Особенности редкометалльного оруденения и генетическая связь минеральных ассоциаций в восточном обрамлении Мурзинско-Адуйского антиклинория (Уральская изумрудоносная полоса)

Введение

За время изучения Уральской изумрудоносной полосы (УИП) проведено много поисковых, исследовательских и научных работ, посвященных в основном изумрудоносным слюдитовым комплексам, берилловой минерализации [1, 2] и редкометалльным пегматитам.

В работе приведен минералогический анализ основных минеральных ассоциаций с редкометалльным оруденением в пределах УИП, описаны их отличительные особенности и обоснован прогнозно-оценочный комплекс для выявления новых объектов с целью определения возможности расширения и использования минерально-сырьевой базы Урала путем разработки новых прогнозно-поисковых критериев на редкометалльное и камнесамоцветное оруденение. Изучены геолого-структурные особенности района и выделены основные минеральные ассоциации в восточном обрамлении Мурзинско-Адуйского антиклинория в пределах УИП, определены условия нахождения и особенности основных рудных формаций УИП, а также разработаны прогнозно-поисковые критерии редкометалльной и камнесамоцветной рудных формаций.

Методология

Микроэлементный состав минералов ряда танталит-колумбит изучался методом ICP-MS на масс-спектрометре ELAN 9000 (Д.В.Киселева, Институт геологии и геохимии им. академика А.Н.Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург). Анализ темных слюд проводился методом ICP-MS на масс-спектрометре Element2 аналитической группой Ю.Л.Ронкина (Институт геологии и геохимии им. академика А.Н.Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург). Состав бериллов изучался с помощью электронно-зондового микроанализатора Cameca SХ100 (В.В.Хиллер, Институт геологии и геохимии им. академика А.Н.Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург).

Геолого-структурная позиция района

Мурзинско-Адуйский антиклинорий расположен на восточном склоне Среднего Урала и охватывает небольшой фрагмент зоны сопряжения Восточно-Уральского поднятия с передовыми структурами Восточно-Уральского прогиба [3]. Все вместе они представляют геолого-тектоническую структуру, входящую в состав Восточно-Уральской редкометалльной металлогенической провинции, генетически связанную со становлением позднепермских гранитных массивов. В современном представлении район УИП занимает полосу шириной 3-5 км и длиной около 200 км, в пределах которой насчитывается 38 месторождений и проявлений редкометалльного, благороднометального и камнесамоцветного сырья. Территориально район находится в восточном обрамлении Мурзинско-Адуйского антиклинория, где отмечается интенсивное развитие магматических образований, которые отличаются как по составу, так и по возрасту.

Ордовикские образования представлены дунитами, габбро-норитами и серпентинитами Баженовского и Алапаевского комплексов, развитыми в северо-восточной и восточной частях района. Среднедевонские породы представлены диоритами Лесозаводского массива, расположенного в центре района. Позднепермские гранитные образования занимают основную часть района УИП и представлены гранитоидами Мурзинского, Адуйского и Малышевского массивов.

Мурзинский массив расположен на севере Мурзинско-Адуйского антиклинория и сложен гранитами трех комплексов: южаковского мигматит-гранитного, ватихинского адамеллитового (нижняя часть) и мурзинского гранитного (верхняя часть массива), возраст массива 248-259 млн лет [4, 5]. На территории Мурзинского массива широко распространены миароловые пегматиты с бериллами, топазами, турмалинами, возраст которых 230-200 млн лет [6]. Образование пегматитов, по мнению авторов, должно отвечать регресивному этапу становления Мурзинско-Адуйского антиклинория.

Значительная площадь района УИП сложена породами крупного полихронного многофазного Адуйского гранитного плутона, который входит в состав Мурзинско-Адуйского антиклинория (рис.1). Плутон относится к анатектической адамеллит-гранитной серии гранитоидов континентально-коллизионного типа [7], формировавшихся в условиях абиссальной фации (4-6 км). В работе [8] рассматривается четырехстадийная история формирования Мурзинско-Адуйского гранитного комплекса на основе Rb-Sr и Sm-Nd-датирований: раннепермская стадия (~260 млн лет) с образованием основной массы комплекса, позднепермская стадия (~250 млн лет) с внедрением лейкократовых гранитов в восточной части Мурзинского и северной части Адуйского массивов, среднепозднетриасовая стадия (~230 млн лет) с формированием пегматоидных лейкогранитов и пегматитов в северной части Адуйского массива и, наконец, раннеюрская стадия (~200 млн лет) с внедрением редкометалльных пегматитов в восточной части Адуйского массива.

Малышевский лейкогранитовый массив представлен тремя отдельными небольшими телами (6-7 х 1,5-2,5 км), залегающими в гипабиссальной фации и расположенными цепочкой в зоне Сусанского разлома вдоль восточного контакта Адуйского гранитного массива. Массив сложен постколлизионными лейкократовыми красновато-розовыми средне- и крупнозернистыми порфировидными гранитами. Малышевские граниты отличаются от Адуйских повышенной железистостью и радиоактивностью, содержанием акцессорного торита и т.д. Малышевский гранитный массив имеет возраст 240-220 млн лет [5].

Ранними работами [9, 10] в геодинамической истории Уральского складчатого пояса на Южном и Среднем Урале четко выделяется триасово-раннеюрский этап, начавшийся с посторогенного растяжения и рифтогенеза и закончившийся локально проявленными древнекиммерийскими складчато-сдвиго-надвиговыми дислокациями. Максимум этого растяжения приходится на границу триаса и перми. Этот возрастной этап (255-240 млн лет) очень широко проявлен и часто выявляется в метаморфических и интрузивных комплексах Урала. В это время в районе восточного обрамления Мурзинско-Адуйского антиклинория происходят интенсивная блоковая тектоника, коровый гранитоидный магматизм и чередующиеся в пространстве и времени процессы растяжения и сжатия коры по различным причинам, имеющим как глобальный, так и региональный характер [9, 11]. Все это привело к образованию основных постколлизионных минеральных ассоциаций и рудных концентраций в виде редкометалльного (Ta-Nb-Be), камнесамоцветного (хризоберилловая, изумрудная, фенакитовая) оруденений в восточном обрамлении Мур-зинско-Адуйского антиклинория.

Типы редкометалльного оруденения

В пределах рудного района УИП выделены основные геолого-генетические типы редкометалльного оруденения: жильное, метасоматические руды и гидротермалиты [12, 13]. Альбит-микроклиновые пегматиты с Be-Nb-Ta оруденением (месторождения Липовый Лог, Квартальное и ряд более мелких) приурочены к зонам сопряжения СЗ и СВ структур на участках бокового воздымания кровли гранитного массива (рис.2). Наиболее крупные тела пегматитов локализованы в пологих трещинах отрыва СВ простирания. По результатам химического Th-U-Pb-датирования уранинита и монацита из редкометалльных пегматитов месторождений Квартальное установлен возраст этих жильных пород (268-262 млн лет) [14].

В некоторых случаях месторождения редкометалльных гранитов формируются совместно (в одном рудном поле) с изум-рудно-берилловыми, например, Красноармейское. В пегматитах и гранитах наибольшим распространением пользуется альбитизация, в образовании которой отмечаются два этапа. На первом этапе происходит формирование пертитовых структур в калиевых полевых шпатах. Далее альбитизация развивается по трещинам в пегматитах и слюдитовых комплексах. Представлена она прожилками, сложенными среднезернистым альбитом, а иногда пластинчатым агрегатом клевеландита. С данным процессом связано образование промышленного редкометалльного (Ta-Nb-Be) оруденения на месторождениях и проявлениях УИП.

Образование редкометалльных пегматитов, по результатам ранних исследований [15], происходило при температуре 550-600 °С. Под воздействием высокотемпературных пневматолит-гидротермальных растворов происходило образование жилоподобных тел альбита с амфиболом, которые являются аналогами альбититов и встречаются на Мариинском изумрудно-берилловом месторождении. На основе данных минеральных геотермометров [16-18] можно говорить о достаточно высоких (500-550 °С) температурах образования изученных жилоподобных тел.

Основная рудная тантал-ниобиевая минерализация образует промышленные месторождения и представлена в основном минералами рядатанталит (Fe,Mn)Ta₂O₆ – колумбит (Fe,Mn)Nb₂O₆: колумбит-Fe, колумбит-Mn, танталит-Fe.Минералы встречаются на месторождениях и проявлениях редкометалльных пегматитов и в отдельных небольших телах пегматоидов и кварц-плагиоклазовых жилах на изумрудно-берилловых месторождениях. Кристаллы и зерна минералов группы танталит-колумбита часто имеют размер от 0,1-3 мм, но иногда встречаются и более крупные выделения (до 6-7 см). Размер короткопризматических кристаллов обычно 0,1-0,3 мм, уплощенно-призматических – 0,2-0,4 мм. Установлено развитие по минералам группы танталит-колумбита позднего урансодержащего гидроксикальцитомикролита [19], в котором содержание UO₂ колеблется от 10,61 до 13,74 %. Микроэлементный анализ показал (образец 2), что колумбиты обогащены Y, Zr, Hf, Th, U и лантаноидами (La, Nd, Gd, Dy, Er, Yb) (табл.1). Сначала наблюдается снижение легких лантаноидов с европиевым минимумом, затем достаточно резкое возрастание тяжелых лантаноидов (рис.3).

Крупные изумрудно-берилловые месторождения (Мариинское, Свердловское, Имени Крупской и др.) расположены над прогибами кровли гранитных массивов (рис.2). Рудный комплекс на месторождениях представлен слюдитовыми комплексами (слюдиты) и берилл-кварц-плагиоклазовыми жилами [20]. Наиболее значительное распространение слюдитовые комплексы с рудным оруденением (редкометалльным Ве и камнесамоцветным) имеют в восточном контакте Мурзинско-Адуйского антиклинория, где изучены и разведаны всемирно известные месторождения изумрудов (Мариинское, Свердловское, Красноболотное). Минеральные парагенезисы слюдитов (флогопит, флюорит, апатит, минералы бериллия, плагиоклаз, турмалин, кварц, мусковит) и геохимические особенности (повышенные содержания бериллия, лития, рубидия, цезия, фтора, бора и углекислоты) позволяют отнести слюдитовые комплексы к фации грейзенов по ультрабазитам Баженовского и Алапаевского комплексов (табл.2).

Таблица 1

Микроэлементный состав минерала (образец 2) группы колумбита (г/т), месторождение Квартальное

Таблица 2

Состав (г/т) темных слюд из слюдитов месторождений Уральской изумрудоносной полосы [13]

Примечание: н.п.о. – ниже предела обнаружения.

В то время, как основная часть гранитных массивов Мурзинско-Адуйского антиклинория сформирована в пермском периоде, находящиеся в их экзоконтактах слюдитовые комплексы имеют более поздний триасовый и юрский возрасты. По данным датирования (Rb-Sr-методом при помощи термоионизационного 9-коллекторного масс-спектрометра Triton ЦИИ ВСЕГЕИ, Б.В.Беляцкий) становится возможным выделение трех стадий [21] формирования изумрудно-берилловых слюдитов на территории УИП: ~230 млн лет (Глинское месторождение), ~205 млн лет (Мариинское месторождение и проявление берилла Заречное) и ~190 млн лет (проявление 71 км). Данные исследования подтверждают ранние определения возраста [22], где Rb-Sr-методом (масс-спектрометр Triton, ЦИИ ВСЕГЕИ, Б.В.Беляцкий) определен возраст 206,6 ± 1,4 млн лет, который в пределах погрешности согласуется с Sm-Nd-возрастом – 212 ± 22 млн лет. На основании данных исследований можно сделать вывод: формирование слюдитовых комплексов тесно связано с флюидом, отделявшимся от глубинных расплавов во время триасово-раннеюрского этапа развития (растяжение и рифтогенез) Южного и Среднего Урала.

На основе обширного фактического материала установлено, что изумрудное сырье приурочено к флогопитовой зоне и ее контакту с линзами плагиоклаза, т.е. к центральной части (раздувам) слюдитовых жил [23]. Наиболее богаты изумрудным сырьем слюдитовые жилы мощностью более 1,2 м, заключающие в себе 62,5 % от всей массы сырья при сравнительно невысокой (30,1 %) частоте их встречаемости. Жилы мощностью 0,4-1,2 м относятся к среднепродуктивным, а имеющие мощность менее 0,4 м – практически неизумрудоносные. В слюдитовых жилах сосредоточено подавляющее (более 95 %) количество изумрудного сырья, для них характерно и наиболее высокое (13,4 г/т) содержание берилла. Для основных вмещающих пород и рудного комплекса (изумрудоносных слюдитов и кварц-плагиоклазовых жил с бериллом) с Мариинского месторождения получены новые данные по магнитной восприимчивости и электросопротивлению. Результаты исследований позволили создать новую экспресс-методику выделения продуктивных слюдитовых жил в скважинах и забоях по одновременному измерению магнитной восприимчивости и электросопротивления пород в процессе добычных работ в подземном руднике [24].

В табл.3 приведены прогнозно-поисковые критерии, разработанные для слюдитовых жил на изумрудное сырье.

Таблица 3

Прогнозно-поисковые критерии для слюдитовых жил на изумрудное сырье

Кристаллы бериллов и изумрудов зеленого или голубовато-зеленого цвета. Часть кристаллов, наряду с зеленой окраской (включения Cr³⁺), имеет желтовато-зеленый цвет, обусловленный примесями Fe²⁺ и Fe³⁺.Распределение окраски в кристаллах равномерное, зональное и пятнистое. Зональность обычно цветовая: по цвету – бесцветная – зеленая, по тону – от светло- до темно-зеленой, по насыщенности – от тусклой до яркой. Отмечается, что грубая зональность соответствует разным генерациям изумрудообразования, тонкая – ритмическим колебаниям состава изумрудообразующего раствора.

Вариации состава бериллов, особенно содержаний Na, Li, Cs, Fe и Mg, могут служить индикатором фракционирования и эволюции минерала и вмещающей породы [25, 26]. Магний является главным замещающим катионом для изумрудов практически всех месторождений. Изумруды из российских (Урал), бразильских и замбийских месторождений относят к так называемому сланцевому типу, ассоциированному со слюдитами и пегматитами. Для них характерны довольно высокие содержания магния (0,70-3,10 %) и натрия (0,20-2,80 %). Напротив, в колумбийских изумрудах отмечены их низкие содержания (0,00-0,76 % Na и 0,00-0,94 % Mg) [27]. По данным источников [26, 28], частично железо в изумруде может присутствовать в трехвалентной форме Fe³⁺; литий может замещать бериллий, при этом зарядовый баланс компенсируется добавлением одновалентного катиона в канале. Для хрома и ванадия, обусловливающих окраску изумруда, выявлены следующие закономерности – содержание Cr₂O₃ обычно гораздо выше, чем V₂O₃, исключение составляют изумруды с месторождений Музо (Колумбия) [26, 29] и Дьякоу (Китай) [30, 31].

Проведенный микрозондовый анализ выборки образцов берилла Колумбии, Урала и Бразилии показал, что в качестве основных диагностических признаков месторождения при использовании данного метода могут служить следующие: степень замещения примесными катионами позиции алюминия, степень железистости и магнезиальности, содержание щелочных катионов. На рис.4 показано соотношение суммарной концентрации (Mg + Mn + Fe) и щелочных катионов (Na+K) в изумрудах из Колумбии, Бразилии и Урала.

По результатам исследований [32] было доказано, что основным хромофором в уральских изумрудах является Cr³⁺ (содержание 0,5-1,5 мас. %). Окраска средне- и бледно-зеленых бериллов (изумрудов) связана также с высоким содержанием Fe²⁺ и Fe³⁺ (0,5-0,7 мас. %). Атомы железа изоморфно входят в структуру берилла, замещая алюминий в октаэдрической позиции. Основным источником хрома для окраски изумрудов Мариинского месторождения служили хромшпинелиды Баженовского офиолитового комплекса. Наблюдается изменение состава хромшпинелидов от высокоглиноземистых к низкоглиноземистым, которое происходило при метасоматической переработке первичных хромитов под действием высокотемпературных насыщенных фтором гидротермальных растворов [32]. Похожая ситуация с хромофорами описывается в изумрудах из ряда бразильских месторождений [33, 34].

В настоящее время на территории УИП не выявлено месторождений, которые содержали бы только александрит-хризоберилловую минерализацию в промышленной концентрации. Александриты попутно извлекаются при добыче изумрудно-бериллового промпродукта [1, 35]. При анализе ранее проведенных геологоразведочных работ на бериллы и изумруды на территории УИП было выявлено, что александрит-хризоберилловая минерализация обычно кристаллизуется в иной геолого-структурной позиции по отношению к изумрудоносным слюдитам и имеет свои особенности:

• Александрит-хризоберилловые слюдиты с фенакитом находятся в контуре и часто вне контуров изумрудоносных зон, в структурах субширотного направления. Это особенно четко проявляется на Свердловском, Красноболотном и Черемшанском месторождениях.
• Локализация изумрудного и александритового оруденения на месторождениях различна. Изумрудоносные тела слюдитов в блоках промышленных запасов имеют субмеридиональное (простирание 340-355°, угол 80-85°) или северо-западное (простирание 290-315°, падение СВ, угол 50-80°) направления. Жилы с хризоберилл-александритовой минерализацией вне контуров изумрудоносных блоков имеют субширотное (простирание 50-80°, падение СЗ, угол 50-75°) направление.
• Состав рудных тел с александрит-хризоберилловой минерализацией отличается от изумрудоносных жил с минеральным разнообразием и образует флогопит-хлоритовые жилы. Содержание хлорита изменяется от 10-30 до 60-70 %.
• Хризоберилл-александритовые слюдиты с фенакитом отличаются от изумрудоносных более высоким содержанием ВеО, по данным геохимических исследований и гамма-нейтронного каротажа скважин (0,05-2,00 %).

На территории УИП наблюдаются четыре основные минеральные ассоциации, в которых встречаются александрит и хризоберилл: слюдитовые комплексы; плагиоклазовые жилы в слюдитах; хлоритовые зоны с фенакитом и промежуточной маргаритовой оторочкой из слюдитовых комплексов; мусковит-флюоритовые линзы из слюдитов. В 2021 г. была описана пятая, редкая и необычная: александрит + флогопит + изумруд + алланит + Сr-шпинель + флюорит.

Наиболее высокое содержание кристаллосырья хризоберилла и александрита зафиксировано в слюдитовых жилах, в минеральный состав которых входят, помимо флогопита, прожилки и желваки бериллосодержащего маргарита и удлиненных кристаллов турмалина. Частота встречаемости слюдитовых жил подобного парагенезиса составляет 25,6 %, они включают в себя 37,6 % хризоберилла от общих объемов. В слюдитовых жилах, в состав которых входят флогопит, плагиоклаз, берилл, флюорит, отмечается наибольшее (60,1 %) удельное значение по массе хризоберилла [13] (табл.4).

Таблица 4

Прогнозно-поисковые критерии слюдитовых жил на хризоберилл

Кварц-плагиоклазовые жилы образовались позднее пегматитов и слюдитовых комплексов. Они удалены от массива и также приурочены к блокам более жестких пород (амфиболиты, диориты), где выполняют субширотные разрывные трещины (чаще пологие) 290-350°, угол 40-45°, реже крутые. Все эти рудные тела находятся в тесной генетической связи с изумрудоносными слюдитами, но располагаются в различной геолого-структурной обстановке, они как бы пересекают слюдитовые жилы [13]. Поэтому значительные серии кварц-плагиоклазовых жил, имеющие промышленное редкометалльное (Ta-Nb-Be) оруденение, встречаются на крупных изумрудно-берилловых месторождениях (Мариинское, Красноармейское). На мелких проявлениях жилы представлены одиночными телами. По составу они близки к редкометалльным пегматитам района, но отличаются от них структурно-текстурными характеристиками и минеральными ассоциациями вторичных минералов. На Мариинском месторождении описана позднеберилловая минерализация (эвклаз, бавенит, бертрандит, бехоит, клинобехоит, гинзбургит, битиит), которая достигает максимального разнообразия в субширотных трещинах, зонах растяжения и тектонического дробления кварц-плагиоклазовых жил, содержащих берилл. Толчком к массовому обнаружению минерализации в забоях послужило применение фотонейтронного опробования (гамма-нейтронный метод, который основан на использовании фотоядерной реакции, характеризующейся поглощением γ-квантов ядрами бериллия с последующим испусканием нейтрона) как во вмещающих породах, так и в основных рудных телах. Познеберилловая минерализация завершает стадию образования Ве-минералов на территории УИП и является важным прямым минералогическим признаком на редкометалльное и ювелирное бериллиевое оруденение [36].

Обсуждение

Разновременное образование основных минеральных ассоциаций в восточном обрамлении Мурзинско-Адуйского антиклинория связано с развитием триасово-раннеюрского рифтогенеза [9, 11] и неравномерным глубинным флюидным режимом. Характерным признаком активизации является и зональность минеральных ассоциаций, которая хорошо просматривается не только в рудных телах, но и гранитоидах Мурзинско-Адуйского антиклинория. Все это способствовало формированию основных постколлизионных минеральных ассоциаций и рудных концентраций в виде редкометалльного (Ta-Nb-Be) и ювелирного (хризоберилл, изумруд, фенакит) оруденений. Все они сформировались после становления позднепермских гранитных интрузий (Мурзинского, Адуйского и Малышевского массивов). Самой ранней, 268 млн лет (поздняя пермь), является кварц-мусковит-полевошпатовая минеральная ассоциация, поскольку ее образование происходило в конце становления Мурзинско-Адуйского гранито-гнейсового комплекса. Далее происходило образование тальк-актинолит-флогопитовой минеральной ассоциации (230-190 млн лет, триас-ранняя юра). Длительность ее формирования связана с многократным воздействием флюидных растворов, образованных после становления позднепермских гранитов. Это хорошо проявляется в виде грубой и тонкой цветовой зональности в изумрудном кристаллосырье. Подобная картина наблюдается на известных изумрудно-берилловых объектах [26, 37].

Геолого-структурная позиция определяет проявления месторождений, приуроченных к областям поднятия или погружения кровли Адуйского плутона. В местах перегибов и переходов от одних структурных элементов к другим часто наблюдается комплексное оруденение. По масштабу и относительной величине запасов берилла и изумрудов, качеству руд и ювелирного сырья, парагенетическим ассоциациям, соотношению жильного выполнения и метасоматических пород известные объекты значительно различаются в зависимости от геологического строения, структурной позиции, и состава вмещающих их пород. Геолого-структурные особенности района, выделение основных минеральных ассоциаций перспективного редкометалльного (Be-Nb-Ta) оруденения в восточном обрамлении Мурзинско-Адуйского антиклинория можно рассматривать в качестве поисковых критериев при проведении геолого-разведочных работ.

Выводы

1. В ходе триасово-раннеюрского этапа развития Южного и Среднего Урала (растяжение и рифтогенез) произошло разновременное образование разнообразных минеральных ассоциаций и промышленного редкометалльного (Ta-Nb-Be) и камнесамоцветного (александрит-хризобериллового, изумрудно-бериллового и фенакитового) оруденений в восточном обрамлении Мурзинско-Адуйского антиклинория.
2. Образование минеральных ассоциаций связано с последовательным поступлением пневматолит-гидротермальных флюидов, обогащенных бериллием, танталом, литием, цезием, молибденом, фтором.
3. Редкометалльное оруденение имеет различные типы, генетически связанные со становлением позднепермских гранитных массивов и между собой, но имеют различное временное и пространственное положение. Возраст редкометалльных пегматитов составляет 268-262 млн лет (химическое датирование, 28 проб); слюдитовых комплексов и жил – 190-250 млн лет (Rb-Sr-метод, 24 пробы). Типы оруденения имеют разное пространственное положение относительно гранитных массивов и располагаются в различных системах тектонических нарушений.
4. Редкометалльные минералы в пределах УИП встречаются на месторождениях и проявлениях пегматитов (в отдельных небольших телах пегматитов) и кварц-плагиоклазовых жилах (на изумрудно-берилловых месторождениях).
5. Важными прямыми минералогическими признаками на редкометалльное и ювелирное берилловое оруденение являются находки вторичных бериллиевых минералов (бавенит, бертрандит, Be-маргарит, эвклаз). Косвенными минералогическими признаками в восточном обрамлении Мурзинско-Адуйского антиклинория являются находки слюдитовых жил и комплексов преимущественно флогопитового состава.
6. Изучение геолого-структурных особенности района УИП, выделение перспективного редкометалльного (Be-Nb-Ta) оруденения в пределах восточного обрамления Мурзинско-Адуйского антиклинория можно рассматривать в качестве поисковых критериев при проведении геологоразведочных работ, направленных на поиски новых месторождений и проявлений.

Литература

1. Жернаков В.И. Изумрудные копи: изумруд, александрит, фенакит: онтогения и филогения. Екатеринбург: Уральский государственный горный университет, 2011. 201 с.
2. Куприянова И.И. О спорных вопросах генезиса Малышевского (Мариинского) бериллий-изумрудного месторождения (Средний Урал, Россия) // Материалы Уральской летней Минералогической школы. 2003. Екатеринбург: Уральский государственный горный университет, 2004. С. 37-58.
3. Золоев К.К., Попов Б.А., Рапопорт М.С. и др. Глубинное строение и металлогения подвижных поясов. М.: Недра, 1990. 191 с.
4. ФерштатерГ.Б. Гранитоидный магматизм и формирование континентальной земной коры в ходе развития Уральского орогена // Литосфера. 2001. № 1. С. 62-85.
5. Ферштатер Г.Б., Краснобаев А.А., Беа Ф. и др. Геодинамические обстановки и история палеозойского интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала (по результатам датирования цирконов) // Геотектоника. 2007. № 6. С. 52-77.
6. Кисин А.Ю., Коротеев В.А. Блоковая складчатость и рудогенез. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2017. 349 с.
7. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Бородина Н.С. и др. Латеральная зональность, эволюция и геодинамическая интерпретация магматизма Урала в свете новых петрологических и геохимических данных // Петрология. 1998. Т. 6. № 5. С. 451-477.
8. Попов В.С., Богатов В.И., Петрова А.Ю. и др. Возраст и возможные источники гранитов Мурзинско-Адуйского блока, Средний Урал: Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные // Литосфера. 2003. № 4. С. 3-18.
9. Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
10. Козлов А.В., Степанов С.Ю., Паламарчук Р.С. и др. Онтогенические ориентиры для выбора модели формирования платинового оруденения в зональных клинопироксенит-дунитовых массивах Урала // Записки Российского минералогического общества. 2019. Т. 148. № 2. С. 115-130. DOI: 10.30695/zrmo/2019.1482.08
11. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6-0,2 млрд лет) и строения Урала: Автореф. дис. ... д-ра геол.-минерал. наук. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии им. академика А.Н.Заварицкого Уральского отделения РАН, 1998. 25 с.
12. Куприянова И.И. Шпанов Е.П. Бериллиевые месторождения России. М.: Геос, 2011. 353 с.
13. Попов М.П. Геолого-минералогические особенности редкометальной минерализации в Восточном экзоконтакте Адуйского массива в пределах Уральской изумрудоносной полосы. Екатеринбург: Уральский государственный горный университет, 2014. 136 с.
14. Хиллер В.В., Попов М.П., Ерохин Ю.В. и др. Th-U-Pb-возраст редкометальных гранитных пегматитов в восточном экзоконтактеАдуйского массива (Средний Урал) // Вестник Воронежского государственного университета. Серия Геология. 2015. № 4. С. 61-65.
15. Ласковенков А.Ф. Закономерности распределения редких металлов в пегматитах Адуйского редкометалльного поля и перспективы расширения его сырьевой базы: Автореф. дис. … канд. геол.-минерал. наук. Асбест: Из-во Свердловского горного института, 1982. 25 с.
16. Otten M.T. The origin of brown hornblende in the Artfjallet gabbro and dolerites // Contributions to Mineralogy and Petro-logy. 1984. Vol. 86. P. 189-199.
17. Vasilev E.A., Zedgenizov D.A., Klepikov I.V. The enigma of cuboid diamonds: The causes of inverse distribution of optical centers within the growth zones // Journal of Geosciences (Czech Republic). 2020. Vol. 65. Iss. 1. P. 59-70. DOI: 10.3190/jgeosci.301
18. Войтеховский Ю.Л., Захарова А.А. Петрографические структуры и равновесия Харди – Вайнберга // Записки Горного института. 2020. Т. 242. С.133-138. DOI: 10.31897/PMI.2020.2.133
19. Atencio D., Andrade M.B., Christy A.G. The pyrochlore supergroup of minerals: nomenclature // The Canadian Mineralogist. 2010. Vol. 48. № 3. P. 673-698. DOI:10.3749/canmin.48.3.673
20. Kupriyanova I.I. On the genesis of the Malyshevsk beryllium-emerald deposit (Middle Urals, Russia) // Geology of Ore Deposits. 2002. Vol. 44. Iss. 4. Р. 276-290.
21. Бидный А.С., Бакшеев И.А., Попов М.П. и др. Сравнительная характеристика берилла из месторождений Уральской изумрудоносной полосы по данным ЛА-ИСП-МС и ИК-спектроскопии // Вестник Московского государственного университета. Серия 4. Геология. 2011. № 2. С. 34-41.
22. Бакшеев И.А., Кудрявцева О.Е., Беляцкий Б.В. и др. Турмалин-содержащие метасоматиты Уральских изумрудных копей. Статья II. Слюдиты (флогопиты) // Уральский геологический журнал. 2003. № 4. С. 3-34.
23. Золотухин Ф.Ф. Мариинское (Малышевское) месторождение изумруда, Средний Урал, Асбест. СПб: Изд-во СПбГУ, 1996. 70 с.
24. Попов М. П., Пелешко О.П., Баженова Е.А. и др. Geophysical criteria for the separation of productive micaceous veins of the Ma-riinsky emerald-beryllium deposit (the Middle Urals) // Известия УГГУ. 2019. Вып. 1(53). С. 39-47. DOI 10.21440/2307-2091-2019-1-39-47
25. UherР., Chudík P., Bačík P., Vaculovic T. Beryl composition and evolution trends: an example from granitic pegmatites of the beryl-columbite subtype, Western Carpathians, Slovakia // Journal of Geosciences. 2010. Vol. 55. № 1. P. 69-80. DOI: 10.3190/jgeosci.060
26. Groat L.A., Giuliani G., Marshall D.D. et al. Emerald deposits and occurrences: A review // Ore Geology Reviews. 2008. Vol. 34. Iss. 1-2. P. 87-112. DOI: 10.1016/J.OREGEOREV.2007.09.003
27. Moroz I.I., Eliezri I.Z. Emerald chemistry from different deposits: an electron microprobe study // AustralanGemmologist. 1998. Vol. 20. № 2. Р. 64-69.
28. Abdel Gawad A.E., Ene A., Skublov S.G. et al. Trace Element Geochemistry and Genesis of Beryl from Wadi Nugrus, South Eastern Desert, Egypt. Minerals. 2022. Vol. 12. Iss. 2. № 206. 22 p. DOI: 10.3390/min12020206
29. Banks D.A., Giuliani G., Yardley B.W.D. et al. Emerald mineralisation in Colombia: fluid chemistry and the role of brine mixing. // MineraliumDeposita. 2000. Vol. 35. № 8. P. 699-713. DOI: 10.1007/s001260050273
30. Zhang S.T., Feng M.G., Wang H.Q. et al. Geological features and genesis of emerald deposits in the Malipo County of Yunnan Province, China // Geological Science Technology Information. 1999. Vol. 18. P. 50-54.
31. Schwarz D., Giuliani G. Emerald deposits – A review // Australian Gemmologist. 2001. Vol. 21. P. 17-23.
32. Попов М.П., Сорокина Е.С., Кононкова Н.Н. и др. Новые данные о генетической связи хромофоров берилла и хризоберилла изумрудных копей Урала с хромшпинелидами Баженовского офиолитового комплекса // Доклады Академии наук. 2019. Т. 486. № 6. С. 699-703. DOI: 10.31857/S0869-56524866699-703
33. Гавриленко Е.В., Гайдамако И.М., Гавриленко В.В. Особенности перераспределения хрома при метасоматическом росте кристаллов изумруда в метагипербазитах // Записки Российского минералогического общества. 1999. Т. 128. № 2. С. 66-71.
34. Giuliani G., Silva L.J.H.D., Couto P. Origin of emerald deposits of Brazil // Mineralium Deposita. 1990.Vol. 25. Iss. 1. P.57-64. DOI: 10.1007/BF03326384
35. Kievlenko E.Y. Geology gems.USA, CO, Littleton: Ocean Pictures Ltd., 2003. 468 p.
36. Попов М. П. Минералогические признаки на редкометалльное и самоцветное оруденение на территории Мурзинско-Адуйской бериллиевой (самоцветной) субпровинции // Известия УГГУ. 2016. Вып. 3(43). С. 54-63. DOI 10.21440/2307-2091-2016-3-54-63
37. ZwaanJ.C., SeifertA.V., VránaS. etal. Emeralds from the Kafubu area, Zambia // Gems and Gemology. 2005. Vol. 41. № 2. Р. 2-34. DOI: 10.5741/GEMS.41.2.116