Южно-Файзулинское гидротермально-осадочное марганцевое месторождение расположено в 20 км к юго-западу от г. Сибай (Республика Башкортостан). Геологическое строение и петрография данного месторождения, приуроченного к Западно-Магнитогорской палеоостровной дуге, детально рассмотрены в работе [2]. Марганцевые руды пространственно и генетически связаны с линзовидными телами гематит-кварцевых пород, в кровле одного из которых были обнаружены хорошо сохранившиеся реликты пригидротермальной бентосной макрофауны [3, 4].

Из разнообразных по минеральному составу марганцевых руд наиболее интересными являются две разновидности оксидно-силикатно-карбонатных руд: кариопилит-риббеит-родохрозит-тефроитовые и родохрозит-пироксмангитовые.В первой были обнаружены реликты бактерий, во второй радиолярии.

 Кариопилит-риббеит-родохрозит-тефроитовые руды – это неравномерно окрашенные породы серых, коричневых, желтых, светло-розовых и красновато-бежевых тонов с линзовидно-полосчатой текстурой. Строение руд определяет чередование прослоек и линз, обогащенных каким-либо одним из породообразующих минералов. В качестве второстепенных и акцессорных фаз в них установлены кутнагорит, аллеганит, пиросмалит, марганцевый клинохлор, неотокит, сфалерит, галенит, алабандин, халькопирит, пентландит, пирит, герсдорфит, гаусманит, кальцит, тальк, апатит и кварц. Риббеитовые линзы имеют глобулярное и колломорфное строение. Для существенно кариопилитовых прослоев типичны пелитовые, фибробластовые, местами колломорфные и концентрические ритмично-зональные структуры, аналогичные структурам раскристаллизации стекла. Реликты стекловидной фазы изредка наблюдаются в кариопилите в виде неправильной формы включений рентгеноаморфного силиката марганца неотокита. В «основной массе» кариопилитовых агрегатов постоянно встречаются мелкие (0.1–0.5 мм в поперечнике) радиально-лучистые сростки нескольких таблитчатых зерен тефроита, замещающего кариопилит. Иногда количество таких «конкреций» настолько велико, что кариопилит сохраняется лишь в интерстициях между ними, а порода приобретает мозаичную структуру. В данных прослоях сосредоточена основная масса обнаруженных реликтов бактерий.

Родохрозитовым агрегатам свойственны пелитовые, микрозернистые мозаичные или, значительно чаще, сферолитовые структуры. Сферолиты часто имеют концентрически-зональное строение.

Нитевидные микротекстуры различаются по внутреннему строению: с однородным плотным внутренним строением; с круглыми центральными каналами и с четким секционным внутренним строением. Следует отметить, что наблюдаемые сейчас размеры биоморфных микротекстур не всегда точно соответствуют прижизненным формам. Процессы фоссилизации часто значительно изменяют их размеры [1].

Для нитевидных форм характерны ветвящиеся и изгибающиеся выделения (рис.). В шлифах встречаются как продольный, так и поперечный срез нитевидных структур. Для поперечных срезов диаметром 0.20–0.30 мм характерно концентрическое строение (рис., г), центральная часть (канал?) представлена криптокристаллическим родохрозитом светло-серого цвета, иногда встречается тефроит. Диаметр канала не превышает 0.08–0.10 мм, центральный канал окружает оболочка, состоящая из темно-серого родохрозита, толщина оболочки составляет 0.001 мм. Далее располагается оболочка, выполненная серым родохрозитом, толщина оболочки порядка 0.10 мм. На поперечном срезе в ней часто наблюдается секционное строение (рис., а, в). Внешняя оболочка представлена крустификационной каймой, толщина которой составляет 0.005 мм.

Родохрозит-пироксмангитовые руды представляют собой линзовидно-полосчатую породу, в которой светло-розовые пироксмангитовые прослои чередуются с серыми или светло-бежевыми родохрозитовыми слоями и линзами. Мощности слоев разного состава варьируют от 5 до 30 мм. Помимо яснополосчатых текстур для родохрозит-пироксмангитовых руд характерны также пятнисто-линзовидные, обусловленные частичным замещением родохрозита пироксмангитом.

В породах присутствует большое число фрагментов раковин радиолярий, заполненных родохрозитом, кварцем или парсеттенситом. Хорошо сохранившиеся раковины с четко просматриваемыми деталями внутреннего строения наблюдаются в родохрозитовых прослоях. В пироксмангитовых участках, развивающихся за счет карбоната, число панцирей сокращается, а их сохранность резко ухудшается, местами они вообще отсутствуют или лишь угадываются по характерным округлым «теням». Кроме реликтово-органогенной структуры, для пироксмангитовых агрегатов типичны также гетерогранобластовая, сноповидная, а в участках, обогащенных парсеттенситом, фиброгранобластовая структуры; родохрозитовые линзы обладают пелитовым, сферолитовым или мозаичным строением [2].

Изотопный состав углерода карбонатов Южно-Файзулинского месторождения характеризуется низкими значениями δ¹³С (вплоть до –51.4 ‰) [5]. Такие значения свойственны аутигенным карбонатам, образованным за счет углекислоты, представляющей собой результат микробиального окисления органического вещества и метана в толще илового осадка на стадии раннего диагенеза или позже – в процессе позднего диагенеза (катагенеза) осадочной породы. Таким образом, полученные изотопные данные позволяют предположить, что метан (этан, пропан) служил главным источником углерода для образования родохрозита на месторождении.

Бактериальные микроструктуры, обнаруженные в силикатно-карбонатных рудах месторождения, сходны по размерам и форме с бактериальными структурами, изученными как в современных гидротермальных системах океанов, так и полученными в лабораторных условиях [1, 6].

Выявленные в процессе работ биоморфные микротекстуры в силикатно-карбонатных марганцевых рудах и обнаруженная ранее в гематит-кварцевых породах бентосная макрофауна, позволяет нам предположить активную роль микроорганизмов в процессах гидротермального рудообразования. Геологические данные и результаты изотопии углерода также не противоречат данному выводу.

 

 

 

1.      Бактериальная палеонтология / Под ред. А. Ю. Розанова. М.: ПИН РАН, 2002. 188 с.

2.      Брусницын А. И., Жуков И. Г. Южно-Файзулинское марганцевое месторождение (Южный Урал): геологическое строение, петрография, процессы формирования. Литология и полезные ископаемые, 2005. Т 40. № 1. С. 35–55.

3.      Жуков И. Г., Леонова Л. В. Бентосная фауна из придонной гидротермальной постройки Файзулинского низкотемпературного палеогидротермального поля (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов–99. Миасс: ИМин УрО РАН, 1999. С. 74–79.

4.      Жуков И. Г., Мизенс Л. И., Сапельников В. П. О находке бентосной фауны на низкотемпературном палеогидротермальном поле Южно-Файзулинского марганцевого месторождения (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-98. Миасс: ИМин УрО РАН, 1998. С. 111–115.

5.      Кулешов В. Н., Брусницын А. И. Изотопный состав (δ¹³C, δ¹⁸O) и происхождение карбонатов из марганцевых месторождений Южного Урала // Литология и полезные ископаемые, 2005. № 4. С. 416–429.

6.      Масленников В. В.Седиментогенез, гальмиролиз и экология колчеданоносных палеогидротермальных полей (на примере Южного Урала). Миасс: Геотур, 1999. 348 с.

 

Рис. Биоморфные микроструктуры силикатно-карбонатных марганцевых руд Южно-Файзулинского марганцевого месторождения: а – нити с секционным внутренним строением, диаметр нитей 0.12 мм, ширина кадра 1.3 мм; б – ветвящиеся и изгибающиеся нити, ширина кадра 1.6 мм; в – деталь рис. 1б: внутренние строение нитей с центральным каналом и секториальным строением, ширина нитей 0.25–0.30 мм; г – деталь рис. 1б, поперечный срез нитей, диаметр 0.20–0.30 мм. Оптический микроскоп Leica, проходящий свет.