ± 96 млн лет при начальном изотопном составе осмия (187Os/188Os)0 0,8 ± 1,2 и СКВО, равном 33.
Дополнительным аргументом в пользу значимости полученного линейного тренда на изохронной диаграмме служит и величина модельного Re-Os возраста изученных монофракций относительно хондритового резервуара (Tma): от 1473 до 1564 млн лет (см. табл.1). В 20 км на северо-восток от изучаемого объекта [26] ранее были зафиксированы сходные проявления магматизма c апатитовыми рудами (Селигдарское месторождение), возраст которых на основании K-Ar метода датирования находится в интервале 1400-1500 млн лет. Возможно, рудообразующий флюид, поступивший в зону разгрузки в основную стадию мезозойского магматизма около 130 млн лет назад, формировался как за счет остаточного вещества магматического расплава сиенитов, так и за счет ремобилизации вещества из вмещающих пород венд-нижнекембрийского платформенного чехла или гнейсов и кристаллосланцев фундамента. При этом основным источником осмия сульфидной минерализации был материал корового происхождения [31]. В этом случае начальный изотопный состав осмия (187Os/188Os)0 фракций пирита должен был варьировать в пределах 25,00-8,63 в момент кристаллизации пирита 130 млн лет назад, или в среднем 15,554 ± 6,4. Столь высокая величина изотопного отношения (187Os/188Os)0 для верхней коры - 1,2, для нижней - 0,8 [24]) могла сформироваться в источнике с Re/Os соотношением 120-530 за 500-700 млн лет. В качестве источника осмия могли выступать сульфиды вмещающих пород
б
а
5
2
3
8
4
4
0
платформенного чехла, для которых характерен фракционированный характер рений-осмиевого отношения вплоть до 106 и более в случае присутствия в них молибденита. Кроме того, и высокая вариативность начального изотопного отношения осмия для изученных фракций пирита хорошо согласуется с осадочным происхождением сульфидов, при котором отсутствует предварительная гомогенизация изотопного состава рений-осмиевой системы.
Для пирита образца ГР-1 Re-Os изохрона построена по всем пяти выполненным анализам, величина среднеквадратичного отклонения (СКВО) равна 2,1, начальное изотопное отношение осмия (187Os/188Os)0 0,3176 ± 0,0052, наклон изохроны соответствует возрасту 129 ± 3 млн лет (рис.4, б). Несмотря на относительно высокую величину СКВО, эта оценка близка возрасту кристаллизации сиенитов горы Рудная, который был получен авторами работы [13] на основе датировок циркона уран-свинцовым локальным методом (SHRIMP-II). В этой работе на основании анализа редкоэлементного состава было выделено два контрастных по составу и облику (магматический и гидротермально-метасоматический), но одновозрастных, типа циркона, и сделан вывод о близкоодновременном характере магматической кристаллизации сиенитов горы Рудная и их флюидной переработке. Полученная оценка возраста сульфидов хорошо согласуется и с возрастом рудоносных гумбеитов Рябинового месторождения (129 ± 1 млн лет), и временем основной рудо-продуктивной стадии магматизма в пределах Центрально-Алданского рудного района [16]. Таким образом, Re-Os изохронный возраст (129 ± 3 млн лет) пирита образца ГР-1 можно рассматривать как геологически значимый, а магматическую кристаллизацию сиенитов горы Рудная и формирование рудной минерализации в березитах - субсинхронными.
Изотопный состав Pb. Изотопный состав свинца был изучен в четырех образцах сиенита и в трех монофракциях пирита из рудоносных березитов Морозкинского месторождения. Результаты измерений изотопного состава свинца, модельный возраст и параметры источника свинца по модели Стейс - Крамерса [30] приведены в табл.2, а начальные изотопные характеристики, рассчитанные на время предполагаемой кристаллизации интрузии ~130 млн лет, - в табл.3.
Измеренные величины изотопных отношений сиенитов варьируют в диапазонах: 206Pb/204Pb от 16,775 до 17,399; 207Pb/204Pb - от 15,308 до 15,444; 208Pb/204Pb - от 36,743 до 37,686. Свинец пирита характеризуется существенно меньшими вариациями изотопного состава и более радиогенным составом по сравнению с сиенитами: 206Pb/204Pb - от 17,369 до 17,521; 207Pb/204Pb - от 15,450 до 15,537; 208Pb/204Pb - от 37,680 до 38,178. В координатах 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb (рис.5) точки изотопного состава свинца изученных образцов находятся ниже линии эволюции изотопного состава свинца Земли по двухстадийной модели Стейси - Крамерса [30] и левее геохроны, образуя отчетливый линейный тренд (за исключением образца пирита ГР-1), который может иметь как геохронологическое значение (если он образован преимущественно за счет распада урана и накопления радиогенного свинца in situ), так и свидетельствовать о смешении вещества как минимум двух источников с различным изотопным составом в процессе кристаллизации пород и формирования сульфидов. Рассчитанные тренды указывают на позднеархейский возраст формирования свинцовой изотопной системы сиенитов и пиритов - около 2,6 млрд лет назад (на рис.5 показана сверочная изохрона с возрастом 2589 ± 110 млн лет, рассчитанная по четырем точкам при СКВО = 13). Альтернативным объяснением может быть формирование изотопной системы 130 млн лет назад за счет смешения корового свинца 206Pb/204Pb 18,505, 207Pb/204Pb 15,619 и нижне-корового-мантийного с возрастом 2400 млн лет и составом 13,88 и 14,82 соответственно (рис.5). При этом очевидно, что доля нижнекорового-мантийного свинца должна составлять в смеси не менее 20 % (до 40-60 %), принимая во внимание преимущественное концентрирование свинца в верхнекоровых породах (средняя концентрация в четыре раза выше, чем в мантии [28]) и содержание свинца в изученных образцах (15-20 г/т). Уран-свинцовые отношения ^2 в изученных образцах сиенитов варьируют в относительно узком диапазоне 8,87-9,36, но сама величина отношения существенно ниже 9,74 (среднее значение для силикатной Земли модели Стейси - Крамерса [30]), что может указывать на относительное истощение ураном магматического источника сиенитов. В то же время для пирита величина р,2 существенно выше, достигая 9,70 в образце ГР-1, что позволяет оценить модельный возраст уран-свинцовой системы этого пирита в 790-800 млн лет (рис.5) согласно двухстадийной модели эволюции изотопного состава свинца Стейси - Крамерса. Значения Ю2 и Х2 в сиенитах варьируют в широких пределах: 15,0-31,0 и 1,51-3,52 соответственно,
что отражает повышенную подвижность урана и тория относительно свинца в источнике расплавов и при кристаллизации пород за счет влияния флюидной компоненты.
Таблица 2
Изотопный состав свинца (измеренный) в сиенитах и монофракциях пирита Морозкинского месторождения
Номер образца 206Pb/204Pb ± 2о 207Pb/204Pb ± 2о 208Pb/204Pb ± 2а * Т, млн лет * ю * х
Сиениты
1212 17,3987 ± 6 15,4185 ± 7 37,6861 ± 24 570 9,15 26,0 2,63
1213 17,1965 ± 3 15,4042 ± 3 37,1994 ± 11 700 9,15 15,0 1,51
1214 17,1744 ± 6 15,4443 ± 6 37,3495 ± 20 800 9,36 21,0 2,07
Г-1 16,7748 ± 2 15,3084 ± 2 36,7432 ± 5 850 8,87 31,0 3,52
Сульфиды (пирит)
ГР-1 17,4171 ± 4 15,5368 ± 5 38,1783 ± 17 790 9,70 - -
ГР-1/1 17,3688 ± 3 15,4496 ± 3 37,8907 ± 7 650 9,30 - -
ГР-2 17,5206 ± 3 15,4553 ± 3 37,6802 ± 6 550 9,28 - -
* Модельный возраст и параметры ц (238U/204Pb), ю (232Th/204Pb), х (232Th/238U) рассчитаны по двухстадийной модели [30] с использованием Isoplot, Version 3.70*.
Таблица 3
Начальные изотопные характеристики изученных образцов Морозкинского месторождения, расчитанные на время предполагаемой кристаллизации ~130 млн лет
Номер образца U, ppm Th, ppm Pb, ppm 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb * w ю w х
Сиениты
1212 3,01 7,93 14,4 17,1356 15,4057 37,4592 12,9 35,2 2,72
1213 1,60 2,42 19,0 17,0915 15,3991 37,1474 5,15 8,05 1,56
1214 1,28 2,65 18,2 17,0865 15,4400 37,2900 4,31 9,23 2,14
Г-1 2,48 8,73 26,4 16,6593 15,3028 36,6101 5,67 20,6 3,64
Сульфиды (пирит)
ГР-1 - - - 17,4171 15,5368 38,1783 - - -
ГР-1/1 - - - 17,3688 15,4496 37,8907 - - -
ГР-2 17,5206 15,4553 37,6802
4550 млн лет
15,8
15,6
15,4
15,2
15,0 16,1
130 млн лет 206/204: 18,505 207/204: 15,619 >
.400
Ц2 = 9,7
0/
Ц2 = 9,0
2400 млн лег 206/201: 13.88 207/201: 14.82
400
800
0
Ц2= 8,0
4450 млн лет
_EJ2
3
4
16,4 16,8
17,2 17,6
206pb/204pb
18,0
18,4 18,8
Рис.5. Диаграмма измеренных составов
207рЬ/204рЬ и 206рЬ/204рЬ
для сиенитов и сульфидов (пириты) Морозкинского месторождения. Кривые эволюции изотопного состава РЬ рассчитаны при различных соотношениях урана и свинца в источнике ^2 согласно модели Стейси - Крамерса [30]
1 - сверочная изохрона с возрастом 2589 ± 110 млн лет по четырем точкам (три анализа сиенитов, один сульфида, СКВО - 13); 2 - параметры изотопного состава и возраст конечных компонентов смешения
вещества при образовании наблюдаемого тренда в изотопных координатах; 3 - изотопный состав РЬ в сиенитах; 4 - в сульфидах; 5 - геохроны с возрастом 4450 и 4550 млн лет
* LudwigK.R. User's manual for Isoplot. Version 3.70. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, Special Publication, 4, 2008. 77 p.
1
5
15,8
15,7
15,6
4РЪ
/Ъ 15,5
Р
15,4
15,3
15,2
ВК
17,0
17,5
18,0 18,5 206РЪ/204РЪ
19,0
19,5
£
о
ем
39,5 39,0 38,5 38,0 37,5 37,0 36,5 36,0
Кратонизированная^ кора
шт
ж
Некратонизированная кора
Мантия
Океанические вулканические породы
На диаграмме в координатах
207рЬ/204рЬ_206рЬ/204рЬ (ри(.д ^
точки начального изотопного состава свинца (с поправкой на накопление радиогенного свинца за 130 млн лет с момента образования) образцов сиенита (образцы 1212, 1213, 1214) образуют компактную группу вблизи кривой эволюции мантии и поля обогащенной мантии типа ЕМ I [32]. Точка, отвечающая изотопному составу свинца образца Г-1, расположена значительно ниже и соответствует кривой эволюции нижней коры. Эти результаты не противоречат выводам, полученным при изучении стронций-неодимовой изотопной систематики Центрально-Алданского района [4, 33]. Начальный изотопный состав свинца двух образцов пирита (ГР-1/1 и ГР-2) близок составу сиенитов и на диаграмме располагается на кривой эволюции мантии в поле изотопных составов базальтов МОКВ [34]. Фигуративная точка монофракции пирита ГР-1 сдвинута относительно состава других изученных образцов и расположена непосредственно у кривой развития изотопного состава свинца Стейси - Крамерса или «Ороген» модели плюмботекто-ники [23] и соответствует составу свинца возраста 790-800 млн лет.
На диаграмме в координатах
208рЬ/204рЬ_206рЬ/204рЬ (рисД б)
точки изотопных составов РЪ сиенитов и пирита (ГР-2) образуют линейный тренд между трендами эволюции нижней коры (НК) и коры Стейси - Крамерса (С-К). Все точки изотопных составов, за исключением нескольких образцов (1213, Г-1), расположены в поле кратонизированной континентальной коры [3]. Начальные изотопные характеристики свинца сиенитов горы Рудная сходны с аналогичными характеристиками магматических пород Кет-Капского золоторудного района (расположен в 400 км юго-восточнее Центрально-Алданского района), для которых мантийный источник типа РКЕМА (преобладающая мантия [32]), как установлено в работе [3], играл важную роль. Отличительной особенностью магматитов Кет-Капского района является также участие вещества с изотопными характеристиками верхнекорового источника в формировании магматических расплавов, в то время как его роль для генезиса сиенитовых магм горы Рудная незначительна.
Таким образом, изучение изотопного состава свинца в сиенитах и монофракциях пирита Морозкинского месторождения позволяет идентифицировать источник вещества магматических
17,0
17,5
19,0
19,5 20,0
18,0 18,5
2°6рЪ/2°4рЪ
о 1 □ 2 о 3
Рис.6. Диаграммы зависимости начальных изотопных составов 207РЪ/204РЪ от 206РЪ/204РЪ (а) и 208РЪ/204РЬ от 206РЪ/204РЪ (б) для сиенитов и сульфидов (пиритов) Морозкинского месторождения. Положение полей составов
мантийных источников по [23, 32]: БМ - деплетированная мантия; РКЕМА - преобладающая мантия; ЕМ I - обогащенная мантия I типа; ЕМ II - обогащенная мантия II типа; МОКВ - базальты срединно-океанических хребтов [3]. Кривые эволюции изотопного состава РЬ в мантии, источнике типа «Ороген», нижней (НК) и верхней (ВК) коры показаны согласно модели плюмботектоники [23], а коры С-К - согласно модели Стейси - Крамерса [30]
1 - изотопный состав РЪ в сиенитах; 2 - в сульфидах; 3 - магматических породах Кет-Капского золоторудного района [3]
расплавов и сопутствующих им рудных компонентов. Линейный тренд, показанный на РЬ-РЬ изотопных диаграммах (рис.6), свидетельствует о гетерогенном изотопном составе свинца и существенной роли в формировании магматических пород свинца мантии и нижней коры. Изотопный состав свинца пирита имеет близкий к сиенитам мантийный источник вещества, что позволяет предполагать доминирующую роль магматических флюидов в формировании оруденения. В то же время в составе пирита присутствует свинец, изотопный состав которого указывает на верхнеко-ровый источник вещества (или источник типа «Ороген») при генезисе рудного минерала.
Изотопный состав серы. Изотопный состав серы изучен в сульфидах Морозкинского месторождения рудоносных березитов, было выполнено 16 анализов: 10 - пирита (Ру), 3 - халькопирита (Сср), 3 - арсенопирита (Ару) (табл.4). Несмотря на ограниченное количество определений 5348, полученные результаты позволили охарактеризовать условия формирования сульфидной минерализации на изучаемом месторождении.
Таблица 4
Изотопный состав серы в сульфидах месторождения Морозкинское
Номер образца Минерал 534S, %о
ГР-1 Py 0,2
ГР-1/1 » 0,3
ГР-1/2 » -0,4
ГР-1/3 » 0,6
ГР-1/4 » -0,3
ГР-1/5 » -0,1
ГР-2 » -1,9
ГР-2/1 » -1,7
МТ-152 » -2,3
ГР-2/3 » -1,2
ГР-1/7 Сср 0,3
ГР-2/2 » -0,7
МТ-152/2 » -0,9
ГР-1/6 Apy 0,5
ГР-2/1 » -0,3
МТ-152/1 » -0,4
Значения ô34S сульфидов изменяются от -2,3 до +0,6 %о, при этом интервал вариаций ô34S пирита от -2,3 до +0,6 %, халькопирита от -0,9 до +0,3 %, и арсенопирита от -0,4 до +0,5 % (рис.7, а). Очевидно, что интервал значений ô34S пирита шире, но, возможно, это обусловлено и большим числом измерений состава пирита. В целом, вариации изотопного состава серы в изученных сульфидах незначительны. И это говорит в пользу гомогенного состава очага рудоносных магм и о магматическом источнике серы в рудах. Однако полностью исключить влияние осадочной компоненты за счет мобилизации серы из венд-нижнекембрийских доломитов при контаминации расплава нельзя, но изотопный состав серы подстилающих доломитов остался пока не изученным.
Изотопный состав серы из сульфидов месторождений Центрально-Алданского рудного района ранее неоднократно изучался [2, 5, 17]. Сравнительный анализ различных объектов в пределах Центрально-Алданского рудного района показал значительные вариации изотопного состава серы в сульфидах (рис.7, б). Считается, что вариации ô34S сульфидов из гидротермально-метасоматиче-ских месторождений являются следствием проявления различных магматических и постмагматических процессов: контаминации магмы веществом вмещающих пород, миграции подвижных компонентов, изменения окислительно-восстановительного потенциала минералообразующего флюида, обменными реакциями в процессе рудообразования и др. Кроме того, в одном и том же магматическом цикле могли принимать участие «специализированные» по изотопному составу серы различные участки магмы, формирующие, собственные гидротермальные растворы [1, 22, 29]. Несмотря на существенные вариации изотопного состава серы в сульфидах месторождений
о н о
-2,5
-1,5
LU 1 02 CSD 3 X
X X
X
Х^
-1 -0,5 S34S, %0
0,5
Рис.7. Изотопный состав серы в сульфидах месторождения Морозкинское (а) и Центрально-Алданского рудного района [2, 5, 17], месторождений различных генетических типов золота [1, 21, 25] (б) 1 - пирит, 2 - халькопирит, 3 - арсенопирит
Центрально-Алданский рудный район:
-25
Коровый источник
-20 -15
-10 -5 0 5
S34S, °/оо
10
15
20
25
а
2
0
1
б
Центрально-Алданского рудного района, очевидно, что в пределах изучаемой территории сера в значительной степени имеет магматическое происхождение (53^ ± 5%о, рис.7, б). Однако, геологическая обстановка и структурно-текстурная особенность руд указывают, что формирование золоторудных месторождений происходило в приповерхностных условиях с вовлечением в процесс минералообразования и серы осадочного происхождения. Так, изотопный состав серы сульфидов из руд Куранахского местор ождения (53^ от +11 до +30 %) подтверждает преимущественное заимствование серы рудоносными растворами из терригенных и карбонатных пород. По условиям формирования рудной минерализации (прожилково-вкрапленные оруденелые березиты зон дробления сиенитов) Морозкинское месторождение занимает промежуточное положение среди золоторудных объектов Центрально-Алданского рудного района, что определяет и состав участвующей в процессе минералообразования серы, и преимущественно магматический характер ее источника.
Заключение. Результаты проведенных исследований позволяют сформулировать следующие выводы и наметить направления дальнейших исследований.
Яе-08 изотопное датирование сульфидной минерализации золоторудного месторождения Морозкинское впервые позволило получить надежную оценку возраста собственно золотого ору-денения -129 ± 3 млн лет. Таким образом, гидротермальный рудный процесс в березитах месторождения Морозкинское и внедрение магматических расплавов сиенитов горы Рудная (-130 млн лет назад) происходили практически синхронно.
Начальный изотопный состав осмия изученных сульфидов указывает на смешанный, ман-тийно-коровый, источник вещества сульфидной минерализации.
Изотопный состав свинца сиенитов свидетельствует о присутствии свинца мантийной природы, причем сама мантия должна быть древней - палеопротерозойской или даже неоархейской, тогда как роль свинца нижней коры незначительна. Изотопный состав свинца пирита указывает на близкий по составу мантийный источник, но с участием верхнекорового вещества при генезисе рудного минерала.
Изотопный состав серы сульфидов (от -2,3 до +0,6 %о) имеет отчетливо магматогенный характер.
Вся совокупность полученных изотопно-геохимических характеристик сульфидных минералов рудных метасоматитов указывает на близкий состав источника сиенитовых расплавов массива горы Рудная и рудоносных флюидов. Однако, преимущественная концентрация золота в окисленных зонах минерализованных метасоматитов указывает на значимость процессов вторичного обогащения, и для оценки их роли необходимо дальнейшее изучение сульфидной минерализации, включая характеристику изотопного состава меди и железа, чувствительной к окислительно-восстановительным условиям образования.
ЛИТЕРАТУРА
1. Аникина Е.Ю. Изотопный состав серы сульфидов сереброрудного месторождения Мангазейское (восточная Якутия, Россия) / Е.Ю.Аникина, Г.Н.Гамянин, Н.С.Бортников // Геология рудных месторождений. 2010. Т. 52. № 6. С. 534-552.
2. Бойцов В.Е. Модель формирования комплексных золотоурановых месторождений Центрально-Алданского рудного района / В.Е.Бойцов, Г.Н.Пилипенко, Л.А.Дорожкина // Известия вузов. Геология и разведка. 2006. № 2. С. 23-31.
3. Вариации изотопного состава свинца в полиформационных магматитах Кеткапско-Юнской магматической провинции Алданского щита как свидетельство мантийно-корового взаимодействия / В.Ф.Полин, С.И.Дриль, А.И.Ханчук и др. // Доклады Академии наук. 2016. Т. 468. № 5. С. 566-571. Б01: 10.7868/80869565216170229
4. Васюкова Е.А. Петролого-геохимическая характеристика и возраст пород Ыллымахского массива (Алданский щит, южная Якутия) / Е.А.Васюкова, А.В.Пономарчук, А.Г.Дорошкевич // Геология и геофизика. 2020. Т. 61. № 4. С. 489-507. Б01: 10.15372/0102019147
5. Добровольская М.Г. Золоторудное месторождение Лебединое (Центральный Алдан): минеральные парагенезисы, стадии и условия образования / М.Г.Добровольская, М.В.Разин, В.Ю.Прокофьев // Геология рудных месторождений. 2016. Т. 58. № 4. С. 346-366. Б01: 10.7868/Б001677701604002Х
6. Золоторудные месторождения Центрального Алдана / В.Г.Ветлужских, В.И.Казанский, А.Я.Кочетков, В.М.Яновский // Геология рудных месторождений. 2002. Т. 44. № 6. С. 467-499.
7. Казанский В.И. Уникальный Центрально-Алданский золото-урановый рудный район (Россия) // Геология рудных месторождений. 2004. Т. 46. № 3. С. 195-211.
8. Лебединский золоторудный узел (особенности геологического строения, метасоматиты и оруденение) / А.В.Молчанов, А.В.Терехов, В.В.Шатов и др. // Региональная геология и металлогения. 2013. № 55. С. 99-110.
9. Максимов Е.П. Центрально-Алданская золото-урановорудная магматогенная система (Алдано-Становой щит, Россия) / Е.П.Максимов, В.И.Уютов, В.М.Никитин // Тихоокеанская геология. 2010. Т. 29. № 2. С. 3-26.
10. Морозкинское золоторудное месторождение (особенности геологического строения и краткая история открытия) / О.В.Петров, А.В.Молчанов, А.В.Терехов, В.В.Шатов // Региональная геология и металлогения. 2018. № 75. С. 112-116.
11. Парфенов Л.М. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / Л.М.Парфенов, М.И.Кузьмин. М.: Наука/Интерпериодика, 2001. 571 с.
12. Первичная природа, возраст и геодинамическая обстановка формирования протолитов метаморфических пород федоровской толщи, Алданский щит / С.Д.Великославинский, А.Б.Котов, Е.Б.Сальникова и др. // Петрология. 2006. Т. 14. № 1. С.25-43.
13. Первые данные о и-РЬ возрасте и составе циркона из рудоносных сиенитов горы Рудная (южная Якутия) / В.Е.Гузев, А.В.Терехов, С.Г.Скублов, В.И.Леонтьев, А.В.Молчанов // Тихоокеанская геология. 2021. Т. 40. № 6. С.85-99.
14. Пиритизированные двустворчатые моллюски из верхнего триаса орогенного золото-сурьмяного месторождения Сентачан (восточная Якутия): минеральный состав и изотопный состав серы / Г.А.Пальянова, Е.С.Соболев, В.Н.Реутский, Н.С.Бортников // Геология рудных месторождений. 2016. Т. 58. № 6. С. 513-521. Б01: 10.7868/80016777016060071
15. Раннедокембрийские гранитогнейсовые комплексы центральной части Алданского щита / С.Д.Великославинский, А.Б.Котов, Е.В.Толмачева и др. // Петрология. 2011. Т. 19. № 4. С. 399-416.
16. Рябиновое медно-золото-порфировое месторождение (Южная Якутия): геологическое строение, геохимия изотопов благородных газов и изотопное (И-РЬ, ЯЬ-Бг, Яе-08) датирование околорудных метасоматитов и оруденения / Н.В.Шатова, А.В.Молчанов, А.В.Терехов и др. // Региональная геология и металлогения. 2019. № 77. С. 75-97.
17. Физико-химические условия формирования руд Самолазовского месторождения золота (Центральный Алдан) / И.Д.Борисенко, А.А.Боровиков, А.С.Борисенко, И.В.Гаськов // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 12. С. 1915-1927. Б01: 10.15372/01020171205
18. Хомич В.Г. Природа позднемезозойских рудномагматических систем Алданского щита / В.Г.Хомич, Н.Г.Борискина // Литосфера. 2016. № 2. С.70-90.
19. A major Archean, gold- and crust-forming event in the Kaapvaal Craton, South Africa / J.Kirk, J.Ruiz, J.Chesley et al. // Science. 2002. Vol. 297. Iss. 5588. P. 1856-1858. DOI: 10.1126/science.1075242
20. Birck J.L. Re-Os isotopic measurements at the femtomole level in natural samples / J.L.Birck, M.R.Barman, F.Campas // Geostandards Newsletter. 1997. Vol. 20. № 1. P. 19-27. DOI: 10.1111/j.1751-908X.1997.tb00528.x
21. Chang Z. Sulfur isotopes in sediment-hosted orogenic gold deposits: Evidence for an early timing and a seawater sulfur source / Z.Chang, R.R.Large, V.Maslennikov // Geology. 2008. Vol. 36. Iss. 12. P. 971-974. DOI: 10.1130/G25001A.1
22. Geochemistry of porphyry deposits / D.R.Cooke, P.Hollings, J.J.Wilkinson, R.M.Tosdal // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 13. P. 357-281. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.01116-5
23. Halla J. Pb isotopes - a multi-function tool for assessing tectonothermal events and crust-mantle recycling at late Archaean convergent margins // Lithos. 2018. Vol. 320-321. P. 207-221. DOI: 10.1016/ j.lithos.2018.08.031
24. Harvey J. Mantle sulfides and their role in Re-Os and Pb isotope geochronology / J.Harvey, J.M.Warren, S.B.Shirey // Reviews in Mineralogy & Geochemistry. 2017. Vol. 81. Iss. 1. P. 579-649. DOI: 10.2138/rmg.2016.81.10
25. Hattori R.H. Contribution of mafic melt to porphyry copper mineralization: evidence from Mount Pinatudo, Philippines and Bingham Canyon, Utah, USA / K.H.Hattori, J.D.Keith // Mineralium Deposita. 2001. Vol. 36. Iss. 8. P. 799-806. DOI: 10.1007/s001260100209
26. Mineralogy, age and genesis of apatite-dolomite ores at the Seligdar apatite deposit (Central Aldan, Russia) / I.R.Pro-kopyev, A.G.Doroshkevich, A.V.Ponomarchuk, S.A.Sergeev // Ore Geology Reviews. 2017. Vol. 81. Part 1. P. 296-308. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2016.10.012
27. Reisberg L. Osmium isotope contraints on formation and refertilization of the non-cratonic continental mantle lithosphere // Chemical Geology. 2021. Vol. 574. № 120245. DOI: 10.1016/ j.chemgeo.2021.120245
28. Rudnick R Composition of the continental crust / R.L.Rudnick, S.Gao // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 4. P. 1-51. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.00301-6
29. Shanks W.C.P. III. Stable isotope geochemistry of mineral deposits // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 13. P. 59-85. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.01103-7
30. Stacey J.S. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model / J.S.Stacey, I.D.Kramers // Earth and Planetary Science Letters. 1975. Vol. 26. Iss. 2. P. 207-221. DOI: 10.1016/ 0012-821X(75)90088-6
31. Stein H.J. Dating and tracing the history of ore formation // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 13. P. 87-118. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.01104-9
32. Stracke A. Earth's heterogeneous mantle: a product of convection-driven interaction between crust and mantle // Chemical Geology. 2012. Vol. 330-331. P. 274-299. DOI: 10.1016/ j.chemgeo.2012.08.007
33. Trace element and Sr-Pb-Nd-Hf isotope evidence for ancient, fluid-dominated enrichment of the source of Aldan Shield lampro-ites / G.R.Davis, A.J.Stolz, I.L.Mahotkin et al. // Journal ofPetrology. 2006. Vol. 47. Iss. 6. P. 1119-1146. DOI: 16.1093/petrology/ egl1005
34. White W.M. Composition of the oceanic crust / W.M.White, E.M.Klein // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 4. P. 457-498. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.00315-6
Авторы: В.Е.Гузев, геолог, аспирант, vladislav_guzev@vsegei.ru, https://orcid.org/0000-0003-3288-7999 (Всероссийский научно-исследовательский геологический институт имени А.П.Карпинского, Санкт-Петербург, Россия; Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия), А.В.Терехов, канд. геол.-минерал. наук, заместитель заведующего отделом, https://orcid.org/0000-0003-2001-1391 (Всероссийский научно-исследовательский геологический институт имени А.П.Карпинского, Санкт-Петербург, Россия), Р.Ш.Крымский, канд. геол.-минерал. наук, заведующий отделом, https://orcid.org/0000-0001-5389-5651 (Всероссийский научно-исследовательский геологический институт имени А.П.Карпинского, Санкт-Петербург, Россия), Б.В.Беляцкий, ведущий инженер, https://orcid.org/0000-0002-4022-9366 (Всероссийский научно-исследовательский геологический институт имени А.П.Карпинского, Санкт-Петербург, Россия), А.В.Молчанов, д-р геол.-минерал. наук, заведующий отделом, https://orcid.org/0000-0003-1217-7607 (Всероссийский научно-исследовательский геологический институт имени А.П.Карпинского, Санкт-Петербург, Россия).
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
