Геохимия фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири и их роль в формировании золотого оруденения

Гребенщикова, Валентина Ивановна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геохимия фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири и их роль в формировании золотого оруденения
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Геохимия фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири и их роль в формировании золотого оруденения"

На правахрукописи

ГРЕБЕНЩИКОВА Валентина Ивановна

ГЕОХИМИЯ ФАНЕРОЗОЙСКИХ ГРАНИТОИДНЫХ БАТОЛИТОВ ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ И ИХ РОЛЬ В ФОРМИРОВАНИИ ЗОЛОТОГО ОРУДЕНЕНИЯ

Специальность: 25 00 09 — геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Иркутск 2004

Работа выполнена в Институте геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской Академии Наук

Научный консультант:

- доктор геол.-мин. наук П£. Коваль

Официальные оппоненты:

- академик РАН ФА. Летников

(Институт земной коры СО РАН)

- доктор геол.-мин. наук Г.Я. Абрамович (Иркутский государственный университет)

- доктор геол.-мин. наук А.Д. Ножкин (Институт геологии ОИГГМ СО РАН)

Ведущая организация: Иркутский государственный технический университет

Защита состоится 17 ноября 2004 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.059.01 при Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, в конференц-зале по адресу: 664033, Иркутск, ул. Фаворского, 1а. Факс: (3952)42-70-50

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН по адресу: 664033, Иркутск, ул. Фаворского, 1а.

Автореферат разослан 1 октября 2004 г.

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геол.-мин. наук

Г.П. Королева

8& 1

ВВЕДЕНИЕ

Диссертационная работа посвящена исследованию геохимических моделей и трендов гранитообразования в земной коре разного типа — субокеанической, переходной, континентальной и зрелой континентальной.

Процесс гранитообразования является одним из ключевых в формировании континентальной земной коры. Сравнительный геохимический анализ собственно гранитоидных ассоциаций, формирующихся в структурах земной коры разной степени зрелости, дает возможность выявить наиболее общие характеристики «универсального тренда корового гранитообразования» и определить его главные составляющие. Геохимический анализ позволяет также наметить основные тенденции эволюции гранитообразования в ходе «континентализации» земной коры, установить региональные и провинциальные особенности этого процесса и связь с ним различных месторождений, в том числе золоторудных.

Актуальность работы заключается в необходимости совершенствования фундаментальных знаний по проблеме гранитообразования и строения земной коры на основе создания геолого-геохимических моделей фанерозойских гранитоидных батолитов, определения граничных параметров их формирования, а также выяснения роли батолитов в образовании золотого оруденения.

Цель и задачи исследования. Целью исследований являлось изучение главных геохимических моделей гранитообразования на примере фанерозойских батолитов и пространственно ассоциирующих с ними рудных месторождений. Предусматривалось решение следующих задач: 1) создание информационного банка геолого-геохимических данных по гранитоидным батолитам и рудно-магматическим системам (авторская и литературная информация); 2) выбор и описание модельных объектов гранитоидных батолитов, сформировавшихся в коре разного типа; 3) выявление разнообразия моделей гранитообразования и отражающих их эволюционных геохимических трендов; 4) определение граничных параметров (геологических, геохимических, физико-химических и др.) формирования модельных батолитов; 5) выяснение характера и причин связи золотого оруденения с гранитоидными батолитами.

Фактический материал и использованные методы анализа. Автор в течение 30 лет (с 1971 г.), работая в Институте геохимии СО РАН, занималась изучением геохимии фанерозойских гранитоидных массивов Восточной Сибири - Кузнецкого Алатау, Восточного Забайкалья и Восточного Саяна. В последние годы (с 1995 г.) автор принимала участие в качестве ответственного исполнителя в выполнении проекта INTAS по созданию информационной базы данных «Гранитоиды Монголо-Охотской зоны» и являлась руководителем двух проектов РФФИ по геохимии фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири и геохимии лейкогранитов заключительных фаз и фаций гранитоидных ассоциаций.

Выполненные исследования включали следующие виды работ: разномасштабное геолого-геохимическое картирование площадей выходов гранитоидов (гранитоидных батолитов, массивов, штоков и т.д.) и сопредельной с ними территории, в т.ч. и рудные районы; геохимическое опробование всех разновидностей гранитоидных пород, овоидных включений, ксенолитов, шлиров, до- и постбатолитовых даек, метасоматитов различного состава, пегматитов, грейзенов, золоторудных тел, а также вмещающих гранитоидные батолиты вулканогенно-осадочных и магматических пород разного состава и возраста; минералого-петрографическое изучение пород (просмотрено более 2000 шлифов, выделено и

проанализировано более 500 проб породообразующих, акцессорных и рудных минералов); анализ проб пород и минералов на 35 - 45 элементов, включая летучие, редкие и рудные элементы, различными количественными методами (всего около 5000 проб); термобарогеохимический анализ гранитоидов и рудных тел (200 проб); изотопный Rb/Sr анализ гранитоидов и связанного с ними оруденения (10 объектов). На этой основе было выполнено следующее: систематизация геолого-геохимического материала по конкретным гранитным объектам и рудно-магматическим системам; обзор и обобщение литературных данных по эталонным гранитным объектам мира; сравнительный анализ полученной геолого-геохимической информации; разработка структуры информационной геолого-геохимической базы данных «Гранитоиды» и ее наполнение; экспертно-компьютерный анализ информации, выбор и характеристика модельных объектов.

Собранный и систематизированный автором большой фактический материал по геохимии фанерозойских гранитоидов и рудно-магматических систем Восточной Сибири, а также выполненный сравнительный анализ геолого-геохимических данных с учетом литературной и справочной информации по гранит оидным объектам других регионов мира, положен в основу диссертационной работы.

Научная новизна. Впервые создан информационный геолого-геохимический банк данных по фанерозойским гранитоидным объектам Восточной Сибири, пользующийся спросом среди российских и зарубежных исследователей. На примере модельных гранитоидных батолитов показана геохимическая эволюция гранитообразования в процессе формирования континентальной коры в целом, которая может быть названа «трендом нарастающей гранитизации или континентализации» земной коры. Выявлена очевидная сопоставимость главного тренда гранитообразования в различных гранитоидных моделях и универсальность этого процесса в различных по составу блоках земной коры. Установлена зависимость геохимической специфики гранитоидных ассоциаций от типа земной коры. На заключительном этапе становления гранитоидных плутонов показаны различия между классическим (кристаллизационным) и редкометалльным (метамагматическим) трендами. Определены геохимические отличия гранитоидов, с которыми ассоциируют разнометалльные месторождения. Показана рудогенерирующая роль гранитоидных батолитов в формировании золоторудных месторождений.

Практическая значимость работы определяется внедрением полученных научных результатов по изучению геохимии гранитоидных батолитов и рудно-магматических систем в практику геолого-съемочных и поисково-разведочных работ в известных рудных районах Восточной Сибири (Шерловогорском оловорудном, Коммунаровском, Центральнинском, Саралинском, Холбинском золоторудных и др.), где автор совместно с коллегами проводила геохимические исследования по хоздоговорным темам. Полученные результаты использовались геологами-практиками для оценки территорий, разведки и доразведки известных и предполагаемых рудных тел, о чем свидетельствуют имеющиеся акты внедрения.

Основные защищаемые положения

1. В крупных ареалах развития фанерозойского гранитоидного магматизма (Монголо-Охотская зона, Кузнецкий Алатау, Восточный Саян) установлена корреляция региональной геохимической зональности гранитоидов и их металлогенической специализации с составом коры и степенью «зрелости» литосферных блоков.

2. Гранитоидные батолиты являются основной формой проявления собственно гранитоидных ассоциаций и отражают степень «зрелости» земной коры. Индикаторами типа коры (субокеаническая, нижняя континентальная, верхняя континентальная, зрелая континентальная) являются состав и геохимические особенности гранитоидов главной фазы батолитов. В соответствии с составом главной фазы выделены следующие геохимические модели палингенного гранитообразования: плагиогранитная, тоналитовая, монцонит-гранодиоритовая, гранодиоритовая и гранитная.

3. Эволюционные геохимические тренды индикаторных элементов гранитоидов, формирующихся в структурах более зрелой коры, продолжают и «достраивают» тренды гранитоидов, образовавшихся в областях менее зрелой коры. Установленная закономерность отображает геохимическую эволюцию фанерозойского гранитообразования и процесс формирования континентальной коры в целом, что может быть названо «трендом нарастающей гранитизации или континентализации» земной коры. В заключительных фазах и фациях гранитоидных ассоциаций проявлены два лейкогранитных тренда: классический (кристаллизационный) и редкометалльный (метамагматический). Классический тренд характерен для всех моделей гранитообразования, редкометалльный — для гранитоидов, формирующихся в областях зрелой континентальной коры.

4. Золоторудные месторождения, пространственно ассоциирующие с фанерозойскими гранитоидными батолитами тоналит-гранодиоритового состава, образуют с ними единую, длительно эволюционирующую в пространстве и во времени рудно-магматическую систему. Между основными составляющими компонентами рудно-магматической системы (магматическими породами, метасоматитами и рудами) установлена закономерная геохимическая связь. Образование промышленного золотого оруденения происходило в постбатолитовый этап. Гранитоидные батолиты выполняли рудогенерирующую роль.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано более 100 научных работ. Основные результаты докладывались на международных, всесоюзных, всероссийских и региональных совещаниях и конференциях: в Москве (1972, 1997, 2002), Владивостоке (1975), Новосибирске (1977, 1984, 1986), Хабаровске (1979), Самарканде (1982), Благовещенске (1984), Санкт-Петербурге (1988, 1996), Праге (1990), Пекине (1993), Якутске (1991), Иерусалиме (1997), Сыктывкаре (2000), Иркутске (1989-2004) и др.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения, общим объемом 397 страниц, включая 126 рисунков, 49 таблиц и списка литературы из 391 наименования.

Благодарности. Работа выполнена в Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН в лаборатории проблем геохимического картирования и мониторинга. Автор выражает свою признательность д.г-м.н. Трошину Ю.П., под руководством которого с 1971 года начиналась работа по изучению геохимии гранитоидов Восточного Забайкалья. В своих дальнейших исследованиях и в работе над диссертацией автор постоянно пользовалась поддержкой, советами и консультациями д.г-м.н. Коваля П.В., чья заинтересованность и всесторонняя помощь позволили продолжить исследования по гранитоидам и выполнить настоящую диссертационную работу. Экспедиционные работы и обработка данных выполнялись в тесном сотрудничестве с коллегами по Институту геохимии СО РАН - с Гребенщиковым В.Д., Зориной Л.Д., Спиридоновым А.М., Бойко СМ., Романовым В.А., Прокофьевым В.Ю, Лустенберг Э.Е., Кочетковой Л.Ф., Кузнецовой Л.Г., Максимчуком Ю.В., Зеленой О.Г., Азовским М.Г. и с коллегами из Института Земной коры СО РАН -Зориным Ю.А., Турутановым Е.Х., Белоголовкиным А.А., Шмотовым А.П. Аналитическая информация, которая приводится в диссертации, была получена благодаря специалистам-аналитикам Института геохимии СО РАН, за что автор им очень благодарна

ГЛАВА 1. ГРАНИТОИДНЫЕ БАТОЛИТЫ: СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

1.1. Краткий обзор информации по проблеме гранитообразования. Гранитоиды представляют собой магматические породы, характерные для континентальной земной коры и являющиеся «визитной карточкой Земли» (Махлаев, 1999). Разнообразие составов гранитоидов определяется термодинамическими параметрами их образования (Т, Р, РНгО, Юг) и составом плавящегося субстрата (Беляев, Рудник, 1978; Chappell et э1., 1987; Соболев, 1992; Литвиновский, 1993; Перчук, 1997; Попов, 1997; Махлаев, 1996, 1998; Коваль, 1998; Летников, 2003 и др.).

Примерами крупных региональных обобщений по гранитоидам, учитывающих современные достижения науки, являются многочисленные публикации российских и

зарубежных исследователей: B.C. Антипина, Л.С. Бородина, А.Г. Владимирова, HJI. Добрецова, В.А. Жарикова, В.И. Коваленко, П.В. Коваля, В.Д. Козлова, Ф.А. Летникова, Л.В. Махлаева, B.C. Попова, О.Г. Розена, Р.Н. Соболева, В.А. Трунилиной, Г.Б. Ферштатера, ВЛ. Хомичева, В.В. Ярмолюка, Р.С. Bateman, R.A. Batchelor, B.W. Chappell, G.N. Eby, J. Cobbing, HJ. Forster, N.B.W. Harris, J.A. Pearce, W.S. Pitcher, R. Seltmann, AJ.R. White и др. «Вечный» интерес к происхождению гранитоидов обусловлен пространственной и генетической связью с ними рудных месторождений. В настоящее время дискуссия по проблеме гранитообразования продолжается по нескольким направлениям. Рассмотрим те из них, которые в той или иной степени затрагиваются в диссертационной работе.

Строение и состав континентальной коры и литосферы. Геофизическими методами мощность континентальной коры оценивается в 20-75 км. Н.И. Павленковой (1979, 2003) предложена трехслойная модель земной коры. Наиболее четкие горизонтальные зоны реологического расслоения (волноводы) выделены в средней коре на глубине 10-20 км и на границе Мохо - 35-40 км. В верхней мантии подобные зоны отмечаются на глубине 100 и 200 км. Расслоенность верхней мантии объясняется флюдным механизмом подъема вещества мантии по реологически ослабленным слоям, перемещением его в литосферу и последующим формированием различных эндогенных режимов.

Ф. А. Летников ввел понятие «зрелость» литосферы (Летников, Леви, 1985; Летников, 2000, 2001). Принимая представления Д.С. Коржинского (1952) о мантийной природе гранитизирующих флюидов, Ф.А. Летников считает, что формирование литосферы обусловлено выносом флюидов из верхнего слоя астеносферы и последующим уменьшением мощности астеносферы под литосферным блоком. В таких случаях одновременно происходит увеличение мощности литосферы. «Зрелая» или древняя литосфера представляет собой сочетание мощной коры и такой же по мощности верхней мантии и, наоборот, в отношении молодого и «не зрелого» литосферного блока. «Зрелость» литосферы определяется длительностью процесса дебазификации коры, степенью истощения мантии и мощностью подстилающей астеносферы (Летников, 2000).

Известно несколько геохимических моделей, характеризующих состав континентальной коры. В диссертационной работе использованы данные СР. Тейлора и СМ. МакЛеннана (Taylor, McLennan, 1985).

Глубина образования гранитной магмы, проблема занимаемого ею пространства и механизм подъема. Гранитная магма генерируется на глубинах до 30 км (Баддингтон, 1963; Розен, Федоровский, 2000; Розен, 2001), где термодинамические условия соответствуют амфиболитовой и гранулитовой фациям метаморфизма. При этом выделяется три уровня накопления гранитной магмы: 1 - область генерации, где происходит образование гранитоидного расплава, 2 - уровень локализации промежуточных резервуаров в условиях изостатического равновесия, 3 - область разгрузки гранитного расплава.

Работами АЛ. Кадика и МЛ. Френкеля (1982) показано, что главным механизмом образования магм, в том числе и гранитоидных, является декомпрессия пород коры и верхней мантии. Магматический расплав мог быть проводником, передающим высокое давление из глубинных в менее глубинные зоны Земли. В.Н. Анфилогов (2002), моделируя процесс гранитообразования, пришел к выводу, что катазона и мезозона связаны между собой гидравлическими каналами, по которым происходит выдавливание и подъем гранитоидного расплава вверх. Рост горизонтальных размеров гранитоидных батолитов обеспечивается последовательным погружением вмещающих его пород в нижележащую область или катазону, где происходит естественное уменьшение объема камеры с первоначальным анатектическим расплавом. Некоторые исследователи (Clemens, Mawer, 1992; Petford et а!, 1993; Пономарева, Туровинин, 1996; Roman-Berdil et al., 1997 и др.) считают, что гранитоидные батолиты образуются за счет дайкового транспорта гранитоидной магмы через континентальную кору.

В качестве источников энергии и вещества, способных вызывать плавление земной коры, рассматриваются потоки глубинных флюидов различного состава и подъем

мантийного материала или астеносферы - мантийные плюмы (Коржинский, 1952; Литвиновский, 1993; Перчук, 1997; Добрецов, 2003 и др.).

Возможные механизмы образования гранитной магмы. Поскольку граниты являются характерными породами континентальной коры, то некоторые исследователи предполагают, что возможность образования их обусловлена присутствием на нашей планете осадочных пород и воды (Фролова, 1950; Вернадский, 1987; Taylor, McLennan, 1985; Махлаев, 1999 и др.). Существует несколько концептуальных взглядов на механизм начального образования гранитной магмы, которые, по мнению автора работы, дополняя друг друга, наиболее полно характеризуют процесс гранитообразования в целом: кристаллизационная дифференциация базальтоидной или габброидной магмы (Bowen, 1928; Хомичев, 1987, 1998; Пуртов, 1998, 2002 и др.); гранитизация как магматическое замещение и плавление (Коржинский, 1952; Слободской, 1979; Жариков, 1996; Коваль, 1998; Летников и др., 2000 и др.); парциальное плавление коры (анатексис) под влиянием глубинных флюидов, мантийных плюмов (Менерт, 1963, 1971; Антипин, 1977; Добрецов, 1981; Литвиновский, 1993; Попов, 1995, 1997; Перчук, 1997; Ярмолюк и др., 1997, 2003 и др.); магматическое смешение (синтексис) (Добрецов, 1981; Пономарева и др. 1994; Биндеман, Дэвис, 1999 и др.); объемная ассимиляция (Porto et al., 2000 и др.). Во всех моделях начального этапа гранитообразования (кроме модели Боуэна) подразумевается участие коровых и глубинных флюидов.

Продолжительность формирования гранитоидных батолитов. Обзор имеющихся по этой проблеме геологических данных свидетельствует о том, что продолжительность формирования батолитов может достигать десятков миллионов лет (Добрецов, Попов, 1974; Pitcher, 1978; Ярмолюк и др., 1997; Гордиенко и др., 2003 и др.). Вместе с тем экспериментальное моделирование процесса гранитообразования (Petford et al., 2000) неожиданно показало, что образование плутонов происходит быстро - <100 тыс. лет и не зависит от тектонической обстановки.

1.2. Классификации и генетические модели гранитообразования. Знаменитое высказывание Г. Рида (Read, 1956) о том, что «есть граниты... и граниты», т.е. граниты могут быть разного состава и происхождения, послужило началом выделения разных типов гранитоидов и определения их классификационной принадлежности. Большой популярностью среди российских геологов пользуется классификация магматических пород Петрографического комитета (1981) и ее модифицированный вариант (Петрография и петрология..., 2001). По этой классификации выделяются низкощелочные, умереннощелочные и высокощелочные группы пород, в том числе и гранитоидов. Не менее известна геохимическая классификация гранитоидов Л.В. Таусона (1977), которая была дополнена и доработана его учениками. По способу образования в ней выделено 3 группы гранитоидов (образованные в результате дифференциации магм основного и среднего составов, палингенного плавления коры, ультраметаморфического преобразования коры), объединяющие 13 геохимических типов.

Широко известны и используются классификации Б. Чаппела и А. Уайта (Chappel, White, 1974, 1983, 1992), Г. Тишендорфа и В. Пальмера (Tischendorf, Palmer,1985), Р. Батчеллора и П. Баудена (Batchelor, Bowden, 1985), П.Д. Маньяра и П.М. Пикколи (Maniar, Piccoli, 1989), Д.Пирса (Реагсе et al., 1984, 1996), Д. Маеды (Maeda, 1990), Б. Барбарена (Barbarin, 1999), С.Д. Великославинского (2003) и др. Обзор имеющихся классификаций показывает, что в настоящее время получить однозначный ответ о тектонической или геодинамической обстановке зарождения и последующего становления гранитной магмы едва ли возможно.

1.3. Определение термина «грапитоидный батолит». Гранитоидные породы занимают значительные объемы в континентальной земной коре. Они имеют различную морфологию и размеры тел. Главными по масштабам проявления гранитоидов являются батолиты. Термин «батолит» был введен Э. Зюссом в 1888 г. для обозначения крупных интрузивных тел, имеющих крутые контакты и большую вертикальную мощность. Определение термина «батолит» неоднократно уточнялось и расширялось. В

«Петрографическом словаре» (1981) дано следующее определение батолита: «батолит - тело интрузивное или ультраметаморфическое, сложенное различными по времени образования и структуре магматическими, преимущественно гранитоидными породами и мигматитами, сформированное на больших глубинах, выведенное на поверхность и обнаженное эрозией, находящееся в докембрийских, палеозойских и реже в мезозойских складчатых зонах, обладающее неправильной формой и огромными горизонтальными размерами, превышающими представление о мощности гранитного слоя литосферы».

Детальные геолого-геофизические исследования глубинного строения земной коры в рудных районах (Турутанов, Зорин, 1978; Зорин и др., 1989; Zorin et al., 1994, 1995; Черкасов, 1999; Константинов и др., 1999, 2002; Лишневский, Дистлер, 2004) показали, что гранитоиды могут проявляться на поверхности в виде небольших массивов, которые на глубине соединяются, образуя батолиты. Мощность их по вертикали достигает 12 км и более.

1.4. Обоснование минимального батолитового «сечения». Анализ распределения фанерозойских гранитоидных массивов Восточной Сибири по площадям их эрозионных срезов, информация по которым имеется в базе данных «Гранитоиды», выявил зависимость встречаемости (накопленной частости) массивов от занимаемой ими площади. На отрезке кривой распределения до значения площади 300 км2 идет интенсивное увеличение встречаемости массивов при незначительном приросте их площадей (от 1 до 300 км2). Резкое изменение характера кривой распределения происходит в интервале площадей от 300 до 500 км2. Далее кривая приближается к горизонтальной.

Анализ имеющихся геофизических данных (Зорин, 1963; 1964; 1967; Турутанов, Зорин, 1978; Зорин и др., 1988; 1989; Zorin et al., 1993; 1995 и др.) о подземной геометрии гранитных массивов (строение, площадь проекции, толщина) и мощности земной коры показал, что все изученные массивы собственно гранитоидных серий являются крупными телами батолитового типа. Их минимальные размеры в горизонтальном сечении составляют величину порядка 300 км2 (300-3000), что соответствует статистической оценке минимальной площади батолита. Средняя оценка мощности гранитных массивов в имеющейся выборке -5,2 км. Таким образом, к гранитоидным батолитам, в современном понимании, относятся крупные плутоны с площадью горизонтального сечения свыше 300 кв. км и средней мощностью порядка 5 км (Гребенщикова и др., 1999).

ГЛАВА 2. ИНФОРМАЦИОННАЯ ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ БАЗА ДАННЫХ «ГРАНИТОИДЫ»

2.1. Назначение и структура информационной базы геолого-геохимических данных. Огромный фактический материал по природным гранитоидным системам Восточной Сибири и Монголии, собранный автором с коллегами более чем за 30 лет, можно сохранить и оптимально использовать для решения научных задач при условии его рациональной систематизации и создания банка данных. Создание базы данных «Гранитоиды» осуществлялось группой исследователей (Koval, Grebenshchikova, Lustenberg, 1996; Гребенщикова, Коваль, Лустенберг, Хенни, 1997; Koval, Grebenshchikova, Lustenberg, Henney, 1999; Гребенщикова, Коваль, Лустенберг, Максимчук, Турутанов, 1999) и было поддержано проектом ENTAS (А-92-4) и инициативными проектами РФФИ (96-05-64941,0005-64950,03-07-90325).

Информационная база данных (ИБД) - это совокупность внесенных в память компьютера данных, которые можно обрабатывать и использовать в различных областях. Задача ИБД состоит в сборе и хранении представляющих научный интерес данных в одном месте и таким способом, который заведомо исключает их избыточность. Назначение ИБД заключается в использовании информации для решения различных научных проблем и принятия соответствующих решений.

На начальном этапе создания ИБД «Гранитоиды» была выполнена рациональная систематизация геолого-геохимической информации. Под систематизацией понимается выделение среди имеющегося огромного количества данных конкретных блоков

информации, соответствующих основным направлениям исследования в области геохимии гранитоидов. При изучении фанерозойских гранитоидов Восточной Сибири и Монголии главными блоками явились такие понятия, как «регион», «гранитный массив», «возраст», «порода», «минерал», «аналитические данные» и др.

Структурирование информации, или разработка структуры данных, включала в себя представление информации в форме множеств (доменов) объектов элементарного типа и установление между ними иерархических отношений или взаимосвязей между собой. Между главными таблицами и вспомогательными полями соответствующих таблиц в базе данных поддерживается «ссылочная целостность» (referential integrity). Каждая точка наблюдения или проба породы имеет уникальный шифр, который занесен в каталог объектов исследования. Он является главным по отношению ко всем таблицам, содержащим результаты количественных аналитических данных.

Информационные блоки (например, «гранитный батолит», «проба», «минерал» и т.д.) связаны между собой связями определенного типа («один к одному», «один ко многим», «многие ко многим»). Каждый информационный блок включает от 10 до 30 различных параметров, представляющих фактический материал, характеризующий этот блок. Например, в блоке «гранитный батолит» содержится следующая информация: название батолита, географические координаты центра (градусы, минуты, секунды), площадь, возраст, магматическая ассоциация пород, фазы, фации, схема геологического строения, схема глубинного строения земной коры по геофизическим данным и др.

Геохимические (аналитические) данные представляют самый крупный по объему блок, в котором приведены результаты количественных анализов по 50 и более параметрам, включающим характеристики пород, минералов и флюидных включений. Каждому виду анализа (силикатный, атомно-абсорбционный и др.) соответствует отдельная таблица.

Ввод географических координат в базу данных позволил использовать имеющуюся информацию для построения различных карт на основе ГИС-технологий. Применение в ИБД справочных таблиц и библиографической информации обеспечивают использование унифицированных терминов, кодов и других общепринятых понятий.

Рассматриваемая ИБД «Гранитоиды» была реализована средствами СУБД Paradox 5.0. Этот выбор обусловлен рядом преимуществ СУБД Paradox 5.0 перед аналогичными реляционными СУБД: развитым языком запросов (QBE), автоматической поддержкой ссылочной целостности (referential integrity) и некоторыми техническими решениями, облегчающими включение ИБД в Internet.

В настоящее время в ИБД «Гранитоиды» введена информация по 995 палеозойским и мезозойским гранитоидным массивам следующих регионов: Монголо-Охотской зоне (данные П.В. Коваля, В.И. Гребенщиковой), Кузнецкому Алатау (данные Ю.П. Трошина, В.И. Гребенщиковой), Восточному Саяну (данные ВЛ. Гребенщиковой), Алдану (данные П.В. Коваля), Западному Саяну (данные В.И.Гребенщиковой). Из них 335 массивов, включая 50 гранитоидных батолитов, имеют достаточно полную геолого-геохимическую и, частично, геофизическую информацию. Остальные содержат не все характеристики, предусмотренные в структуре ИБД, но они могут быть дополнены.

При наполнении ИБД появилась возможность создавать алгоритмы, позволяющие обрабатывать комплексные данные (геолого-геофизические, геохимические) применительно к различным разработанным моделям гранитообразования. Под моделью в этом случае понимается формализованное представление о природном процессе, основанное на имеющейся информации и знаниях эксперта и описанное одним из алгоритмов. Алгоритм может содержать методики использования различных дискриминантных диаграмм, анализ расчетных характеристик и соответствующих ограничений на них (граничные параметры модели), анализ качественных и не формализуемых параметров.

Информация об ИБД представлена на сайте в Internet: http://giscenter.icc.ru/granit/.

2.2. Выбор модельных гранитоидных батолитов. Целью исследований в работе, как отмечено выше, являлось изучение модельных фанерозойских батолитов Восточной

Сибири, сформировавшихся в разных типах земной коры и литосферы. Исходя из этого, в качестве главного критерия выбора модельных гранитоидных батолитов для сопоставления было принято максимальное их разнообразие в отношении вещественного состава пород, особенностей строения земной коры и типов литосферных блоков, фаций глубинности и степени связи с исходным субстратом. Учитывая неизбежную неоднородность имеющихся данных по проблеме, среди них целесообразно было обозначить минимальный круг геолого-геохимических параметров, необходимых для сравнительного анализа модельных объектов. К ним следовало добавить ряд показателей (изотопные данные, исследование расплавных и флюидных включений в минералах и др.), получение которых для всех объектов оказалось невозможно, но использование которых крайне желательно в силу присущей им информативности при решении петрогенетических вопросов. В результате тщательного анализа информации в ИБД в качестве главных модельных объектов были выбраны 5 фанерозойских гранитоидных батолитов. Дополнительно привлекалась информация еще по 20 объектам, представляющим разные регионы Восточной Сибири (рис. 1):

1. Енисейский батолит, Западный Саян (а также Кундустуюльский, Лавреновский, Малый Араратский в Кузнецком Алатау);

2. Сумсунурский батолит (а также Гарганский, Барун-Холбинский), Восточный Саян;

3. Солгонский батолит (а также Центральнинский, Дудетский, Большой Араратский), Кузнецкий Алатау;

4. Ононский батолит (а также Харатуулинский, Эгиндабинский, Хубинундурский, Цантуобинский, Наринбулакский), Монголо-Охотская зона;

5. Адунчелонско-Шерловогорский батолит (а также Кукульбейский и др.), Восточное Забайкалье.

Изученные фанерозойские гранитоидные батолиты отражают разнообразие известных и широко распространенных геохимических типов палингенных гранитоидов (в понимании Л.В. Таусона, 1977; П.В. Коваля, 1998). Кроме того, выполнялось сравнение авторских данных с литературными, для чего привлекалась геолого-геохимическая информация по ряду эталонных гранитоидных батолитов: Кордильера Бланка (Перу), Сьерра-Невада (Северная Америка), Корнубийскому (Юго-Западная Англия), Ангаро-Витимскому, Верхнеудинскому (Забайкалье) и др.

2.3. Некоторые элементы «самоорганизованности» геохимических типов мезозойских гранитоидов Монголо-Охотской зоны (МОЗ). Ареал мезозойского гранитоидного магматизма МОЗ занимает более 150 тыс. км2. Граниты характеризуются широким разнообразием геохимических типов (Коваль, 1998). Важно отметить принципиальное различие двух фациальных линий гранитообразования собственно гранитоидных серий МОЗ: сиенит-аляскитовой (преобладают гиперсольвусные монополевошпатовые фации) и гранодиорит-гранитной (преобладают субсольвусные фации), в каждой из которых имеются как не редкометалльные («палингенные»), так и редкометалльные геохимические типы.

Как показали расчеты, около 80% площади всех гранитоидных массивов МОЗ сложены тремя геохимическими типами: палингенными гранитоидами нормальной щелочности (50%), редкометалльными плюмазитовыми гранитами (20%) и субщелочными сиенит-аляскитами (10%). На долю остальных типов гранитоидов приходится около 20% площади. Аналогичное соотношение занимаемых площадей характерно и для геохимических типов, слагающих гранитоидные батолиты. Классификационный подход к типизации гранитоидов МОЗ был основан (Коваль, 1998) на анализе вещественного состава гранитоидов и использовании важнейших дискриминантных геохимических признаков. Выделенные геохимические типы гранитоидов являются, прежде всего, вещественными (химическими) категориями. Вместе с тем, при геохимической типизации пород однозначно отображаются генетическая специфика и связи различных гранитоидных пород между собой. Это может быть обусловлено сопряженностью формирования геохимических типов гранитоидов, т.е. неслучайным (с

Рис 1 Схема расположения фанерозойских гранитоидных массивов (координаты центров) Цифрами показаны главные модельные батолиты 1 — Енисейский, 2 — Сумсунурский, 3 — Солгонский, 4 — Ононский, 5 — Адунчелонско-Шерловогорский

вероятностной точки зрения) соседством одного типа с другим в структуре ареала магматизма (зональности) При таком допущении палингенные гранитоиды нормальной щелочности, занимающие около 50% площади ареала и являющиеся центральной частью в региональной геохимической зональности МОЗ, могут также быть использованы в качестве своеобразной «точки отсчета». Далее, следуя основным принципам типизации гранитоидов, их можно упорядочить (разместить) в соответствии с возрастающей щелочностью и редкометалльностью Максимальная редкометалльность характерна для Li-F гранитов, а щелочность - для агпаитовых гранитов Учитывая принципиальное различие двух фациальных линий гранитообразования собственно гранитоидных серий (сиенит-аляскитовую и гранодиорит-гранитную), получим, соответственно, упорядоченный набор (или кортеж) двух групп геохимических типов гранитоидов. Одна группа объединяет субщелочные и щелочные гранитоиды сиенит-аляскитовых ассоциаций, другая — палингенные и редкометалльные гранитоиды нормальной и повышенной щелочности Из числа макрохарактеристик гранитоидных массивов наиболее достоверно определяемым параметром является площадь, занимаемая гранитными массивами. Полученная гистограмма распределения площадей геохимических типов гранитоидов подчиняется нормальному закону распределения Гаусса (Гребенщикова и др, 1999), что свидетельствует о корректности классификационного подхода, отображающего закономерную сопряженность геохимических типов в единой системе гранитообразования Установленные особенности распределения, упорядочения и образования двух групп геохимических типов гранитоидов,

отражающих разные модели, свидетельствуют о некоторых элементах самоорганизующегося процесса гранитообразования МОЗ. Признаки «самоорганизованности» обнаруживаются на разных структурных уровнях ареалов магматизма: зональности ареала, сериальных особенностях, породных ассоциациях и др.

ГЛАВА 3. КОРРЕЛЯЦИЯ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОХИМИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ ФАНЕРОЗОЙСКОГО ГРАНИТОИДНОГО МАГМАТИЗМА И МЕТАЛЛОГЕНИИ С СОСТАВОМ И СТРУКТУРОЙ ЛИТОСФЕРЫ

Сопоставление геохимических особенностей фанерозойских гранитоидов с составом и структурой коры, со строением литосферы, а также с отмечающейся металлогенической специализацией гранитоидов было проведено на примере трех регионов: Монголо-Охотской зоны, Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна.

3.1. Монголо-Охотская зона. Как уже отмечалось, гранитоиды МОЗ отличаются широким разнообразием геохимических типов (Коваль, 1998). Ареал мезозойского гранитоидного магматизма сформировался на гетерогенном по составу и степени «зрелости» континентальном основании, возраст которого меняется от раннедокембрийского до герцинского. Геохимическая зональность мезозойского ареала гранитоидного магматизма МОЗ выражается в закономерном увеличении щелочности геохимических типов пород от ценгральных к периферическим зонам ареала. Она имеет мозаично-блоковую структуру, коррелирующую с возрастом (степенью «зрелости») блоков основания и основными мезозойскими структурами.

Сопоставление рассчитанных мощностей земной коры, глубин залегания астеносферного слоя (Зорин и др. 1988; 2опп е1 а1. 1990) и геохимической зональности ареала гранитоидного магматизма МОЗ выявило интересную закономерность в строении этого региона (Гребенщикова и др., 1999; Коваль, Гребенщикова и др., 1999), а именно: возрастание щелочности гранитоидов происходит одновременно с увеличением мощности литосферных блоков к периферии ареалов (рис. 2). В связи с этим в пределах мезозойского магматизма МОЗ выделено два основных варианта строения литосферной плиты.

Первому соответствуют блоки с относительно утоненной корой и в 2-3 раза превышающим ее по толщине мантийным слоем и, соответственно, с погружающейся и более глубоко залегающей астеносферой. Мощность литосферных блоков в таких случаях достигает 150 км. Это области преимущественно докембрийского основания с магматизмом повышенной и высокой щелочности.

Ко второму типу строения литосферы относятся области с более мощной корой и сопоставимой толщиной как корового, так и мантийного слоев литосферного блока. Это области преимущественного развития герцинского основания, где преобладает магматизм нормальной щелочности. Общая мощность литосферной пластины в этой части МОЗ уменьшается до 50-70 км.

Указанные два типа разрезов литосферы отвечают существующим представлениям (Летников, 2001, 2003) о зрелой континентальной литосфере (первый тип) и литосфере переходного типа (субконтинентальной — второй тип). С палингенными гранитоидами нормальной щелочности ассоциируют месторождения и рудопроявления Аи, Sn; с гранитоидным магматизмом повышенной щелочности - Мо, Си, 2п, РЬ; со щелочными гранитоидами - 2г, Nb, РЗЭ.

Таким образом, в Монголо-Охотской зоне отмечается корреляция региональной геохимической зональности гранитоидного магматизма и металлогенической зональности со строением литосферных блоков. Несмотря на проблематичность сравнения современного строения литосферы, установленного по геофизическим данным, и значительно отдаленного по времени мезозойского гранитоидного магматизма, можно утверждать, что выявленная корреляция структуры литосферы, щелочности гранитоидного магматизма и его потенциальной рудоносности свидетельствует в пользу возможности подобных сравнений применительно к рассматриваемому региону МОЗ и заслуживает серьезного внимания. В

102° 108°

102° 108° 114°

Рис. 2. Схема геохимической зональности ареала раннемезозойского гранитоидного магматизма Монголо-Охотской зоны (Коваль, 1990), совмещенная с картой изолиний толщины литосферы (Зорин и др., 1988): 1 - глубинные разломы; 2 - изолинии толщины литосферы, км; 3 - зона магматизма нормальной щелочности; 4 — зона магматизма повышенной щелочности; 5 — земная кора; 6 — литосфера; 7 - астеносфера; В - Г- линия схематического разреза литосферы.

этой связи следует отметить консерватизм положения (совмещение в пространстве) ареалов разновозрастного магматизма (вплоть до кайнозоя) в рассматриваемом регионе (Литвиновский, 1989; Коваль, 1998), что свидетельствует об известной преемственности развития их глубинной структуры. Тем более, что длительность рассматриваемого временного интервала близка к предполагаемой периодичности перестройки астеносферы Земли (200-220 млн. лет, Добрецов, 1980; Добредав и др., 2001).

3.2. Кузнецкий Алатау. В соответствии с данными Л.В. Алабина (1983,1999), Б.Н. Огурцова (1987), В.И. Гребенщиковой и др. (1987, 1992), Н.Н. Хераскова и др. (1988), Л.В. Кунгурцева (1991), ЮЛ. Трошина и др. (1995) разрез земной коры Кузнецкого Алатау характеризует раннепалеозойскую зону перехода океан-континент со сложной историей геологического развития. В пределах этого региона мощность земной коры изменяется от 42 км на западе, до 52 км - на востоке. Регион имеет блоковое строение, его западный блок приподнят относительно восточного. Кузнецко-Алтайский глубинный разлом имеет корово-мантийную природу и погружается на восток под микроконтинент.

Раннепалеозойские гранитоидные батолиты Кузнецкого Алатау по составу и возрасту разделяются на четыре комплекса и пространственно часто разобщены. Наиболее ранним (венд-нижний кембрий) является плагиогранитный комплекс, характеризующий фронтальную зону перехода океан-континент (Гребенщикова и др., 1987; Трошин, Волынец, Гребенщикова и др., 1995). Монцонит-гранодиоритовые плутоны (476±3 млн. лет, Трошин, Гребенщикова и др., 1999) формировались преимущественно в центральной части Кузнецкого Алатау. В восточной части Кузнецкого Алатау (тыловая зона перехода океан-

континент) формировался гранитный комплекс. Это палингенные гранигоиды известково-щелочной серии (440 ± 25 млн. лет, Хомичев, 1980). Позднее (380 ± 25 млн. лет, Хомичев, 1980) сформировался гранит-граносиенитовый комплекс, развитый в западной части региона, прилегающей к Кузнецке-Алтайскому разлому.

Геологическая и структурно-тектоническая зональность Кузнецкого Алатау подчеркивается металлогенической специализацией гранитоидов разных зон этого региона в направлении с запада на восток: Ге - (Си-2п-РЪ) - Аи - Мо

Геохимический анализ гранитоидов показал, что между ними существуют значимые различия (Хомичев, 1987; Гребенщикова и др., 1987,1992; Трошин, Волынец, Гребенщикова и др. 1995; Гребенщикова, Максимчук, 2003), которые проявлены в содержаниях и характере распределения в гранитоидах летучих компонентов. Так, составы пород плагиогранитного комплекса относительно обогащены водой, монцонитоидные породы и гранодиориты характеризуются повышенными содержаниями Н2О (гранодиориты) или Г (монцониты), или того и другого элемента одновременно, а составы палингенных известково-щелочных гранитов существенно обогащаются С1. Субщелочные граниты имеют близкое соотношение всех трех летучих элементов. Основные различия между биотитами из гранитоидов рассмотренных комплексов обусловлены соотношением в них магния и железа, отчасти -титана. Содержания А1у1 и Ы увеличиваются лишь в слюдах лейкогранитов заключительных фаз гранитного комплекса. Биотиты этого комплекса относятся к железистым флогопитам, биотиты субщелочных гранитов — к магнезиальным аннитам, а биотиты монцонит-гранодиоритового комплекса занимают промежуточное положение между ними.

Рост содержаний Сг, N1, Со отмечается в биотитах монцонит-гранодиоритового комплекса. В биотитах известково-щелочных и субщелочных гранитов относительно повышены концентрации редких щелочей, летучих элементов и олова, т.е. в них увеличивается «редкометалльность» биотитов и самих гранитов. В биотитах известково-щелочных гранитов отмечаются также относительно повышенные концентрации Г, А?, Си, 2п и РЬ. Содержания Си и А? в них достигают иногда очень высоких значений, что является специфической особенностью биотитов из гранитоидов, с которыми ассоциируют молибденовые месторождения. Расчеты показали, что для субщелочных гранитоидов характерна относительно высокая фугитивность НС1, а при формировании известково-щелочных гранитных плутонов в тыловой части Кузнецкого Алатау относительно повышена фугитивность НГ. Гранитоиды монцонит-гранодиоритового комплекса характеризуются промежуточными значениями рассматриваемых параметров.

Установленные геохимические особенности составов и флюидного режима образования разновозрастных гранитоидов Кузнецкого Алатау показали различия между ними, отражающиеся как в составе самих гранитоидов, биотитов из них, так и в металлогенической специализации гранитоидных плутонов, что в целом свидетельствует о наличии латеральной геохимической зональности гранитоидного магматизма в этом регионе (Гребенщикова и др., 1992). Аналогичная латеральная геохимическая и металлогеническая зональность характерна для активных окраин современных зон перехода океан-континент (Силлитое, 1974, 1996; Ковалев, 1985; Трошин и др., 1995 и др.). Однако монотонного омоложения оруденения Кузнецкого Алатау в направлении с запада на восток не наблюдается. Главный максимум месторождений железа приходится на силур-девон, молибдена - на силур, золота — на кембрий-ордовик, колчеданного оруденения - на нижний кембрий. Эти данные свидетельствуют о том, что как состав гранитоидов и их геохимическая специфика, так и металлогеническая специализация рудных зон, определяются не столько возрастом, сколько строением и составом литосферных блоков и степенью «зрелости» коры.

3-3. Восточный Саян характеризуется сложным геологическим строением, обусловленным сочетанием разных по составу и возрасту блоков (террейнов) и покровно-надвиговой тектоники (Добрецов и др., 1986, 1989; Беличенко и др., 1988, 2003; Даценко и др., 1994; Владимиров и др., 1999; Кузьмичев и др., 2000).

Первый, позднерифейский, этап (790 млн. лет) гранитообразования проявлен на ограниченной территории в центральной части Тувино-Монгольского массива и пространственно связан с Гарганским микроконтинентом архейского возраста. Присутствие позднерифейских тоналитов-трондьемитов (в главе 4 рассмотрен модельный Сумсунурский батолит) объясняется (Добрецов и др., 1986; Беличенко и др., 1988; Кузьмичев и др., 2000) столкновением океанической островной дуги и Гарганского микроконтинента амфиболитового состава, что вызвало его разогрев и плавление (надсубдукционный тоналитовый магматизм).

Образование главного батолитового пояса Центральной Азии (в том числе и батолитов Восточного Саяна) и сопряженных с ним коллизионно-сдвиговых зон вязко-пластичного течения происходило в интервале 500-440 млн. лет (Владимиров и др., 1999). Предшествовавший этому интенсивный орогенез и активизация мантийных процессов (510505 млн. лет) отражают сочетание окраинно-континентальной обстановки и масштабной сдвиговой тектоники, что способствовало интенсивному прогреву и плавлению коры и привело к формированию гранитоидных батолитов, имеющих по гравиметрическим данным (Самков, 1994; Даценко и др., 1994) вертикальную мощность не более 3 км.

В пределах Тувино-Монгольского массива Восточного Саяна ордовикские гранитоиды не встречаются на площади Гарганской глыбы, а образуют батолиты вокруг нее и на удалении. При этом составы пород батолитов существенно варьируют: диориты, тоналиты, биотитовые граниты, редкометалльные граниты, кварцевые и нефелиновые сиениты. В целом палеозойские гранитоиды характеризуются повышенной щелочностью и отличаются по своим геохимическим характеристикам от позднерифейских гранитоидов.

А.Б. Кузьмичев (2000, 2004) предполагает, что к началу кембрия территория Восточного Саяна, представляющая собой скопление разных по составу террейнов, проходила континентальный этап развития. Последующая коллизия на рубеже 515-505 млн. лет привела к нарушению целостности коры и конвективного режима в астеносфере. Причина начавшегося затем батолитообразования объясняется исследователями по-разному: влиянием мантийного плюма (Ярмолюк, Коваленко и др., 1997; 2002), процессами деламинации литосферы (Гордиенко, Киселев, 2002), моделью отрыва слэба и проникновением неистощенной астеносферы под ороген (Владимиров и др., 1999; Кузьмичев, 2000). Формирование ордовикских гранитоидов разных геохимических типов в пределах Тувино-Монгольского массива определялось, в первую очередь, разным составом и строением разновозрастных литосферных блоков. Как отмечает А.Б. Кузьмичев (2000), в северной части рассматриваемой территории (активная континентальная окраина), где кора была представлена преимущественно кислыми вулканитами, субщелоччые граниты и щелочные сиениты образовались за счет влияния на плавление коры обогащенной мантии при внедрении ее в «слэбовое окно». Предшествующее континентальное развитие предопределило здесь значительную мощность коры. В центральной части этого региона палеозойские гранитоидные батолиты представлены нормальными двуполевопшатовыми гранитами и лейкогранитами, в южной части - ранние фазы сложены габбро, диоритами, тоналитами, поздние - биотитовыми гранитами.

Массовый процесс ордовикского гранитообразования в Центральной Азии объясняется нарушениями, вызванными предыдущими акреционно-коллизионными событиями, происходящими в зоне перехода к Сибирской платформе (Владимиров и др., 1999; Кузьмичев, 2000, 2004 и др.). Намечающаяся в рассматриваемом регионе Восточного Саяна вещественная и геохимическая зональность (низкощелочные, умереннощелочные и щелочные гранитоиды) в составе разно- и одновозрастных гранитоидных плутонов обусловлена разным составом плавящегося протолита (субокеаническая кора, нижняя и верхняя континентальная кора), гетерогенной литосферой, а также влиянием обогащенной астеносферы (щелочные граниты и сиениты) и деплетированной литосферной мантии (габбро, диориты, тоналиты).

С гранитоидами позднерифейского этапа гранитообразования ассоциируют

золоторудные месторождения (Зун-Холба, Барун-Холба, Зун-Оспа и др ), с палеозойским этапом магматизма-редкометалльные месторождения (Шагайтэ-Гол, Хоньчин и др )

Таким образом, i еохимическая характеристика гранитоидного магматизма трех районов Центральной Азии - МОЗ, Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна (Тувино-Монгольский массив) показала корреляцию его состава с типом коры и строением литосферных блоков Металлогеническая зональность определяется структурно-магматической зональностью ареалов гранитоидного магматизма, положением в них потенциально рудоносных типов магматических пород и сопутствующего оруденения, закономерной связью с одновозрастными геологическими структурами и структурой основания Границы рудных поясов определяются областями раздела гранитоидного магматизма различной щелочности и геохимической специализации С палингенными гранитоидами пониженной щелочности ассоциируют месторождения и рудопроявления Аи, с гранитоидами нормальной щелочности — Au, Mo, W, Sn, с гранитоидным магматизмом повышенной щелочности - Mo, Cu, Zn, Pb, со щелочными гранитоидами — Zr, Nb, REE Полученные сравнительные данные по трем рассмотренным регионам позволяют сформулировать первое защищаемое положение

В крупных ареалах развития фанерозойского гранитоидного магматизма (Монголо-Охотская зона, Кузнецкий Алатау, Восточный Саян) установлена корреляция региональной геохимической зональности гранитоидов и их металлогенической специализации с составом коры и степенью «зрелости» литосферных блоков.

ГЛАВА 4. ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МОДЕЛЬНЫХ ГРАНИТОИДНЫХ БАТОЛИТОВ, СФОРМИРОВАВШИХСЯ В РАЗЛИЧНЫХ ЛИТОСФЕРНЫХ БЛОКАХ

Региональный геохимический анализ гранитоидов МОЗ, Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна показал возможность и перспективу использования вещественного и геохимического составов гранитоидов для «зондирования» земной коры и мантии, определения состава возможного субстрата (протолита) при образовании гранитоидов и оценки их рудной специализации Рассмотрим реализацию такого подхода на примере модельных фанерозойских батолитов различных районов Восточной Сибири (Гребенщикова и др , 1999,2000,2002, Гребенщикова, Максимчук, 2003, Гребенщикова, Коваль, 2004)

4.1. Енисейский батолит (Западный Саян) сложен габбро-плагиогранитной ассоциацией пород В виде крупных гранитоидных тел такая ассоциация встречается крайне редко Обычно габбро-плагиогранитные массивы отмечаются в зонах глубинных разломов и в офиолитовых комплексах, где они имеют небольшие размеры Рассматриваемый батолит, напротив, имеет значительную площадь выхода на поверхность (более 500 кв км) и нарушает сложившиеся представления о небольших размерах интрузий такого состава.

Геологическое положение, возраст и состав пород. Енисейский батолит детально описан в работах ВН Смышляева (1958, 1963), Г В Полякова и др (1978) Вмещающие породы представлены метаморфическими, осадочно-эффузивными и эффузивными образованиями (толеитовая серия пород) докембрийского и раннекембрийского возраста. Они образуют троговую структуру субширотного простирания, окаймляющую с севера Западный Саян Линейный характер этой структуры контролируется Северо-Саянским глубинным разломом

Батолит имеет вытянутую эллипсовидную форму длиной около 100 км при ширине до 10 - 11 км Южная контактовая поверхность батолита погружается к югу и юго-востоку под углами 60-70° Северная часть батолита срезается Северо-Саянским разломом и перекрывается девонскими вулканогенно-осадочными породами Минусинской впадины Контактовое воздействие проявлено слабо и представлено эпидотизацией, хлоритизацией и окварцеванием вмещающих пород

Изотопный U-Pb возраст по магматическому циркону соответствует 525 млн лет (Рублев, 2001, Руднев и др , 2003) Первичное отношение изотопов Sr составляет 0,70401

В формировании Енисейского батолита выделяется 3 фазы. В первую фазу сформировались габбро-нориты, габбро, роговообманковое габбро, во вторую -плагиограниты, в заключительную фазу — дайки мелкозернистых и аплитовидных гранитов.

Габброиды слагают около 10% площади Енисейского батолита. Плагиограниты главной фазы являются наиболее распространенными (~ 90% площади батолита) породами на современном уровне эрозионного среза. Главными минералами являются кварц - 45-55%, плагиоклазы - 47% (фенокристаллы — андезин № 33-36; в основной массе — альбит-олигоклаз № 8-22), роговая обманка ~ 4% и биотит - до 5%.

Дайки мелкозернистых и аплитовидных гранитов развиты незначительно. Мощность их достигает 2,5 м при длине до 250-500 м. Они представлены микроклином, микроклин-пертитом, альбитом и кварцем (реже - биотитом, мусковитом, гранатом, турмалином).

Глубина формирования батолита определена в 1,0-1,5 км (Смышляев, 1963). О гипабиссальности Енисейского батолита свидетельствуют отсутствие ассимиляционных явлений в зонах экзоконтакта и на границе с кровлей, появление в апикальных частях плутона порфировых фаций и контактовое воздействие на вмещающие породы.

Геохимические особенности пород. Ассоциация пород батолита является неполной (бимодальной) и завершенной (с дайками лейкогранитов). Согласно классификации магматических пород (Петрография и петрология..., 2001), она может быть определена как низкощелочная габбро-плагиогранитная. На петрохимических диаграммах Харкера породы Енисейского плутона образуют бимодальный тренд составов. Дайки лейкогранитов заключительной фазы по одним компонентам (Ге2Оз, М?0) продолжают общий тренд, а по другим (например, К2О) — образуют собственный тренд, перпендикулярный главному.

На диаграмме альбит-анортит-ортоклаз точки составов плагиогранитов смещены к альбит-анортитовой стороне (минимум ортоклаза), а лейкогранитов — в ортоклазовый угол диаграммы (рис. 3). На диаграмме кварц-альбит-ортоклаз точки составов плагиогранитов находятся в области низкобарических котектик однополевошпатовых пород, что соответствует давлению воды менее 5 кбар.

Габброиды Енисейского батолита характеризуются низкими содержаниями щелочей, титана, относительно повышенными — магния и кальция. Среди элементов группы железа повышенными содержаниями выделяется только V, слабо повышены - Со, N1, а также Си, 8с, при низком содержании Сг. Содержание РЗЭ в габброидах относительно низкое. Кривая нормированного распределения РЗЭ близка к горизонтальной линии. По своим геохимическим особенностям габброиды батолита представляют собой низкохромистое и низкотитанистое габбро толеитовой серии.

Для плагиогранитов характерен значительный интервал содержаний БЮг (от 68,12 до 77%), пониженная глиноземистость (содержания А12Оз изменяются от 12,5 до 13,5%), высокие отношения №/К (5-10) и К/ИЪ (-1000), низкие содержания щелочей - К, Ы, ЯЪ, Cs и большинства гранитофильных редких элементов (Ве, Nb, Та, 2г и др.). РЗЭ в плагиогранитах слабо дифференцированы (Ыа/УЪ=4,8), общее содержание РЗЭ несколько выше, чем в габброидах, что особенно характерно для легких РЗЭ. Иногда отмечается небольшая отрицательная Еи аномалия. Кривая распределения РЗЭ в плагиогранитах приближается к горизонтальной линии с незначительным повышением в области легких РЗЭ. Рассматриваемые плагиограниты близки по содержаниям и характеру распределения в них перечисленных элементов к вмещающим толеитовым базальтам и габброидам массива. В отличие от габбро в плагиогранитах слабо возрастают содержания В и уменьшаются концентрации элементов группы железа - N1, Со, V, Си. По соотношению содержаний АЬОз и УЪ точки составов плагиогранитов Енисейского батолита частично совпадают с полем составов низкоглиноземистых «океанических» плагиогранитов офиолиштовых комплексов Семайл, Троодос, Орегон (данные по Колману и Донато, 1983), для которых характерны низкие содержания АЬОз (<15%) и повышенные - УЬ. По соотношению КгО (0,3-0,7%) и 8102 (70-76%) они также близки к «океаническим» плагиогранитам. Однако более высокие содержания 8г (180-404 г/т) и ЯЪ (от 3 до 11 г/т, среднее 4,7 г/т) сближают плагиограниты

Рис. 3. Диаграммы нормативных составов и изменчивость трендов для гранитоидов главных фаз в различных моделях фанерозойского гранитообразования Восточной Сибири. Модели (батолиты): а) плагиогранитная (Енисейский), б) тоналитовая (Сумсунурский), в) монцонит-гранодноритовая (Солгонский), г) гранодиоритовая (Ононский), д) гранитная (Адунчелонско-Шерловогорский). Кружком показаны средние составы моделей.

Енисейского батолита с классическими «континентальными» трондьемитами.

Содержания большинства элементов в габбро и плагиогранитах близки к среднему составу нижней континентальной коры (по Taylor, McLennan, 1985). Причем в плагиогранитах содержания таких элементов, как Та, Nb, Li, Cr, Ni, Co, Си даже ниже, чем в нижней континентальной коре (рис. 4). На этом фоне резко выделяются повышенными концентрациями В и РЬ.

Модель формирования. Проблема происхождения габбро-плагиогранитных ассоциаций давно дискутируется как российскими (Кузнецов, 1964; Алабин, 1966, 1987, 1999; Пополитов и др., 1973; Дымкин и др., 1973; Таусон, 1977; Поляков и др., 1978; Сайз, 1984; Фролова и др., 1985; Кузьмин, 1985; Богатиков, Цветков, 1988; Самаркин, Самаркина, 2001; Ярмолюк и др., 2002; Руднев и др., 2003 и другие), так и зарубежными исследователями (Coleman, Peterman, 1975; Arth, 1978; Barker, Arth, 1976; Колман, Донато, 1983; Баркер, 1983; Drummond et a!., 1996; Selbekk, 2002 et al.).

По составу и геохимическим особенностям плагиограниты Енисейского батолита относятся к толеитовому геохимическому типу (Таусон, 1977). Пониженная глиноземистость и слабо дифференцированное распределение РЗЭ в плагиогранитах сближает их с «океаническими» плагиогранитами офиолитовых серий. Однако батолитовый масштаб Енисейского плутона не сопоставим с малыми объемами даек плагиогранитов, которые характерны для офиолитовых комплексов. Кроме того, существенные вариации в плагиогранитах содержаний Rb (от 3 до 11 г/т) и в меньшей мере - Sr, смещают их составы из поля «океанических» плагиогранитов в сторону «континентальных» трондьемитов. Их геохимическая специфика в большей степени отвечает раннеостроводужным гранитоидам. Согласно современным представлениям (Арт, 1983; Кузьмин, 1985; Туркина, 2002 и др.) рассматриваемые плагиограниты могли образоваться на небольших глубинах (гипабиссальный уровень), при низком общем давлении (менее 5 кбар), за счет плавления базальтов типа NMORB с ортопироксен-клинопироксен-плагиоклазовым реститом при отсутствии в нем граната. Однако при парциальном плавлении пород основного состава (в данном случае толеитового базальта) следовало бы ожидать появления изгиба графика распределения РЗЭ в центральной или «тяжелой» его частях и появление положительной Еu аномалии (Helz, 1976; Nance, Taylor, 1976; Hanson, 1980), с чем не согласуются полученные данные по плагиогранитам Енисейского батолита. Объем и специфика состава дают основание относить Енисейский батолит, как и типичные гранитоидные батолиты, к «палингенным» плутонам, обязанным наиболее ранним (по отношению к степени зрелости коры) проявлениям процесса гранитизации. Протолитом в этом случае могла быть океаническая кора. Геохимические особенности таких массивов позволяют выделить их в самостоятельную плагиогранитную модель «палингенных толеитовых гранитоидов».

Таким образом, плагиогранитные батолиты, подобные Енисейскому, формировались на ранних стадиях зарождения континентальной коры. Габбро-плагиогранитные массивы аналогичного типа встречаются в Кузнецком Алатау (Кундустуюльский, Лавреновский, Малый Араратский и др.), в Саяно-Байкальской складчатой области (Ирокиндинский массив) и других регионах.

С Енисейским плутоном в Западном Саяне ассоциируют рудопроявления Си и Zn.

4.2. Сумсунурский батолит (Восточный Саян) входит в ареал гранитоидных батолитов Центрально-Азиатского складчатого пояса (Владимиров и др., 1999).

Геологическое строение, возраст и состав пород. Сумсунурский батолит расположен в северо-восточной части Гарганской структурно-формационной зоны Восточного Саяна, в ядре которой находится Гарганская амфиболитовая глыба (AR), обрамленная карбонатными толщами чехла (PR) и вулканогенно-осадочными породами островодужного комплекса, включая офиолитовьга надвиг (PR-R). Северо-восточный контакт батолита проходит по зоне Восточно-Саянского глубинного разлома. Нижняя возрастная граница батолита определяется его интрузивными соотношениями с породами Гарганской глыбы, ее чехлом и рифейским офиолитовым комплексом пород, в различной степени измененные и небольшие ксенолиты

cuoJ

О 1.

RB И> Г» 1»

п> и ял w is La Ii Ыо Sn Si Y Dj Zb Fe Ъ lig Ся Cr____л. / л

im!.!4üii»> а к. canübic. v »главных фаз (светло-серые линии) модельных

Рис. 4. Нормированное относительно валового состава континентальной коры (Taylor, McLennan, 1985) распределение элементов во включениях (темные линии) и гранитоидах

фанерозойских батолитов Восточной Сибири. ВК и НК - составы соответственно верхней и нижней континентальной коры (Taylor, McLennan, 1985). Модели (батолиты):

а) плагиогранитная (Енисейский),

б) тоналитовая (Сумсунурский),

в) монцонит-гранодиоритовая (Солгонский),

г) гранодиоритовая (Ононский),

д) гранитная (Адунчелонско-Шерловогорский).

Г» В* W а и Li Mo So S Т D> Zi Ti И Mi с». Si В< Сс Zi № 1 & К* Gd ft Al 5» Сд V К

которых встречаются в гранитоидах батолита. Как уже отмечаюсь, возраст сумсунурских гранитоидов позднерифейский (790 млн. лет, Кузьмичев и др., 2000).

Площадь эродированной части батолита составляет около 300 км2. Серией разломов он рассечен на блоки. Характер контактов батолита различный: юго-восточный — крутой, северо-западный и западный - более пологие, погружающиеся под карбонатную толщу. Контактовое воздействие батолита на вмещающие породы проявлено в форме мраморизации и тремолитизации вмещающих карбонатных пород, образовании роговиков, а также в актинолитизации и отальковании гипербазитов. Ширина зоны экзоконтактового метаморфизма меняется от метров до полутора километров.

В западном и центральном блоках Сумсунурский батолит представлен полной и завершенной гранитоидной ассоциацией пород: от кварцевых диоритов и гранодиоритов-тоналитов до гранитов-трондьемитов и даек лейкогранитов. Положение в составе батолита габброидов до сих пор остается проблематичным. Измененные габброидные тела находятся в приконтактовой части опушенного западного блока Сумсунурского плутона. Не исключено, что большая их часть является измененными ксенолитами (останцами) более древнего офиолитового комплекса.

Главная фаза батолита сложена кварцевыми диоритами, гранодиоритами, тоналитами, гранитами и трондьемитами, между которыми наблюдаются постепенные переходы. Гранитоиды заключительной фазы представлены небольшими телами мелкозернистых лейкогранитов и дайками аплитов, которые имеют незначительное распространение. В пределах батолита и в ближайшем его окружении широко развиты постбатолитовые дайки различного состава: микродиориты, диабазы, габбро-порфириты и др.

Породы габброидного состава состоят из амфибола (70-85%), основного плагиоклаза (15-20%) и кварца (до 7%). В крупных кристаллах роговой обманки отмечаются лейстовидные образования красно-бурого, высокотитанистого биотита.

Для кварцевых диоритов характерна массивная и трахитоидная (вблизи контактов) текстура. Они сложены плагиоклазом-андезином (до 60%), кварцем (до 30%), биотитом (до 25%) и роговой обманкой (до 15%). Микроклин практически отсутствует. Из акцессорных минералов отмечаются апатит, циркон, реже - сфен. Обычен эпидот (до 3-5%).

Гранодиориты-тоналиты главной фазы состоят из олигоклаз-андезина (60%), кварца (35%), бурого биотита (10-15%) и микроклина (3-5%). Иногда в них отмечается роговая обманка (3%). Примечательной особенностью грани гоидов являются две генерации биотита, одна из которых образует редкие, но крупные (до 1 см) «пакеты», другая - мелкие пластинки в основной массе породы. Акцессорные минералы - апатит, циркон; реже - ортит, сфен, рутил (сагенит), титаномагнетит. Граниты-трондьемиты имеют подчиненное распространение. Это крупнозернистые породы, состоящие из олигоклаза (50%), кварца (3040%), биотита (10-15%). В них есть калишпат двух генераций (до 10-15%). Акцессорные минералы - апатит, циркон, реже встречается гранат.

Дайки мелкозернистых лейкогранитов и аплитов состоят из кварца (40%), олигоклаз-альбита (40%), калишпата (25%) и биотита, содержание которого может достигать 5%. Вторичные минералы - мусковит и серицит, акцессорные - апатит и циркон.

Геохимические особенности гранитоидов. Рассматриваемая гранитоидная ассоциация может быть определена как известково-щелочная тоналит-трондьемит-гранитная (рис. 3) с тоналитовой главной фацией. Для тренда главной фазы характерно слабое увеличение петрохимической щелочности по мере роста кремнеземистости пород и, соответственно, выход из поля нормальной щелочности (кварцевые диориты-тоналиты) в поле пониженной щелочности (трондьемиты-граниты). Лейкограниты заключительной фазы имеют собственный тренд, продолжающий тренд главной фазы в калиевую область.

Характерными особенностями гранитоидов главной фазы Сумсунурского батолита являются: пониженная и существенно натровая (№/К = 1,5-2,0) щелочность пород, низкое Сг/У отношение (~0,4), низкие (Ы, Cs, 8п, Ве) и пониженные содержания большинства литофильных и редких элементов (К, ЯЬ, У, РЗЭ). В целом по редкоэлементным

характеристикам состав гранодиоритов-тоналитов близок к составу нижней коры. Это особенно показательно в отношении содержаний литофильных элементов: Та, Sn, Be, W, Li, В, Mo, Y. Наиболее значительное увеличение содержаний в тоналитах, по сравнению с нижней корой, отмечается для таких несовместимых с мантией элементов, как К, Rb, Pb и особенно - Ва, Sг, Се, La, а также В (рис. 4). Тоналиты главной фазы не имеют Еu минимума. Содержание РЗЭ и наклон их нормированных кривых возрастает от кварцевых диоритов к тоналитам и гранитам. В последних появляется умеренная Ей аномалия.

Оценка температур кристаллизации пород Сумсунурского батолита (Прокофьев, Гребенщикова и др., 2002) методом гомогенизации расплавных включений в кварцах гранитоидов дала для кварцевых диоритов эндоконтактовой фации батолита довольно высокое значение - 1020°С, для гранитоидов внутренней части (гранодиориты-тоналиты) -880-840°С, для лейкогранитов заключительной фазы - 770-700°С.

Модель формирования. В качестве наиболее вероятного протолита в рассматриваемом случае естественно принять архейские метаморфические породы Гарганской глыбы, в пределах которой находятся известные в регионе гранитоидные массивы сумсунурского комплекса. Справедливость такого выбора подтверждается также близким к конформному характером распределения элементов в амфиболитах Гарганской глыбы и тоналитах главной фазы Сумсунурского батолита (рис. 4). Сравнение нормированных кривых свидетельствует о дополнительном привносе в земную кору при гранитообразовании большинства литофильных элементов (К, Rb, Pb, Ва, Се, La, Sг, В) и о дефиците в гранитоидной «добавке» оснований, халькофильных и сидерофильных элементов. К числу относительно устойчивых («наследуемых») элементов в данном случае относятся РЗЭ (за исключением Е^, а также А1,

Mo и Li. На основании полученных данных гранитоидная ассоциация Сумсунурского батолита отнесена к самостоятельному геохимическому типу палингенных гранитоидов пониженной щелочности (тоналитовый тип), который по своему химическому составу соответствует «континентальным» трондьемитам.

Генезис и геохимическая специфика Сумсунурского батолита непротиворечиво объясняются в рамках модели магматического замещения регрессивного характера в области температур, значительно превышающих температуру гранитной эвтектики (1020-700°С), при давлении менее 8 кбар и содержании воды в расплаве 6,7-1,8 маа %. Процесс массового плавления опережал метасоматическую проработку протолита глубинными флюидами. Начинаясь с парциального плавления, основной процесс магмогенерации протекал в области надэвтектических (гранодиорит-тоналитовых) составов. Соответствующим протолитом могли быть архейские амфиболиты Гарганской глыбы, имеющие близкий к нижнекоровому химический состав. Это заключение вполне соответствует результатам известных экспериментов по плавлению и гранитизации амфиболитов (Ходаревская, Жариков, 1998; Ходаревская и др., 2002). Последующая дебазификация начальной кварц-диоритовой магмы приводит к возникновению не только тоналитов, но и более кислых фаций — трондъемитов и гранитов.

В рамках современных плейттектонических представлений формирование Сумсунурского батолита связывается с субдукцией океанической коры под Гарганский раннедокембрийский микроконтинент (Кузьмичев и др., 2000). Проявления раннего базитового магматизма и наличие постбатолитовых даек основного состава свидетельствуют о большой продолжительности магматической активности в области батолитовой структуры и возможности участия в ее формировании глубинных (находящихся ниже предполагаемой зоны субдукции) мантийных источников.

С Сумсунурским батолитом пространственно ассоциируют Зун-Холбинское и Барун-Холбинское золоторудные месторождения и ряд рудопроявлений.

43. Солгонский батолит (Кузнецкий Алатау) является типичным представителем раннепалеозойского гранитоидного батолитообразования в Кузнецком Алатау и эталонным объектом мартайгинского монцонит-гранодиоритового комплекса (Хомичев и др., 1993, 1994; Гребенщикова и др., 1987; Гребенщикова, Максимчук, 2003 и др.).

Геологическое строение, возраст и состав пород. Солгонский батолит расположен в центральной части Кузнецкого Алатау, примыкая с восточной стороны к глубинному Кузнецко-Алтайскому разлому. Общая площадь батолита примерно 2000 км2. Возраст гранитоидов по разным данным оценивается в 516-476 млн. лет (Хомичев и др., 1993; Трошин, Гребенщикова и др., 1999). Вмещающими породами являются вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи рифея и кембрия (толеитовые метабазальты, метариодациты, габбро-диабазы и в небольшом объеме - углисто-кремнистые сланцы и известняки).

Геолого-геофизическая информация свидетельствует о лополитоподобной форме строения батолита и мезо-гипабиссальных условиях становления (Хомичев и др., 1993). Северный контакт батолита имеет пологое падение, а западный и восточный - крутое.

Солгонский батолит представлен монцонит-гранодиоритовой ассоциацией пород. Кроме главных разновидностей на площади батолита отмечаются амфиболизированное габбро, гибридные диориты и монцодиориты, кварцевые диориты, лейкограниты заключительной фазы и постбатолитовые дайки разного состава. Роговообманково-биотитовые граниты образуют отдельное тело в южной части батолита, имеющее тектонический контакт с монцонитами.

Амфиболизированные габброиды в виде небольших тел встречаются в монцонитоидных породах. Они имеют бластоофитовую структуру и состоят из плагиоклаза (Лабрадор и андезин-лабрадор) и буровато-зеленой компактной роговой обманки, содержащей реликты клинопироксена. В качестве второстепенного минерала иногда присутствует биотит. Акцессорные минералы представлены титаномагнетитом и апатитом.

В зоне ближнего экзоконтакта развита фация высокотемпературных пироксеновых роговиков. Далее следует зона амфиболовых роговиков. Здесь также проявлено скарнирование, образование кварц-амфиболовых пород, кварц-альбитовых и кварц-биотитовых метасоматитов. Внешняя зона контактового ореола соответствует зеленосланцевой фации регионального метаморфизма.

В эндоконтактовой зоне развиты монцодиориты и монцониты гибридного облика В них иногда отчетливо просматривается такситовость, выражающаяся в кучном распределении темноцветных минералов и ориентированном плагиоклазе. Специфические особенности эндоконтактовых пород (неравновесный минералогический состав, развитие структур замещения и резорбции и т.д.) свидетельствуют о кристаллизации их из расплава, имеющего неравновесный состав и содержащего реликтовые минеральные фазы. Формированию таких пород предшествовало ороговикование, высокотемпературный магнезиальный и кремнещелочной метасоматоз и частичное плавление. Ширина эндоконтактовой зоны достигает сотен метров. Появление расплава и его кристаллизация приводят к образованию монцодиоритов и монцонитов нормального магматического облика.

Главными породообразующими минералами монцонитоидных пород являются плагиоклаз, моноклинный (авгит) и ромбический (бронзит-гиперстен) пироксены, биотит, калишпат, в небольшом количестве кварц (< 5%) и роговая обманка. Акцессорные минералы - титаномагнетит, апатит, иногда турмалин. Гранодиориты представлены равнозернистыми и слабо порфировидными разновидностями, они сложены биотитом, роговой обманкой, плагиоклазом (№ 22-33), кварцем и поздним микроклином. Акцессорные минералы - сфен, магнетит, апатит, циркон. Роговообманково-биотитовые граниты - крупнозернистые, порфировидные породы, сложенные олигоклазом, микроклином, кварцем. Темноцветные минералы (5%) представлены биотитом, роговой обманкой. Типичные акцессорные минералы- сфен и магнетит.

Дайковые образования, встречающиеся на площади батолита и в ближайшем его окружении, имеют довольно разнообразный состав: кислый (аплиты, мелкозернистые граниты, кварцевые порфиры), средний (монцонит-порфиры) и основной (габбро-порфириты). Немногочисленные дайки и штоки аплитов и мелкозернистых грани гов, иногда содержащие гранат, представляют заключительную фазу. Постбатолитовые дайки кварцевых порфиров (онгонитоподобных пород) встречаются очень редко как внутри батолита, так и во

вмещающих породах. Они имеют фельзитовую структуру, вкрапленники представлены кварцем дипирамидального габитуса, реже - альбитом и калишпатом.

Геохимические особенности пород. На диаграмме (NajO+KjO) — Si02 на фоне единого тренда отчетливо выделяется несколько дискретных групп точек состава пород. Субщелочную группу представляют амфиболизированное габбро, монцогаббро, монцодиориты, монцониты, постбатолитовые дайки габбро-порфиритов и монцонит-порфиров. Относительно пониженная щелочность характерна для кварцевых диоритов и гранодиоритов. Роговообманково-биотитовые граниты по щелочности занимают промежуточное положение между ними. Лейкограниты заключительной фазы относятся к субщелочной серии. Дайки кварцевых порфиров представляют известково-щелочную серию (отношение чаще меньше 1).

Пересчет на нормативный состав пород Солгонского батолита показал (рис. 3), что в «гранитном» поле располагаются лишь составы гранитов заключительной фазы (штоки и жильные тела лейкогранитов) и постбатолитовых даек кварцевых порфиров. Кварцевые диориты и гранодиориты занимают поля «тоналитов-гранодиоритов», а точки составов роговообманково-биотитовых гранитов находятся в верхней части «трондьемитового» поля.

По характеру распределения петрогенных, редких и рудных элементов в изученных породах отмечается «нормальное» и «аномальное» их поведение в процессе гранитообразования. При «нормальном» поведении от основных разновидностей пород к кислым происходит увеличение содержаний одних элементов и уменьшение других, и, соответственно, образуются единые тренды распределения. В группу «аномальных» пород по содержанию некоторых элементов следует отнести роговообманково-биотитовые граниты и дайки кварцевых порфиров. Их составы образуют собственные тренды. Во всех породах батолита (кроме лейкогранитов) отмечаются повышенные содержания Ва, Sr, В и элементов группы железа по сравнению с гранитоидами известково-щелочных серий других регионов, пониженные содержания редких щелочей - Li, Rb и Cs, весьма низкие концентрации Be, Sn, W, Nb, Та. При этом в постбатолитовых дайках кварцевых порфиров отмечаются сравнительно высокие концентрации Rb, Be, В, Sn, Nb, Та, F, что обычно типично для заключительных фаций (фаз) редкометалльных плюмазитовых гранитов континентальных областей. Отличие заключается в различном уровне накопления этих элементов в породах заключительной фазы и в смещении акцента с Li и F на В и Sn.

Максимальная сумма РЗЭ (150-365 г/т) отмечается в амфиболизированных габброидах, монцонитоидах и постбатолитовых дайках основного и среднего составов. Они образуют субпараллельные кривые без Ей аномалии. В гранодиоритах содержание РЗЭ незначительно уменьшается, но наклон кривой распределения сохраняется, и по-прежнему отсутствует Ей минимум. В роговообманково-биотитовых гранитах количество РЗЭ, по сравнению с монцонитоидами, уменьшается в 2-3 раза (106 г/т) и появляется Ей минимум. В лейкогранитах Ей минимум углубляется, увеличиваются содержания как легких, так и тяжелых РЗЭ по сравнению с гранитами, отмечаются минимальные для пород батолита содержания Y и Yb. В постбатолитовых дайках кварцевых порфиров K/Na отношение - 0,9. В них отмечается самая низкая сумма РЗЭ (до 46 г/т), максимально высокий Y, увеличение количества тяжелых РЗЭ, глубокий Ей минимум, низкое отношение La/Yb (0,7) и изменение наклона кривой распределения РЗЭ (тяжелые РЗЭ начинают преобладать над легкими).

Анализ температур гомогенизации расплавных включений (данные В.Ю. Прокофьева) показал, что роговообманково-биотитовые граниты образовались при 860-800°С (ликвидус), а лейкограниты заключительной фазы - при совсем незначительном понижении температуры до 820-770°С. Интересным является тот факт, что постбатолитовые дайки кварцевых порфиров формировались при более высокой температуре (990-950°С), чем гранитоиды батолита (Гребенщикова, 2002).

Модель формирования. Образование Солгонского батолита обусловлено процессом магматического замещения и парциального плавления метабазитовой коры под влиянием субщелочной магмы основного состава, о существовании глубинного очага которой и

длительном функционировании могут свидетельствовать амфиболизированные габброиды и постбатолитовые дайки габбро-порфиритов и монцонит-порфиров. Низкое начальное 87Sr/Sr86 отношение (0,70396) в гранитоидах Солгонского батолита (Трошин, Гребенщикова и др., 1999) позволяет предполагать генерацию гранитоидного расплава в субокеаническом (или нижнекоровом) протолите с обязательным участием флюидов. Совмещение в контактовой зоне высокотемпературных роговиков и гибридных диоритов, трахитоидность эндоконтактовых монцонитоидов и сохранение в них реликтовой роговиковой структуры предыдущей породы, петро- и геохимическая зональность батолита, а также характер распределения РЗЭ в породах контакта, подтверждают возможность и одновременность процессов магматического замещения и парциального плавления на раннем этапе становления батолита.

Образование магматических монцонитоидных пород, занимающих значительную площадь на современном уровне эрозионного среза, логично объясняется фракционированием субщелочного магматического расплава и его кристаллизацией. Интенсивное накопление щелочных и летучих элементов в монцонитоидах привело в дальнейшем к обеднению этими элементами расплава и кристаллизации кварцевых диоритов и гранодиоритов. В гранодиоритах Солгонского батолита отмечаются относительно повышенные содержания Ва, Sr, В и элементов группы железа, пониженные - Li, Rb и Cs, весьма низкие концентрации Be, Sn, W, Nb, Та.

Гранитная магма (роговообманково-биотитовые граниты) в данном случае генерировалась, вероятно, в автономном очаге и не являлась результатом дифференциации на месте гранодиоритового расплава. Об этом могут свидетельствовать более высокое, чем в гранодиоритах, Na/K отношение, пониженные содержания Rb и К, близкий к трондьемитам нормативный состав гранитов, а также обособленность их геологического положения.

Немногочисленные штоки и дайки мелкозернистых гранитов и аплитов представляют заключительную фазу. Дайки кварцевых порфиров с относительно повышенными содержаниями редких элементов (Rb, Be, В, Sn, Nb,Ta, F) и более высокими температурами образования, чем граниты батолита, отражают метамагматический этап гранитообразования уже в «зрелой» континентальной коре.

С Солгонским батолитом пространственно ассоциируют Коммунаровское золоторудное месторождение и ряд рудопроявлений.

4.4. Ононский батолит (Монголо-Охотская зона). Ононская диорит-гранодиорит-гранитная ассоциация относится к раннемезозойскому этапу магматизма МОЗ (Коваль, 1998). Она занимает обширную площадь (более 8000 кв. км).

Геологическое строение, возраст и состав пород. По геофизическим данным мощность земной коры в районе Ононского батолита составляет 45 км, а мощность литосферы - 70 км (Зорин и др., 1988), что соответствует субконтинентальному типу литосферы (Летников, 2001). Контактовые зоны батолита сопровождаются роговиками, отмечается приконтактовая гранитизация. На контактах с мраморами известны скарны.

По К-Аг данным возраст пород Ононского батолита раннемезозойский - 165-233 млн. лет (Коваль, 1998), продолжительность его формирования составляет около 70 млн. лет.

Габброидные тела, ассоциирующие с гранитами, известны по периферии Ононского батолита. Это биотит-роговообманковые кварцевые габбро-диориты и диориты, нередко содержащие актинолит, тремолит и калишпат; встречаются монцонитоидные породы.

Главная фация Ононского батолита сложена порфировидными роговообманково-биотитовыми гранитами и гранодиоритами сфен-ортитового типа, содержащими овоидные включения габбро-диоритового состава. Среди включений установлены апомагматические и апометаморфические породы. Цветные минералы и акцессории в породах батолита часто образуют мелкие скопления. Вкрапленники представлены зональным плагиоклазом и калишпатом-пертитом. На участках глубокого эрозионного вскрытия отмечается трахитоидность пород. Формирование гранодиоритов главной фации соответствует мезоабиссальному уровню глубинности, а лейкогранитов «внутренних куполов» —

гипабиссальному. Последние рассматриваются как своеобразные внутрибатолитовые купольные структуры, созданные лейкогранитами (Региональная... , 1982).

Заключительная фаза представлена телами лейкогранитов, их доля в составе батолита не превышает 5% (по площади). В жильной серии, кроме аплитовидных гранитов, установлены более ранние дайки мелкозернистых диоритов и более поздние, постбатолитовые дайки керсантитов.

Геохимические особенности пород. На диаграмме (КгО+КагО) — вЮг породьг Ононского батолита образуют единый тренд составов с небольшим разрывом в области = 68-69%, проходящий в верхней части поля низкощелочных магматических пород или по границе с верхним умереннощелочным полем. По соотношению КгО и БЮг все породы батолита соответствуют единому эволюционному тренду и относятся к калиевой известково-щелочной серии. На диаграммах Харкера проявляются сходные и почти непрерывные тренды дифференциации. Даже составы даек лейкогранитов заключительной фазы не образуют собственные тренды, что отмечалось во всех ранее рассмотренных батолитах, а продолжают общий эволюционный тренд составов гранитоидов батолита.

На диаграммах нормативных составов (рис. 3) гранитоиды занимают два поля -гранодиоритов и гранитов, плавно переходящих одно в другое. Смещение точек составов гранодиоритов в ортоклазовый угол свидетельствует о первоначально котектическом гранитоидном расплаве и мезоабиссальном уровне формирования. Наиболее приближены к эвтектике граниты «внутренних куполов» батолита. Дайки лейкогранитов заключительной фазы вписываются в главный тренд составов гранитоидов.

Геохимические характеристики гранодиоритов главной фазы Ононского батолита соответствуют параметрам палингенных гранитоидов нормальной щелочности (Коваль, 1998). Весьма существенные изменения содержаний ЯЪ, сб, 8г и Ва в различных фациях гранитоидов в целом коррелируются с кремнеземистостью последних. Повышенные концентрации Ва отмечаются в эндоконтактовых породах, габброидах и даже в гранодиоритах. Обогащение лейкогранитов «внутренних» куполов и, ЯЪ, сб, 8п превосходит накопление их в поздних дифференциатах. При этом существенного повышения концентраций Б не отмечается.

Распределение РЗЭ типично «гранитное» с небольшим минимумом Ей в гранодиоритах и более глубоким в гранитах. Основная тенденция в распределении РЗЭ заключается в понижении суммы РЗЭ в более поздних кислых дифференциатах, что особенно заметно в жильных фациях, и в возрастании в лейкогранитах фации «внутренних» куполов, что сопровождается резким углублением Ей минимума. Нормированное относительно континентальной коры распределение элементов в гранодиоритах Ононского батолита показало (рис. 4), что в целом их составы находятся в области верхней коры. Заметно ниже верхнекоровых содержания Та, 8г. Содержания в гранодиоритах Ва, Ы, 2г, Оё и некоторых других элементов, наоборот, превосходит их содержания в верхней коре.

Модель формирования. Ононский батолит представляет собою пример широкомасштабного процесса становления дифференцированных батолитов палингенных гранитоидов нормальной щелочности. Подобные батолиты занимают огромную территорию в ареале мезозойского гранитоидного магматизма МОЗ - (около 70%) и прослеживаются по геофизическим данным до глубины 8-10 км.

Гранодиориты являются главной фациальной разновидностью и слагают основной объем Ононского батолита. Граниты часто образуют своеобразные «внутренние» купола и приближаются по составу к редкометалльным плюмазитовым гранитам. Ксенолиты и овоидные включения габбро-диоритового состава отличаются повышенной щелочностью по сравнению с гранитоидами батолита, а также повышенными содержаниями Ва и 8г. Породы главных фаз батолита образуют непрерывный эволюционный тренд составов от кварцевых диоритов до лейкогранитов. Особенностью подобных батолитов МОЗ является конформность отклонений составов гранитоидов и габброидов от состава вмещающих

осадочно-метаморфических пород по некоторым элементам: Ва, ИЪ, РЪ, Ве, Г, Та, Щ 2г, 8п и некоторым РЗЭ (Коваль, 1998).

Как было показано на примере соседнего Кыринского гранитоидного батолита МОЗ (Косухин, 1977; Бакуменко, Косухин, 1981), температура кристаллизации гранитоидного расплава подобных батолитов составляет 630-550°С, давление - 4200-3800 бар, что соответствует аналогичным физико-химическим параметрам батолитовых сечений интрузий МОЗ (Коваль, Прокофьев, 1998).

Механизм образования подобных батолитов обусловлен палингенным плавлением средней-нижней части мощной (до 60 км, Зорин и др., 1988) диорит-тоналитовой коры (гранитизация гранита) на мезоабиссальном уровне с последующей дифференциацией расплава и перемещением его на гипабиссальный уровень. Рассмотренные геолого-геохимические параметры Ононского батолита представляют пример формирования гранодиоритовой модели палингенных гранитоидов.

С Ононским батолитом пространственно ассоциируют рудопроявления Аи, 8п,

4.5. Адунчслонско-Шерловогорский батолит (Восточное Забайкалье) входит в ареал юрских гранитоидных массивов Восточного Забайкалья протяженностью 150-200 км, расположенных в междуречье Турги и Борзи. Большинство гранитных массивов этого региона по геофизическим данным (Зорин, 1964, 1967; Рутштейн, 1970; Духовский и др., 1979) представляют собой выходы на современную поверхность небольших участков кровли двух крупных гранитоидных плутонов, скрытых на глубине, — Кукульбейского и Адунчелонско-Шерловогорского.

Геологическое строение, возраст и состав пород. Адунчелонско-Шерловогорский батолит расположен на пересечении северо-восточных и субмеридиональных разломов. На поверхности батолит обнажается в виде Адун-Челонского массива площадью 90 км2 и Шерловогорского штока площадью 2 км . По геофизическим данным эти массивы на глубине близко подходят друг к другу (Духовский и др., 1979) или, сливаясь, образуют единый плутон (Зорин, 1963). Два разных эрозионных среза одного батолита интересны для сравнительного анализа и последующего сопоставления геохимических данных с другими модельными гранитоидными объектами. Интерес представляют пространственно ассоциирующие с батолитом штоки и дайки литий-фтористых гранитов.

Вмещающими батолит породами являются вулканогенно-осадочные образования девона и нижнего карбона, занимающие около 90% площади района. Верхнеюрские и меловые вулканогенно-осадочные отложения выходят на поверхность в разрозненных тектонических блоках.

Позднеюрский кукульбейский комплекс, к которому относится Адунчелонско-Шерловогорский батолит, сложен плюмазитовыми редкометалльными гранитами. Раннемеловой интрузивный магматизм проявлен в виде штоков кварцевых порфиров и гранит-порфиров (онгониты Ары-Булакского штока, сопок Большой и Высокой), которые пространственно находятся рядом с Адунчелонско-Шерловогорским батолитом или в виде даек встречаются внутри Шерловогорского штока.

Абсолютный возраст гранитов составляет 163-136 млн. лет (Андреева и др., 1996; Коваленко и др., 1999; Бузкова, 1999). Уровень эрозионного среза Адун-Челонского массива не менее 1 км, Шерловогорского - не более 100-200 м. На их площадях выделены следующие фациальные разновидности пород: порфировидные граниты, равномернозернистые граниты, гранит-порфиры, аплиты и мелкозернистые граниты жильной фазы, пегматитовые и грейзеновые тела. Граниты Адун-Челонского массива слабо затронуты постмагматическими изменениями, а граниты Шерловогорского штока в разной степени, иногда существенно, изменены - грейзенизированы.

Порфировидные биотитовые граниты занимают основную площадь Адун-Челонского и западную часть Шерловогорского массивов и являются главной фациальной разновидностью вскрытой эрозией части батолита. Гранит-порфиры характерны для центральных частей

массивов. Основными породообразующими минералами гранитов являются микроклин, ортоклаз (40-50%), кварц (15-20%), плагиоклаз (олигоклаз-альбит, 15-20%) и биотит (5-10%).

Выполненные автором исследования Адун-Челонского массива показали асимметрично-зональное изменение текстурно-структурных особенностей гранитов и их минерального состава в направлении от краев к центру и со смещением с юго-запада на северо-восток в сторону Шерловогорского купола. О необыкновенно высокой насыщенности магмы самостоятельной флюидной фазой свидетельствует типичная для шерловогорских гранитов грубо-сфероидальная, скорлуповато-концентрическая отдельность.

На всей площади Адун-Челонского массива было закартировано около 300 даек мелкозернистых и аплитовидных гранитов. По своему минеральному составу они незначительно отличаются от гранитов массива Видимая протяженность их достигает 100 м, мощность - 2-5 м. Среди гранит-порфиров центральной части массива дайки не встречены, что может указывать на то, что образовались они после кристаллизации порфировидных гранитов, но до кристаллизапии гранит-порфиров центра, где остаточный расплав сохранялся длительное время. С дайками пространственно связаны пегматитовые тела.

Кроме перечисленных пород, на площади Адунчелонско-Шерловогорского батолита встречаются биотитовые шлиры и глубинные овоидные включения. Шлиры имеют ориентировку в пространстве и достигают ширины 10 м (реже более), мощность — 2-20 см. Содержание биотита в шлирах 30-80%. Главной причиной, вызвавшей ориентировку биотитовых шлиров, было движение магматического расплава. Включения диоритового состава обычно имеют округлую или овальную форму размером до 25x35x40 см. Это мелкозернистые породы, содержащие биотит и роговую обманку (до 70%), в меньших количествах в них присутствует плагиоклаз (до № 35), кварц, реже — калишпат.

Геохимические особенности пород. Субщелочные граниты Адунчелонско-Шерловогорского батолита относятся к геохимическому типу плюмазитовых редкометалльных гранитов. Состав гранитов отличает повышенная кремнекислотность и глиноземистость, низкое содержание плагиоклазовой извести, повышенные содержания Li, Rb, F (от ОД в Адун-Челонском массиве до 0,4-0,7% в Шерловогорском куполе), пониженные - Ва, Sr, Cr, Ni, последовательно уменьшающийся наклон кривой распределения РЗЭ от ранних к поздним дифференциатам и всегда присутствующий отчетливый Ей минимум.

Все разности гранитов Адунчелонско-Шерловогорского батолита образуют единый тренд дифференциации, соответствующий субщелочной серии в области содержаний SiC>2 более 70% и близкой сумме щелочей, где K/Na >1, и точки нормативных составов гранитов смещены в ортоклазовый угол диаграммы (рис. 3).

Граниты Шерловой Горы характеризуются относительно более высокими содержаниями F, Li, Rb, Sn, Be, В и более низкими - Ва, Sr, чем их глубинные аналоги -граниты Адун-Челона. Соответственно, граниты Шерловогорского купола по своему составу более приближены к Li-F типу гранитов (по классификации Л.В. Таусона, 1977) и занимают промежуточное положение между ними и плюмазитовыми редкометалльными гранитами.

Распределение элементов в гранитах на площади Адун-Челонского массива зонально: от краевых частей массива к центру и с юго-запада на северо-восток в сторону Шерловогорского купола по всем разновидностям пород наблюдается отчетливая смена зон обогащения различными элементами: СО2, Cl, Zn —> Н2О, В, W, Nb, Pb —► F, Pb, Sn (Трошин, Еребенщикова, 1974; Еребенщикова, 1980; Трошин, Еребенщикова и др., 1983). Для глубинных включений и биотитовых шлиров характерны повышенные содержания F, , Sn, а также элементов группы железа - Ti, Mg, Сг, Ni, Со, V. Из летучих компонентов (С1, СО2, В, Н2О ,, F) в них преобладают вода и фтор. В распределении элементов во включениях и шлирах на площади массива отмечается та же зональность, что и по гранитам.

Модель формирования. Редкометалльные граниты рассматриваемого батолита отличаются высококремнистым составом пород, обогащенностью их гранитофильными

редкими элементами Rb, Cs, Sn, W, F, Та, Nb, Be), пониженными содержаниями Сu, Sг, Ba и элементов группы железа Кривая их нормированного состава в части большинства гранитофильных элементов находится выше кривой состава верхней континентальной коры (рис 4) Граниты имеют анхиэвтектический состав, отвечающий условиям давления водяного пара 0,5-7,0 кбар (рис 3) Парциальное давление Н2О близко общему давлению, соответственно, гранитный расплав был близок к насыщению водой (3,4 вес %) Образование трещин в массиве и последующее заполнение их остаточным гранитным расплавом (дайки) происходило в условиях резкого сброса Р до 0,3 кбар и Т до 505°С Продолжительность кристаллизации расплава на рассматриваемом уровне среза Адун-Челонского массива составила около 190 тыс лет

Дайки кварцевых порфиров, встречающиеся внутри Шерловогорского штока и содержащие F до 0,3-0,8%, сопоставимы с онгонитами сопок Большой, Высокой и Ары-Булакского массива

Включения глубинных пород перекристаллизовывались при температуре 858 С и давлении 2,8 кбар, что соответствует глубине ~ 9 км (Гребенщикова, 1980, Трошин, Гребенщикова и др, 1983, 1984) Состав овоидных включений близок составу пород в надинтрузивной части батолита, захваченных при подъеме гранитной магмой (по аналогии с составом ореольной зоны Шерловогорского штока) Рассчитанные РТ-параметры глубинного очага Р-4,5 кбар, Т-88О°С, глубина -15 км, что отвечает глубине расположения границы Конрада в этом месте Агинской плиты (по Зорину и др, 1989)

Особенности глубинного строения, сходство геохимического состава пород и ассоциирующей редкометалльной минерализации Адун-Челонского массива и Шерловогорского штока (цветные камни, касситерит, вольфрамит) свидетельствуют о том, что магма обоих массивов имеет единое происхождение Формирование гранитного батолита, в отличие от предыдущих моделей, характеризует процесс гранитообразования в зрелой континентальной коре

Таким образом, гранитообразование представляет собой крупномасштабный эндогенный процесс, конечным результатом которого является формирование огромного объема гранитоидных пород > 53%), имеющих котектические и анхиэвтектические

составы Сравнительный анализ фанерозойских гранитоидных батолитов показал разнообразие их составов и условий образования Условия генерации гранитоидной магмы с учетом реализации этого процесса в коре разного типа отражены в составах главной фазы, в их геохимической специфике и ассоциирующем оруденении Полученные данные позволяют сформулировать второе защищаемое положение

Гранитоидные батолиты являются основной формой проявления собственно гранитоидных ассоциаций. Их состав отражает степень «зрелости» земной коры. Индикатором типа коры (субокеаническая, нижняя континентальная, верхняя континентальная, зрелая континентальная) являются геохимические особенности гранитоидов главной фазы батолитов. В соответствии с составом главной фазы выделены следующие геохимические модели палингенного гранитообразования: плагиогранитная, тоналитовая, монцонит-гранодиоритовая, гранодиоритовая и гранитная.

ГЛАВА 5. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ И ТРЕНДЫ ФАНЕРОЗОЙСКОГО ГРАНИТООБРАЗОВАЯИЯ: ОБОСНОВАНИЕ ВЫДЕЛЕНИЯ И СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ

Основной объем гранитоидов в земной коре, как было показано, представлен крупными плутонами батолитового типа. В главе 4 на основе сравнительного анализа химического состава гранитоидов главных фаз, занимающих от 60 до 90% площади гранигоидных батолитов, выделено 5 частных моделей гранитообразования Соответствующие им геохимические тренды могут рассматриваться как части (отрезки) главного или универсального тренда палингенного гранитообразования

Начальная часть универсального тренда (рис. 5, 6) представлена составами плагиогранитов (Енисейский батолит, а также Кундустуюльский, Лавреновский и др. массивы Кузнецкого Алатау и др.), образовавшимися в результате плавления гранитизированной коры океанического типа и относящимися к толеитовой (раннеостроводужной) серии пород. Они характеризуются пониженным содержанием А12Оз (<15%), низкой концентрацией К, гранитофильных элементов (Rb, Li, Cs, Be, Nb, Та, W) и, что интересно, Сг и Ni. Отношение Cr/V в них < 0,1, а отношения K/Rb (700-1200) и Na/K (510) максимальны по сравнению с другими палингенными гранитоидами. Содержания РЗЭ низкие, характерен пологий наклон графика нормированных составов и отсутствие или слабое проявление минимума Е^ Первичное отношение изотопов Sr - 0,704. Кристаллизация плагиогранитного расплава происходила при Р < 5 кбар и Т порядка 700"С.

10000-,-

1000

■Q

£ ига

1 10 100 1000 10000 Rb, г/т

Рис. 5. Диаграмма зависимости содержаний Rb и K/Rb отношения в главных фазах различных моделей формирования фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири. Модели и соответствующие им тренды: 1 - плагиогранитная (Енисейский батолит, а также Кундустуюльский, Лавреновский, Малый Араратский и др.); 2 - тоналитовая (Сумсунурский батолит, а также Гарганский, Барун-Холбинский и другие); 3 - монцонит-гранодиоритовая (Солгонский батолит, а также Центральнинский, Дудетский, Большой Араратский и др.); 4 -граиодиоритовая (Ононский батолит, а также Кыринский, Верхнеундинский и др.); 5 — гранитная (Адунчелонско-Шерловогорский батолит, а также Кукульбейский и др.).

Следующая часть главного геохимического тренда представлена тоналитами-трондьемитами (Сумсунурский батолит Восточного Саяна, а также батолит Кордильера Бланка, Перу и др.). Эти гранитоиды образуются в областях перехода океан-континент (надсубдукционная обстановка). Они относятся к палингенным гранитоидам известково-щелочной серии с пониженной щелочностью. Тоналиты отличаются повышенным содержанием Ва, Sr, В и элементов группы железа, высоким Na/K отношением (1,5-2), пониженными и низкими содержаниями Li, Cs, Sn, W, Mo, Be, Та, Nb, повышенным K/Rb (350-600) и низким Cr/V (-0,4) отношениями. Кристаллизация первоначально кварц-диоритового расплава начиналась при высокой температуре (>1000 С) и относительно

невысоком давлении. Первичное отношение изотопов 8г в тоналитах близко к 0,704, что свидетельствует о влиянии мантийных источников или протолите мантийного происхождения. Образование гранитоидной магмы могло происходить за счет высокотемпературной регрессивной гранитизации амфиболитовой коры и последующего плавления (Гребенщикова, Коваль, 2004). По преобладающим породам главной фазы данная модель названа «тоналитовой».

1000

100

0.1

* . * А / / yS i о a yS n g а ^ о / 5 / * timt ACT О X \ о BW

AK V

ж« j 1*1 4 ™•7 /

нк a // /

» mm / OKQ/ yi / 1 7/ • 1 i 2

PMO // о 3 О 4 * 5

100

Sr, г/т

1000

10000

Рис 6 «Параболический» тревд изменения Rb/Sr отношения в главных фазах модельных 1ранитоидных батолитов Восточной Сибири, отражающий одновременно изменение состава коры от океанической до зрелой континентальной Составы (Teylor, McLennan, 1985) РМ - примитивная мантия, ОК - океаническая кора, НК - нижняя кора, СК - средняя кора (валовый состав коры), ВК - верхняя кора, АК - архейская кора ACT -состав астеносферы (данные по кимберлитам заимствованы у Ф А Летникова, 2001) 1-5-модели и соответствующие им тренды (см рис 5)

В областях перехода океан-континент (островодужные, субдукционные обстановки) формируются гранитоидные батолиты монцонит-гранодиоритового состава (Солгонский, Центральнинский, Дудетский, Араратский в Кузнецком Алатау, батолит Сьерра-Невада в Северной Америке ч др) Особенностью таких плутонов «вчяется присутствие в эчдотптахтовых част«* млндоииточдных фаций и го"ижечная щелсчосгь гранодиорчтов и гранитов главной фации №/К отношение в гранодиоритах, так же, как и в предыдущей модели >1, понижено содержание Li, НЪ, сб, 8п, Мо, Ве, Та, повышено содержание 8г, Ва, В и элементов группы железа К/НЪ отношение уменьшается (300-400) по сравнению с гранитоидами тоналитовой модели Сг/У отношение, напротив, увеличивается (-0,8-0,9) Ей минимум не характерен Гранитоиды кристаллизовались при Т = 860-770°С и Р = 8-10 кбар Первичное отношение изотопов 8г в них также близко к 0,704 В заключительной фазе, наряду с мелкозернистыми гранитами и гранит-аплитами, иногда встречаются дайки

онгонитоподобных редкометалльных лейкогранитов. Последние характеризуются более высокой температурой расплавных включений в кварце (Т = 990-950°С), чем гранитоиды.

Для областей с мощной континентальной корой характерны известково-щелочные гранитоиды нормальной щелочности (Ононский, Хангайский, Кыринский, Верхнеундинский батолиты МОЗ). Их составы продолжают главный тренд гранитообразования в область кремнекислых составов. Гранодиориты и граниты отличаются повышенными содержаниями гранитофильных редких элементов вплоть до появления в некоторых массивах редкометалльных фаций в породах главной фазы. Для гранодиоритов главной фазы таких батолитов характерно: Na/K > 1; типичные для палингенных гранитоидов нормальной щелочности содержания Rb, Cs, Sn, W, Mo, Be, Та, Nb; относительно повышенные содержания Ва, Li, Gd. В отличие от гранитоидов предыдущей части тренда в них появляется небольшой Еu минимум, а К/Rb и Cr/V отношения уменьшаются (соответственно 200-300 и ~0,6). Температура кристаллизации 680°С, Р = 2,7 кбар, СН2О = 4,2%. Первичное отношение изотопов Sr составляет 0,705. Образование гранодиоритовой магмы, по-видимому, связано с регрессивной гранитизацией и плавлением диоритовой континентальной коры.

Гранитоиды, сформировавшиеся в зрелой континентальной коре (Адунчелонско-Шерловогорский, Кукульбейский, Улан-Баторский и др., МОЗ), отличаются гранит-лейкогранитным составом пород и представляют заключительную часть главного тренда (рис. 5, 6). Они характеризуются высоким содержанием гранитофильных редких элементов вплоть до появления редкометалльных Li-F фаций в породах главной фазы. Гранитам присущи анхиэвтектические составы со смещением в калиевую область. Они образуются при Т = 580-770°С, Р = 0,5-5 кбар и СНр = 3,4%. Характерны также следующие особенности: повышенные относительно верхней континентальной коры содержания К, Li, Rb, Cs, Sn, W, Mo, Cu, Be, Та, Nb, Zr, Hf; низкие содержания Си, Сг, Ni, Co, Zn; низкое K/Rb (50-200) и пониженное Ba/Sr (1,5-2,5) отношения; повышенное содержание РЗЭ и глубокий Ей минимум; низкое Cr/V(~ 0,3) отношение; более высокое и меняющееся первичное отношение изотопов Sr 0,705-0,715. Образование подобных гранитов объясняется плавлением зрелой континентальной коры и последующей флюидно-магматической дифференциацией расплава.

Следует также отметить, что в батолитовых ассоциациях всегда представлены лейкограниты заключительных фаз и фаций. Существует явная геохимическая преемственность между гранитоидами главных и лейкогранитами заключительных фаз. Она проявляется как в минеральном составе (гиперсольвусные главные фазы - гиперсольвусные заключительные фазы, железистые биотиты главных фаз - более железистые биотиты заключительных фаз, близкие парагенезисы акцессориев), так и в особенностях распределения редких элементов. По геологическим и геохимическим признакам различаются две группы лейкогранитов заключительных фаз и фаций: 1) мелкозернистые лейкограниты и аплиты, 2) редкометалльные лейкограниты. Сопоставление этих групп было проведено в рамках двух моделей, условно названных «классической» и «редкометалльной».

По отношению к «материнским» гранитам в лейкогранитах «классической» модели накапливаются К и Rb, понижаются содержания элементов группы железа, Mg, Ti, Sr, Ва, Eu, легких РЗЭ и, что следует подчеркнуть, F и Li. Обеднение классических лейкогранитов такими литофильными элементами как Sr, Ba, F и РЗЭ может опускаться до более низких значений, чем принятые для состава верхней коры. В редкометалльных лейкогранитах прогрессивное обогащение гранито- и флюидофильными редкими элементами (Li, Rb, Cs, F, В, Zr, Та, Nb, Be, W, Sn) может происходить до концентраций, намного превышающих соответствующие параметры «классической» модели и те концентрации, которые могут быть получены при простой кристаллизационной дифференциации не редкометалльной гранитоидной магмы. В предельных случаях обогащение пород редкометалльных фаций типоморфными редкими элементами (Li, Rb, Cs, Zr, Та, Nb, Be, Sn) может достигать промышленного уровня. Например, в дайках лейкогранитов (кристаллизационный дифференциат) и в редкометалльных лейкогранитах заключительной фации (литий-

фтористой) Ддунчелонско-Шерловогорского батолита Восточного Забайкалья отмечается существенная разница в содержаниях летучих и редких элементов (средние, г/т): Б - 1200 и 8100, Ы - 45И184,С8- 8 и 17,8п-7п48,КЪ-13и95,Ве-4и11,В-12и 115.

Тренды классических лейкогранитов продолжают и логично «достраивают» геохимические тренды составов главных разновидностей пород гранитоидных массивов, что обусловлено кристаллизационной дифференциацией магмы «материнских» интрузий. В некоторых случаях, более характерных для редкометалльной модели, лейкограниты не только «достраивают» их трендами различных редкометалльных фаций, но и образуют собственный тренд (рис. 7).

1000

X й

• Гранитоиды главной фазы о Классические лейкограниты « Редкометалльные лейкограниты

■ О

•°<Ь о

♦ V

0,001

0,01

0,1

ИЬ/Бг

100

Рис. 7. Тренды классической и редкометалльной моделей образования лейкогранитов заключительных фаз и фаций фанерозойских гранитоидных ассоциаций.

Сопоставление изменчивости трендов содержаний редких элементов в классических и редкометалльных лейкогранитах модельных гранитоидных батолитов Восточной Сибири показывает сходство и различия между ними. Общим для классических и редкометалльных лейкогранитов конкретного модельного гранитоидного батолита является одинаковая направленность трендов, когда с увеличением содержания, например, И, одновременно увеличиваются и концентрации Б. Однако в некоторых гранитных объектах Ы в лейкогранитах «растет» быстрее Б, или наоборот. В результате происходит разделена геохимических трендов лейкогранитов в разных гранитных массивах, что наглядно проявляется в пространстве диаграммы (рис. 8). В таких ситуациях направленность трендов характеризует региональные различия между гранитными объектами, т.е. отражает их состав, щелочность, а также «зрелость» коры. Соответственно различные тренды, смещающиеся в сторону обогащения Б или Ц, или тем и другим элементами одновременно, показывают в первую очередь региональную специфику лейкогранитов заключительных фаз. Кроме геохимических отличий, для редкометалльных лейкогранитов установлен более широкий диапазон температур кристаллизации (~1200-450°С), чем для гранитов главной фазы (~900-700°С) и лейкогранитов «классической» модели (~700-600°С) (Коваль, Прокофьев, 1998; Гребенщикова, 1999; Титов и др., 2001; Днникова, 2003).

Лейкограниты «классической» модели интерпретируются как кристаллизационные дифференциаты. Генезис редкометалльных лейкогранитов остается предметом дискуссий. Одни исследователи (Коваленко и др., 1998) объясняют образование магм редкометалльных гранитов «мгновенной» фракционной дифференциацией гранитного расплава. Другие

(Бескин и др., 1998; Антипин и др., 2002; Бородин, 2002 и др.) - считают редкометалльные лейкограниты продуктами предельной дифференциации коровых гранитоидных очагов, «подпитываемых» глубинным мантийным веществом. Существует также мнение (Глюк и др., 1977, 1980; Wang Liankui et al., 2000), что образование редкометалльных лейкогранитов возможно за счет ликвации или сегрегации несмешивающихся расплавов, образующихся на

Рис. 8. Тренды кристаллизационной (сплошные) и метамагматической (пунктирные) дифференциации лейкогранитов заключительных фаз и фаций фанерозойских гранитоидных массивов различных регионов (Гребенщикова, Коваль, Кузнецова, 2002). 1 - Восточный Саян (Сумсунурский батолит); 2 - Кузнецкий Алатау (Солгонский батолит); 3 -Сангиленское нагорье (Хусуингольский и Сольбельдерский массивы, Тува); 4 - Восточное Забайкалье (Адунчелонско-Шерловогорский батолит, Ары-Булакский массив, массивы сопок Высокой и Большой); 5 - МОЗ (Цантуобинский, Наринбулакский массивы, Монголия).

заключительной стадии кристаллизации гранитоидной магмы. Существенные колебания в содержаниях элементов между двумя группами лейкогранитов в одних и тех же гранитных объектах можно объяснить только за счет дополнительного поступления летучих и редких элементов. Редкометалльные лейкограниты представляют более позднюю фазу или фацию, образование которой могло быть обусловлено воздействием на остаточный гранитный расплав глубинных флюидоз. Полученные результаты позволяют сформулировать третье защищаемое положение:

Эволюционные геохимические тренды индикаторных элементов гранитоидов, формирующихся в структурах более зрелой коры, продолжают и «достраивают» тренды гранитоидов, образовавшихся в областях менее зрелой коры. Установленная закономерность отображает геохимическую эволюцию фанерозойского гранитообразования и процесс формирования континентальной коры в целом и может быть названа «трендом нарастающей гранитизации или континентализации» земной коры. В заключительных фазах и фациях гранитоидных ассоциаций проявлены два лейкогранитных тренда: классический (кристаллизационный) и редкометалльный (метамагматический). Классический тренд характерен для всех моделей гранитообразования, редкометалльный - только для гранитоидов, формирующихся в областях зрелой континентальной коры.

ГЛАВА 6. ГРАНИТОИДНЫЕ БАТОЛИТЫ И ЗОЛОТОЕ ОРУДЕНЕНИЕ: ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ СВЯЗИ

Проблема гранитообразования и связь с ним золотого оруденсния всегда вызывала интерес исследователей. Если для многих редкометалльных, в том числе и золото-редкометалльных, месторождений генетическую связь с гранитоидами можно считать доказанной (Гамянин, Горячев, 1985, 1991; Нокленберг и др., 2000 и др.), то для золото-кварцевых и золото-сульфидных месторождений прямые доказательства такой связи отсутствуют. Известно, что крупные золоторудные месторождения отличаются сложностью геологического строения и многоэтапностыо формирования (Красников, 1985; Федорчук, 1990; Алабин, Калинин, 1999; Сидоров, Волков, 2001 и др.). Образование их обусловлено целым рядом факторов, благоприятное сочетание которых может приводить к обособлению золота и формированию промышленного оруденения. К таким факторам в пределах рудных полей относятся: наличие ультраосновных и основных пород; присутствие специфических по составу пород, которые могут являться первичными концентраторами золота; невысокая степень регионального метаморфизма; наличие зон разрывных нарушений; блоковая тектоника; метасоматическая проработка пород; присутствие гранитоидных интрузий и др.

Проблема генетической связи золоторудных месторождений с гранитоидными батолитами до сих пор остается дискуссиошюй. В работе автора она рассмотрена на примере трех золоторудно-магматических систем, ассоциирующих с модельными гранитоидными батолитами: Коммунаровской РМС с Солгонским батолитом Кузнецкого Алатау, Саралинской РМС с Большим Араратским батолитом Кузнецкого Алатау и Зун-Холбинской РМС с Сумсунурским батолитом Восточного Саяна.

Под рудно-магматической системой (РМС) понимается совокупность магматических, метасоматических и рудных образований, обусловленная деятельностью гепетически взаимосвязанных геологических процессов и имеющая определенное структурное положение в пространстве (Магматогенно-рудные..., 1979; Таусон и др., 1987; Гребенщикова, Шмотов, 1997; Спиридонов, 2003). Размеры рудно-магматических систем условно определяются площадью распространения гидротермально измененных пород и рудных тел.

Систематизация полученной эмпирической информации по модельным золотым РМС Восточной Сибири и использование литературных данных позволяет выделить главные аспекты в рамках проблемы, свидетельствующие о наличии генетической и парагенетической связи между золоторудными месторождениями и гранитоидами.

Геолого-геофизический аспект связи легко просматривается, благодаря пространственной и временной близости формирования фанерозойских гранитоидных батолитов и золоторудных месторождений и заключается в следующем:

1. Расположение золоторудных месторождений внутри гранитоидных батолитов или в ближайшем их окружении (рис. 9). Подобная геологическая обстановка размещения золотого оруденения является весьма типичной для многих золоторудных месторождений мира. Таких примеров можно привести много, назовем некоторые из них: 240-километровая золоторудная зона Мозер Лот, находящаяся в экзоконтактовой зоне батолита Сьерра Невада (Северная Америка); 200-километровый пояс золотых месторождений и рудопроявлений Кузнецкого Алатау, пространственно ассоциирующих с палеозойскими батолитами и располагающихся как внутри них, так и в контактовой зоне; 100-километровая Урик-Китойская золоторудная зона Восточного Саяна, проходящая в контаковой части Сумсунурского батолита; золотые месторождения Енисейского кряжа и Бодайбинского района, сконцентрированные в надинтрузивной зоне скрытых на глубине гранитоидных батолитов и др.

2. Относительно близкие возрастные интервалы образования гранитоидных батолитов и промышленного золотого оруденения в РМС. На примере золоторудных месторождений Кузнецкого Алатау (Алабин, Калинин, 1999; Трошин, Гребенщикова и др., 1999 и др.) показана временная и генетическая связь их с палеозойскими батолитами монцонит-

РОС НАЦИОНАЛЬНА»1 БИБЛИОТЕКА (¡.Петербург ( 09 100 *«т [

гранодиоритового состава. По первичным изотопно-стронциевым отношениям установлена мантийно-коровая природа источников рудного вещества и инициальных расплавов, поступление которых в нижнюю кору вызывало ее плавление и образование гранитоидной магмы.

3. На примере Коммунаровской РМС Кузнецкого Алатау установлена многоэтапность формирования и доказывается полихронность золотой минерализации. Наиболее раннее штокверковое оруденение (869 млн. лет, месторождение Подлунный Голец) одновозрастно с рифейскими толеитовыми базальтами и штоками габбро-диабазов. Полученные данные по первичным отношениям 87Sr/86Sr (0,704-0,706) указывают, преимущественно, на мантийный источник рудного вещества на этом этапе. Последующие магматические и метасоматические процессы также сопровождались отложением золота в этом районе (597 млн. лет, рудопроявления Знаменитка, Тургаюл). Заключительный этап формирования Коммунаровского месторождения (476 млн. лет) обусловлен внедрением Солгонского батолита, в экзоконтактовой части которого оно расположено (рис. 9) Гранитоидный батолит явился мощным тепло- и флюидоисточником, что привело к перераспределению золота в различных породах района, обогащению им гидротермальных флюидов. Становление батолита представляет важный и заключительный этап формирования промышленного золотого оруденения Коммунаровской РМС.

4. Наличие в гранитоидных батолитах, с которыми ассоциирует золотое оруденение, завершенной или полной магматической ассоциации пород, включая породы основного-среднего состава. Примерами могут служить рассмотренные Сумсунурский батолит Восточного Саяна и Солгонский батолит Кузнецкого Алатау, позднерифейские-раннепалеозойские гранитоидные батолиты Восточного Саяна и Кузнецкого Алатау.

5. Широкое развитие в золотых РМС добатолитовых и постбатолитовых даек основного и среднего составов, наличие которых свидетельствует о длительности функционирования глубинного высокотемпературного очага. Состав даек отражает состав глубинного очага, одновременно они представляют собой рудоподводящие и (или) рудоконцентрирующие структуры (например, Коммунаровская РМС Кузнецкого Алатау).

6. Преобладание среди вмещающих пород рассмотренных золотых РМС основных вулканитов, терригенно-осадочных пород, включая углеродсодержащие, пород офиолитовых комплексов с изначально повышенным содержанием золота (1-10 MI/T), которые могли быть его первоисточником.

7. Образование и становление гранитоидных батолитов происходило в сложной структурно-геологической обстановке, в условиях резкой активизации мантийных процессов, что способствует процессу ремобилизации золота из пород нижней базальтовой или амфиболитовой коры с относительно повышенным кларком золота (3,4 мг/т) и переносу его в верхнюю кору.

Геохимический аспект связи гранитоидных батолитов и золото-сульфидного оруденения на примере рассмотренных в работе РМС и имеющихся литературных данных по другим регионам заключается в следующем:

1. Главная фаза гранитоидных батолитов в золоторудных районах представлена палингеннычи гранитоидами повышенной основности (SiO2~68%), умеренной глиноземистости, пониженной щелочности (Na>K), в которых отсутствует Ей минимум, низкое La/Yb отношение (меньше 18), высокие содержания Ва (600-1000 г/т), Sr (500-800 г/т), В и элементов группы железа и относительно повышенная «золотоносность» пород (Аи > 1 мг/т). Для гранитоидов характерны также низкие содержания летучих элементов (F, C1, Н2О) по сравнению с другими, «не золотоносными» гранитоидами.

2. Для гранитоидных магм, имеющих известково-щелочной состав, установлена относительно повышенная растворимость в них золота (Миронов, 1999). Это позволило утверждать, что гранитоиды могли быть одним из источников золота, непосредственно участвовать в процессе перераспределения, накопления золота и последующего его поступления с флюидами в рудные тела.

ШЬ Е32 ЕЗЗ 04 235 ¡Н|б Е37

Рис. 9. Распределение Аи в вулканогенно-осадочных породах Коммунаровского района Кузнецкого Алатау. 1 - габбро-диориты (Яз); Солгонский батолит: 2 - монцонитоиды (О^, 3 - гранодиоритъг (01); содержания Аи, мг/т: 4) < 1, 5) 1 - 3, б) 3-100; 7) рудопроявления и месторождение.

Расстояние от контакта с батолитом, км

Рис. 10. Распределение элементов в экзоконтактовой зоне Солгонского батолита (А) и в разрезе через Коммунаровское месторождение (Б) Кузнецкого Алатау. Коэффициент контрастности - Систинное/Сфоновое.

3. На примере Коммунаровской РМС Кузнецкого Алатау показано, что промышленное золотое оруденение расположено в околоинтрузивном ореоле повышенных содержаний золота, серебра, серы и других элементов (рис. 9,10).

4. Известна растворимость золота во флюиде и перенос его в виде тио- и хлорокомплексов. На примере рассмотренных РМС установлена корреляция содержаний Аи и S, Те и Se в магматических породах, метасоматитах и золотых рудах, в меньшей степени проявлена корреляция Аи и С1.

5. Показана возможность зарождения «золотоносных» гранитоидных расплавов при палингенном плавлении (около 60%) нижней базальтовой или амфиболитовой коры (Гребенщикова и др., 1998; Гоневчук и др., 1999), для которой характерны повышенные содержания золота — 3,4 мг/т (Taylor, McLennan, 1985), по сравнению с верхней континентальной корой (1,8 мг/т).

6. На примерах Коммунаровской РМС Кузнецкого Алатау и Зун-Холбинской РМС Восточного Саяна установлен разный состав флюидных включений в кварцах золоторудных тел, сформировавшихся в добатолитовый и постбатолитовый этапы (Гребенщикова и др., 1995; Прокофьев, Гребенщикова и др., 2002). Ранний этап развития РМС отличается формированием высокотемпературных рудных ассоциаций при повышенном давлении (до 3,5 кбар), высоком отношении газов СО/СН4 (до 16) и низком Te/Se отношении (< 0,01) в рудоносном флюиде. В постбатолитовый этап рудные ассоциации характеризуются последовательным снижением основных термобарометрических параметров (Т, Р), уменьшением отношения СО/СН4, что коррелируется со сменой типов руд. Синхронно уменьшается пробность золота, растет отношение Te/Se. Эти данные свидетельствуют о влиянии вмещающих пород на состав рудных тел, о дополнительном подтоке флюидов, связанных со становлением гранитоидов и обогащенных Ag, Те, СН4.

Геолого-геофизические и геохимические особенности строения и состава рассмотренных золотых РМС Восточной Сибири свидетельствуют о сложности и многоэтапности их формирования и о влиянии магматических, метаморфических и метасоматических процессов на перераспределение золота в породах золоторудных районов с последующим его накоплением в рудный этап. Доказывается возможное дополнительное поступление Аи и Те с глубинными и коровыми флюидами, в том числе и связанными со становлением гранитоидов. Соответственно генезис многих месторождений золота представляется как полигенный (могло быть несколько источников золота) и полихронный (длительное время формирования золотых РМС) (Миронов и др., 1995; Трошин и др., 1995; Гребенщикова и др., 1995,1997; Нарсеев, 2000; Золото Бурятии, 2000 и др.).

Таким образом, гранитоидные батолиты при внедрении и кристаллизации создают возможность широкомасштабного перераспределении Аи в окружающем пространстве. Вокруг них возникает определенный флюидный и термодинамический фон (мощный и длительно существующий тепло- и флюидоисточник) или длительно существующий «устойчивый энергетический режим» (Черкасов, 1999), который может одновременно обеспечивать связь мантийных и коровых процессов и предопределять развитие золотых РМС. Палингенная гранитоидная магма может и сама быть источником золота, однако роль его в балансе золоторудных месторождений, по всей вероятности, невелика. Крупные золоторудные месторождения представлены, скорее всего, регенерированными рудами, в формировании которых гранитоидные батолиты «играли» роль мощной «печки» и выполняли рудогенерирующую роль. Основной этап регенерации золота происходил в добатолитовый этап. Формирование промышленного золотого оруденения, как показали данные по абсолютному возрасту, происходило после внедрения и становления гранитоидных батолитов. Механизм образования «золотоносного» гранитоидного расплава объясняется моделью высокотемпературного парциального плавления и последующего магматического замещения на регрессивном этапе нижней (базальтовой или амфиболитовой) коры, характеризующейся относительно повышенной «золотоносностью» (3,4 мг/т).

Установленные закономерности позволяют сформулировать четвертое защищаемое положение:

Золоторудные месторождения, пространственно ассоциирующие с фанерозойскими гранитоидными батолитами тоналит-гранодиоритового состава, образуют с ними единую, длительно эволюционирующую в пространстве и во времени рудно-магматическую систему. Между основными составляющими компонентами рудно-магматической системы (магматическими породами, метасоматитами, рудами) установлена закономерная геохимическая связь. Образование промышленного золотого оруденения происходило в постбатолитовый этап. Гранитоидные батолиты выполняли рудогенерирующую роль.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основой представленной работы явилась созданная информационная база геолого-геохимических данных «Гранитоиды», пользующаяся спросом среди российских и зарубежных исследователей. Она позволила качественно провести обработку большого количества эмпирической информации и выполнить моделирование процесса гранитообразования.

Впервые автором было показано, что, зная состав главной фазы батолита, можно оценить состав протолита и глубину генерации гранитного расплава. Существенных изменений гранитоидного расплава при внедрении его на верхние горизонты коры не отмечается, так как предполагается относительно быстрый, преимущественно дайковый подъем гранитоидной магмы к месту локализации. Соответственно состав гранитоидного батолита определяется следующими главными составляющими: Сбатолита = Спротолита + Сфлюидов коры + Сфлюидов мантии.

Исследования автора по геохимии фанерозойских батолитов Восточной Сибири помогли установить возможные причины вариаций вещественного состава гранитоидов и охарактеризовать наиболее распространенные модели гранитообразования. В результате сравнительного анализа к ранее выделенным Л.В. Таусоном (1977) и П.В. Ковалем (1998) гранодиоритовой и гранитной моделям палингенных гранитоидов добавлены еще три: плагиогранитная, тоналитовая и монцонит-гранодиритовая, которые в совокупности характеризуют единый геохимический тренд палингенного гранитообразования или «тренд нарастающей континентализации» земной коры. На заключительном этапе формирования гранитоидных ассоциаций установлено наличие двух лейкогранитных трендов: классического (кристаллизационного) и редкометалльного (метамагматического) и показаны генетические различия между ними.

Выполненные геохимические исследования в разнометалльных рудно-магматических системах Восточной Сибири позволили установить специфические особенности составов гранитоидных моделей, с которыми ассоциируют золоторудные месторождения, определить геолого-геохимические критерии связи золотого оруденения с гранитоидами тоналит-гранодиоритового состава и показать рудогенерирующую роль гранитоидных батолитов в формировании промышленного золотого оруденения.

Основные публикации по теме диссертации

Монографии:

1. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Бойко С М. Геохимия и петрология редкометальных плюмазитовых гранитов. -Новосибирск: Наука, 1983. - 182 с.

2. Трошин Ю.П., Волынец О.Н., Гребенщикова В.И., Захаров М.Н. Геохимическая корреляция металлогенической и магматической зональности зон перехода океан-континент (на примере Аи и других рудных и летучих компонентов). - Иркутск: ИГХ СО РАН, 1995. -142 с.

3. Koval P.V., Grebenshchikova V.I., Lustenberg E.E. et. al. Geology-Geochemistry database «Granitoids of Mongol-Okhotsk zone». - UK, Notingham: BGS, 1996. -139 p.

4. Гребенщикова В.И., Рощектаев П.Д., Воробьев Е.И. Путеводитель экскурсии: Зун-Холбинское золоторудное месторождение, Мало-Быстринское месторождение лазурита (Восточная Сибирь). - Иркутск: ИГХ СО РДН, 1998. - 50 с.

Статьи в журналах и сборниках:

1. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Маркова М.Е., Михеева З.И. Некоторые геологические и геохимические особенности формирования Адун-Челонского гранитного массива// Ежегодник-1971. СибГЕОХИ. - Новосибирск: Наука, 1972. - С. 98-102.

2. Трошин Ю Л , Гребенщикова В.И. Кристаллизация и дифференциация внутренних зон гипабиссальных гранитных интрузий (на примере Ддун-Челонского массива) // Известия ДН СССР. Сер. геол. - 1974. - № 4. - С. 23-35.

3. Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П., Петров Л Л. Механизм формирования Адун-Челонского гранитного массива и происхождение его геохимической зональности (Восточное Забайкалье) // Ежегодник-1973. СибГЕОХИ. — Новосибирск: Наука, 1974. - С. 5659.

4. Гребенщикова В.И. О геохимической зональности пегматитов Ддун-Челона (Вост. Забайкалье) // Ежегодник-1973. СибГЕОХИ. - Новосибирск: Наука, 1974. - С. 124-128.

5. Гребенщикова В.И. Две линии дифференциации при формировании Ддун-Челонского гранитного массива (на основании изучения составов биотитов) // Ежегодник-1974. СибГЕОХИ. -Новосибирск: Наука, 1976. - С. 41-44.

6. Трошин Ю.П., Сегалевич С.Ф., Гребенщикова BJL, Бойко СМ. Эманационные геохимические ореолы оловоносных интрузий Восточного Забайкалья // Геохимия. - 1977. -№1.-С. 71-81.

7. Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П. Оценка температуры и давления при формировании Ддун-Челонского гранитного массива (В. Забайкалье) // Геохимия эндогенных процессов. — Иркутск, 1977. - С. 75-78.

8. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Бойко СМ. Эндогенные геохимические аномалии Шерловогорского и Соктуйского оловянно-вольфрамовых рудных узлов В. Забайкалья // Геохимические методы поисков рудных месторождений в Сибири и на Дальнем Востоке. -Новосибирск: Наука, 1978.-С. 55-63.

9. Гребенщикова В.И. Геохимия и условия формирования Ддун-Челонского гранитного массива (В. Забайкалье): Автореф. дис_канд. геол.-мин. наук. - Иркутск, 1980. - 26 с.

10. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Антонов АЛО. Летучие компоненты в биотитах и металлогеническая специализация интрузий // Минералогические критерии оценки рудоносносги. - Л.: Наука, 1981. - С. 73- 83.

11. Гребенщикова В.И. Петрохимия и условия формирования Адун-Челонского массива (В. Забайкалье) // Петрохимия: химизм магматических формаций Сибири. - Новосибирск: Наука, 1984.-С. 84-88.

12. Гребенщикова В.И., Бойко СМ., Трошин Ю.П. Распределение редкоземельных элементов в редкометальных гранитах и онгонитах Шерловой горы (В. Забайкалье) // ДАН СССР. - 1984. - Т. 277, № 2. - С. 480-484.

13. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Пивоварова Л.Ю., Бойко СМ. Флюидный режим формирования гранитоидов разных геохимических типов // Геохимия. - 1984. - № 9. - С. 1318-1326.

14. Трошин Ю.П., Бойко СМ., Гребенщикова В.И. Распределение РЗЭ в редкометальных гранитах как показатель условий их образования // Геология и геофизика. - 1984. - № 6. — С. 76-85.

15. Гребенщикова В.И. Роль регионального и контактового метаморфизма в формировании одного из золоторудных месторождений В. Сибири // Метаморфогенное рудообразование низких фаций метаморфизма складчатых областей фанерозоя. V совещание. Научный совет по рудообразованию. ДАН СССР. - Львов, 1986. - Ч. 1. - С 213-216.

16. Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П., Бойко СМ. Эволюция магматизма палеоостровной дуги Кузнецкого Алатау // ДАН СССР. - 1987. - Т. 239, № 2. - С. 435-439.

17. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Калистратова Е.Ф., Луцкая Н.В., Меньшиков В.И., Бойко СМ., Воробьева СЕ. Геохимия селена и теллура в гранитоидах // ДАН СССР. - 1988. -Т. 300, №5. -С. 1218-1222.

18. Бойко СМ., Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П. Геохимические особенности рудно-магматических систем с оловянным оруденением (Забайкалье) // Геохимия рудообразующих систем и металлогенический анализ. - Новосибирск, 1989. - С 130-138.

19. Troshin Yu. P., Grebenshchikova V.I. Regional geochemical classification of endogenic gold deposits from the mode of sulphur, selenium and tellurium distribution // Exploration geochemistry-1990. - Prague, 1991. - P. 382-386.

20. Гребенщикова В.И., Митичкин М.А. Геохимия теллура, селена и серы в некоторых золоторудно-магматических системах Кузнецкого Алатау // Рудно-магматические системы Востока СССР. -Якутск: ЯНЦ СО АН СССР, 1991. - С. 54-63.

21. Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П., Митичкин М.А. Сравнительная характеристика флюидного режима формирования гранитоидов Кузнецкого Алатау // Геология и геофизика.

- 1992.-№1.-С. 76-82.

22. Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П. Геохимические особенности биотитов из гранитоидов, с которыми ассоциируют золоторудные и железорудные месторождения // Прикладная минералогия Восточной Сибири. - Иркутск: Изд-во ИГУ, 1992. - С 187-193.

23. Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П., Кочеткова Л.Ф. Минеральный состав и геохимия контактово-метаморфических пород золотоносных интрузий // Минералогия метаморфических комплексов. -Иркутск: ИГУ, 1993. - С. 67-75.

24. Grebenshchikova V.I., Shmotov A.P. Geological-geochemical features of the Zun-Kholba gold deposit // XVI International geochemical exploration symposium. - Beiying, China, 1993. - P. 57-59.

25. Grebenshchikova V.I., Prokof ev V.Yu. Correlation of ore compositions and their physical-chemical parameters, exemplified by the Kommunar gold deposit (Eastern Siberian) // XVI International geochemical exploration symposium. - Beiying, China, 1993. - P. 54-56.

26. Гребенщикова В.И., Прокофьев В.Ю., Трошин Ю.П. Новые данные об условиях образования золоторудных жил месторождения Коммунар (Кузнецкий Алатау) // Докл. РАН.

- 1995.- Т. 340,№ 2. - С. 239-242.

27. Гребенщикова В.И., Шмотов А.П. Этапы формирования Зун-Холбинского золоторудного месторождения (Восточный Саян) // Геология и геофизика. — 1997. - Т. 38, № 4.-С. 756-764.

28. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И. Геохимическая специализация золоторудных провинций Сибири на селен и телур // Докл. РАН. - 1997. - Т. 352, № 6. - С. 808-811.

29. Гребенщикова В.И., Коваль П.В., Максимчук Ю.В. Геохимическое сопоставление гранитоидных батолитов, формирующихся в различных литосферных блоках // Проблемы петрогенезиса и рудообразования: Тез. докл. науч. конф. - Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1998.- С . 44-46.

30. Гребенщикова В.И., Коваль П.В., Максимчук Ю.В. Геохимическая специфика «золотоносных» гранитоидных батолитов Сибири // Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления: Материалы II Всерос. совещ. - Иркутск: ИГХ СО РАН, 1998. - С 220-223.

31. Китаев НА., Гребенщикова В.И., Романов В.А., Ковешников А.М. Распределение и соотношение концентрации золота в породах, почвах и донных осадках Прибайкалья // Геология и геофизика. -1998. - Т.39, № 4. - С. 457-468.

32. Koval P.V., Grebenshchikova V.L, Lustenberg E.E., Henney PJ. Database of granites in the Mongol-Okhotsk zone, Mongolia-Siberia, and its use in mineral exploration // Journal of Geochemical Exploration. -1999. - V.66, № 1-2. - P.199-210.

33. Гребенщикова В.И., Коваль П.В., Лустенберг Э.Е., Максимчук Ю.В., Турутанов Е.Х. Гранитоидиые батолиты: структурирование и обработка информации, сравнительная характеристика // Геология и геофизика. -1999. - Т.40, № 8. - С. 1215-1227.

34. Коваль П.В., Гребенщикова В.И., Турутанов Е.Х. Опыт корреляции региональной геохимической зональности гранитоидного магматизма и строения литосферы на примере Монголо-Охотской зоны // Докл. РАН. - 1999. - Т.365, № 2. - С.245-249.

35. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Сандимирова Г.П., Пахольченко Ю.П. Новые данные по рубидий-стронциевому возрасту золоторудных месторождений Кузнецкого Алатау//Докл. РАН.-1999.-Т365,№ 1.-С. 108-111.

36. Лаверов Н.П., Прокофьев ВГО., Дистлер В.В., Юдовская М.А.,Спиридонов А.М., Гребенщикова B.IL, Матель НЛ. Новые данные об условиях рудоотложения и составе рудообразующих флюидов золото-платинового месторождения Сухой Лог (Россия) // ДАН. СССР.-2000.-Т. 371,№ 1.-С. 88-92.

37. Гребенщикова В.И., Коваль П.В., Максимчук Ю.В. Корреляция геохимических трендов гранитообразования в различных структурах земной коры // Петрография на рубеже XXI века (итоги и перспективы): Материалы Второго Всерос. петрограф, совещ. — Сыктывкар, 2000.-Т. 11.-С. 258-261.

38. Гребенщикова В.И., Максимчук Ю.В. Редкоземельные элементы в породах, метасоматитах и рудных телах Зун-Холбинской рудно-магматической системы (Восточный Саян)//Геохимия.-2000.-№ 10.-С 1109-1115.

39. Гребенщикова В.И., Максимчук Ю.В. Геохимические особеннности гранитоидов западной части Сумсунурского батолита (Восточный Саян) // Веста. ГеоИГУ (Иркутск). -2000. -Вып. 2. - С.185-198.

40. Гребенщикова В.И. Золотое оруденение и гранитоидные батолиты: геологические и геохимические аспекты связи // Генезис месторождений золота и методы добычи благородных металлов: Материалы межд. науч. конф. -Благовещенск, 2001. - С. 16-19.

41. Прокофьев В. Ю., Гребенщикова В.И., Коваленкер В А., Жукова Т.Б., Самсонова Е.А. Условия формирования пород, руд и состав рудообразующих флюидов Зун-Холбинского золоторудного месторождения с платиновой минерализацией (Бурятия, Россия) // Материалы Всерос. Симпоз. «Геология, генезис и вопросы освоения комплексных месторождений благородных металлов». - М.: ООО « Связь-Принт», 2002. - С. 71-74.

42. Гребенщикова В.И., Коваль П.В., Максимчук Ю.В. Тоналитовая модель гранитообразования (на примере Сумсунурского батолита, Восточный Саян) // Геохимия и петрология магматических процессов: Материалы научных чтений, посвящ. памяти М.1Ь Захарова. - Иркутск, 2002. - 030-32.

43. Гребенщикова В.И., Коваль П.В. Геохимические модели фанерозойского гранитообразования // Материалы Всерос. науч. конф., посвящ. 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований. Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков. - Иркутск, 2002. - С. 220-222.

44. Гребенщикова В.И., Коваль В Л., Кузнецова Л.Г. Модели формирования лейкогранитов заключительных фаз гранитоидных ассоциаций // Материалы Всерос. науч. конф., посвящ. 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований. Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков. - Иркутск, 2002. - С. 222-224.

45. Гребенщикова В.И., Максимчук Ю.В. Геохимия и условия формирования Солгонского гранитоидного батолита (Кузнецкий Алатау) // Геология и геофизика. - 2003. - Т. 44, № 9. -С.890-905.

46. Гребенщикова B.PL, Коваль П.В. Геохимические типы гранитоидов как индикаторы химического состава литосферы // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы науч. совещ. - Иркутск: ИГ СО РАН, 2003. - С. 65-69.

47. Гребенщикова В.И., Коваль П.В. Геохимия тоналитового гранитообразования (Сумсунурскийбатолит, Восточный Саян)//Петрология.-2004.-Т 12,№ 1.-С. 68-83.

Подписано к печати 16.06.2004 г. Тираж 150 экз. Заказ № 141.

Отпечатано в Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а.

Р 1 7 8 3 О

РНБ Русский фонд

2005^4 15235

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Гребенщикова, Валентина Ивановна

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. ГРАНИТОИДНЫЕ БАТОЛИТЫ: СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ.

1.1. Краткий обзор информации по проблеме гранитообразования (состав и строение континентальной коры и литосферы, глубина образования гранитной магмы, проблема занимаемого ею пространства и механизм подъема, возможные механизмы образования гранитной магмы, продолжительность формирования гранитоидных батолитов).

1.2. Классификации и генетические модели гранитообразования.

1.3. Определение термина «гранитоидный батолит».

1.4. Обоснование минимального батолитового «сечения».

1.5. Резюме.

ГЛАВА 2. ИНФОРМАЦИОННАЯ ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ

БАЗА ДАННЫХ «ГРАНИТОИДЫ».

2.1. Назначение и структура информационной базы геологогеохимических данных.

2.2. Выбор модельных гранитоидных батолитов.

2.3. Некоторые элементы «самоорганизованности» геохимических типов мезозойских гранитоидов Монголо-Охотской зоны.

2 2.4. Резюме.

ГЛАВА 3. КОРРЕЛЯЦИЯ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОХИМИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ ФАНЕРОЗОЙСКОГО ГРАНИТОИДНОГО МАГМАТИЗМА И МЕТАЛЛОГЕНИИ С СОСТАВОМ И СТРУКТУРОЙ ЛИТОСФЕРЫ.

3.1. Монголо-Охотская зона.

3.2. Кузнецкий Алатау.

3.3. Восточный Саян.

3.4. Резюме.

ГЛАВА 4. ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МОДЕЛЬНЫХ ГРАНИТОИДНЫХ БАТОЛИТОВ, СФОРМИРОВАВШИХСЯ В РАЗЛИЧНЫХ ЛИТОСФЕРНЫХ БЛОКАХ.

4.1. Енисейский батолит (Западный Саян).

4.2. Сумсунурский батолит (Восточный Саян).

4.3. Солгонский батолит (Кузнецкий Алатау).

4.4. Ононский батолит (Монголо-Охотская зона).

4.5. Адучелонско-Шерловогорский батолит (Восточное Забайкалье).

4.6. Резюме.

ГЛАВА 5. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ И ТРЕНДЫ ФАНЕРОЗОЙСКОГО ГРАНИТООБРАЗОВАНИЯ: ОБОСНОВАНИЕ ВЫДЕЛЕНИЯ И СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ.

5.1. Обоснование выделения эволюционных геохимических трендов и моделей гранитообразования.

5.2. Выбор граничных условий модели гранитообразования.

5.3. Сравнительный анализ геохимических моделей гранитообразования

5.3.1. Плагиогранитная модель.

5.3.2. Тоналитовая модель.

5.3.3. Монцонит-гранодиоритовая модель.

5.3.4. Гранодиоритовая модель.

5.3.5. Гранитная модель.

5.3.6. Лейкогранитная модель.

5.4. Резюме.

ГЛАВА 6. ГРАНИТОИДНЫЕ БАТОЛИТЫ И ЗОЛОТОЕ ОРУДЕНЕНИЕ:

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ СВЯЗИ.

6.1. Строение и состав золотых рудно-магматических систем (РМС).

6.1.1. Коммунаровская РМС (Кузнецкий Алатау).

6.1.1.1. Геологическое строение района.

6.1.1.2. Петрохимия и геохимия магматических пород.

6.1.1.3. Контактово-метаморфические и геохимические ореолы вокруг Солгонского батолита.

6.1.1.4. Геохимические ореолы рудных тел и месторождений.

6.1.1.5. Геохимическая корреляция между составом руд, гидротермально измененных пород и составом магматических пород.

6.1.1.6. Связь оруденения с магматизмом и геохимическая модель рудообразования.

6.1.2. Саралинская РМС (Кузнецкий Алатау).

6.1.2.1. Краткое геологическое описание.

6.1.2.2. Геохимические особенности пород.

6.1.2.3. Состав и геохимические особенности рудных тел.

6.1.2.4. Эндогенные ореолы месторождения.

6.1.2.5. Этапы формирования Саралинской РМС.

6.1.3. Зун-Холбинская РМС (Восточный Саян).

6.1.3.1. Краткая характеристика геологического строения.

6.1.3.2. Распределение РЗЭ в исходных вмещающих породах.

6.1.3.3. Распределение РЗЭ в метасоматитах и рудных телах.

6.1.3.4. Распределение золота и элементов-спутников в породах, метасоматитах и рудных телах.

6.1.3.5. Этапы формирования Зун-Холбинского месторождения.

6.2. Геологические и геохимические критерии связи золотого оруденения с гранитоидными батолитами.

6.3. Резюме.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геохимия фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири и их роль в формировании золотого оруденения"

Данная диссертационная работа посвящена исследованию геохимических моделей и соответствующих им эволюционных трендов палингенного гранитообразования и, в первую очередь, батолитообразования в литосферных блоках разного типа - субокеанических, переходных (субконтинентальных), континентальных и зрелых континентальных, где возможно образование гранитоидов.

Процесс гранитообразования является главным в формировании континентальной земной коры. Сравнительный геохимический анализ собственно гранитоидных ассоциаций, формирующихся в структурах земной коры разной степени зрелости (или степени «континентализации»), дает возможность выявить наиболее общие характеристики «универсального тренда корового гранитообразования» и определить его главные составляющие. Геохимический анализ позволяет наметить основные тенденции эволюции гранитообразования в ходе «континентализации» земной коры, а также установить региональные и провинциальные особенности этого процесса и связь с ним различных рудных месторождений.

Основной объем фанерозойских гранитоидных пород сосредоточен в гранитоидных батолитах. Проблема батолитообразования вызывает в последние годы большой интерес у исследователей. Значительные размеры гранитоидных батолитов (сотни и тысячи км3), длительность процесса их формирования, часто разнообразный («пестрый») состав слагающих батолиты пород (от габбро до лейкогранитов) - эти и некоторые другие особенности не поддаются экспериментальному моделированию и не объясняются каким-либо простым механизмом образования и дифференциации магматического расплава. Решение этой проблемы видится в детальном изучении конкретных (модельных) гранитоидных батолитов и обобщении полученной эмпирической информации. При этом важными задачами являются тщательное картирование всех соотношений разновидностей пород и выяснение возрастных, геохимических, температурных и других граничных условий их образования и возможных причин разнообразия.

Актуальность работы заключается в необходимости получения новых фундаментальных знаний по проблеме гранитообразования и строения земной коры с целью создания гео лого-геохимических моделей на примере эталонных фанерозойских гранитоидных батолитов и определения граничных (геологических, геохимических, физико-химических и других) параметров их формирования, а также выяснения вопросов связи с ними месторождений полезных ископаемых.

Цель и задачи исследования. Целью исследований являлось изучение главных геохимических моделей гранитообразования на примере фанерозойских батолитов и пространственно ассоциирующих с ними рудных месторождений. При этом предусматривалось решение следующих задач: 1) создание информационного банка геолого-геохимических данных по гранитоидным батолитам и рудно-магматическим системам (авторская и литературная информация); 2) выбор и описание модельных объектов гранитоидных батолитов, сформировавшихся в коре разного типа; 3) выявление разнообразия моделей гранитообразования и отражающих их эволюционных геохимических трендов; 4) определение граничных параметров (геологических, геохимических, физико-химических и др.) формирования модельных батолитов; 5) выяснение характера и причин связи золотого оруденения с гранитоидными батолитами.

Фактический материал и использованные методы анализа. Автор в течение 30 лет (с 1971 г.), работая в Институте геохимии СО РАН, занималась изучением геохимии фанерозойских гранитоидных массивов Восточной Сибири в соответствии с темами НИР Института. В основу представленной работы положены фактические геологические данные по гранитоидным массивам и рудно-магматическим системам, которые были собраны автором с коллегами во время полевых работ в различных регионах Восточной Сибири (Кузнецкий Алатау, Восточное Забайкалье, Восточный Саян и др.). Геохимическая информация получена по результатам анализа проб пород и минералов. Анализы выполнены преимущественно в Институте геохимии СО РАН. В последние годы (с 1995 г.) автор принимала участие в качестве ответственного исполнителя в выполнении проекта INTAS по созданию информационной базы данных «Гранитоиды Монголо

Охотской зоны» и в качестве руководителя двух проектов РФФИ по геохимии фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири и геохимии лейкогранитов заключительных фаз и фаций гранитоидных ассоциаций.

Выполненные исследования на гранитоидных и рудно-магматических объектах Восточной Сибири включали следующие виды работ:

- разномасштабное геологическое и геохимическое картирование гранитоидов (гранитоидных батолитов, массивов, штоков и т.д.) и сопредельной с ними территории, включая рудные районы. Детальные исследования проведены в пределах примерно 50-и гранитных объектов;

- геохимическое опробование всех разновидностей гранитоидных пород, включая ксенолиты, шлиры, овоиды, дайки до- и постбатолитовые, метасоматиты различного состава, пегматиты, грейзены, золоторудные тела и другие образования, а также вмещающие батолиты вулканогенно-осадочные и магматические породы разного состава и возраста;

- минералого-петрографическое изучение пород; просмотрено более 2000 шлифов, выделено и проанализировано более 500 проб породообразующих (биотит, полевой шпат, кварц), акцессорных и рудных минералов;

- всесторонний анализ проб пород и минералов из них на 35-45 элементов, включая летучие, редкие и рудные элементы, различными количественными методами (всего около 5000 проб). Перечень количественных методов приводится в таблице В 1.

Выполнен также:

- термобарогеохимический анализ условий образования гранитоидов и рудных тел, ассоциирующих с гранитоидами. Число полученных анализов составляет около 200 (исполнитель - д.г-м.н. В.Ю. Прокофьев);

- изотопный (рубий-стронциевый) анализ и определение недостающих возрастных датировок гранитоидов и связанного с ними оруденения (10 объектов) (исполнители

- Г.И. Сандимирова, к.г-м.н. С.И. Дриль);

Таблица В. 1

Методы анализов пород и минералов

Вид анализа Метод анализа Нижний предел обнаружения (г/т) Аналитики

Общий силикатный анализ пород и минералов Химический JI.H. Матвеева, H.M. Бехтерева, Г.Я. Стрежнева, О.И. Ок-ругина, В.Н. Власова

Общий силикатный анализ пород, Ва, Sr, Zr, Nb Рентгенофлуорес-центный 5-10 Т.Н. Гуничева, А.Я. Финкель-штейн, JI.B. Комарова, Т.Н. Кунгурцева, А. К. Климова, Т. Н. Прыткова

Определение Li, Rb, Cs Фотометрия пламени 0,5-1 Д. X. Николаева, М.А. Маркова, М. И. Уфимцева, Л.В. Алтухова, С. И. Шигарова

Определение редкоземельных элементов Спектрохимичес-кий (с предварительным химии-ческим обогащением) 0,01-1 Е.В.Смирнова, М. В. Пажитных, Л.А. Чувашова, В. В. Ко-нусова, Т.Н.Галкина

Определение Nb, Та, Zr, Hf Спектрохимичес-кий с предварительным обогащением Nb-0,1; Та-0,2; Zr-10; Hf-0,1 Л. Д. Макагон, Л.П. Коваль, С. Н. Арбатская

Определение Sr, Ва Спектральный 2-3 С.К Ярошенко, А.Я. Фин-кельштейн

Определение Pb, Zn, Sn, W, Mo Спектральный Pb-1; Zn-5-10; Sn-0,8; W-0,8; Mo-0,3 А. И. Кузнецова, Л, А. Перси-кова, Н. Л. Чумакова

Определение Be, F, В Спектральный Be-0,05; F-100; B-l-3 Л. Л. Петров, И. Г. Митрофанова, О.М. Чернышева

Определение Cr, Ni, Co, V, Cu Спектральный Cr-3; Ni, Co, V-l; Cu-0,5 А. Д. Глазунова, Л.Н. Ода-реева, С. С. Воробьева

Определение Au, Ag, Pd, Pt Атомно-абсорбционный Сцинтилляции-онный Au-0,0005; Ag-0,001; Pd-0,0004; Au-0,01; Ag-0,01; Pd-0,003; Pt-0,001 А.А. Хлебникова, С. Е, Воробьева, В.И. Меньшиков, О. И. Бессарабова, Т.С. Крас-нощекова С.И. Прокопчук

Определение As, Bi, Sb, Ag Атомно-абсорбционный As-1; Bi-0,1; Sb-0,05; Ag-0,008 С. Е. Воробьева, Т.И. Седова, О.И. Бессарабова.

Определение S Иодометрический и весовой S-10 З.И. Михеева, Н.В. Луцкая, Т.Н. Галкина

Определение Se Флуориметричес-кий 0,03 Н.В. Луцкая, Е.Ф. Калист-ратова

Определение Те Экстракционный атомно-абсорбци- онный 0,0005 Н.В. Луцкая, Е.Ф. Калист-ратова

Определение элементов в породах Приближенно-количественный методом испарения 0,0001-10 И.Е. Васильева

Накопленная и проанализированная геолого-геохимическая информация позволила приступить к выполнению следующих видов работ:

- систематизации геолого-геохимического фактического материала и созданию начальных банков данных по конкретным гранитным объектам и рудно-магматическим системам;

- обзору и обобщению литературных данных по эталонным гранитным объектам мира, сравнительному анализу полученной геолого-геохимической информации;

- созданию компьютерной геолого-геохимической базы данных по гранитоидным и рудным объектам, экспертно-компьютерному анализу информации и выбору модельных объектов;

- привлечению геофизической информации по глубинному строению некоторых гранитоидных батолитов и рудных районов (опубликованные данные Ю.А. Зорина, Е.Х. Турутанова, А.А. Духовского и др.), вводу ее в базу данных и дальнейшему использованию совместно с геолого-геохимическими данными.

Собранный и систематизированный автором большой фактический материал по геохимии фанерозойских гранитоидов и ассоциирующих с ними рудных месторождений Восточной Сибири, а также выполненный сравнительный анализ геолого-геохимических данных с учетом литературной и справочной информации по гранитоидным и золоторудным объектам других регионов мира, положен в основу данной работы. Экспертно-компьютерная обработка имеющейся информации и построение эволюционных геохимических трендов проводились на примере эталонных (модельных) фанерозойских гранитоидных батолитов с различной, в том числе и золоторудной металлогенической специализацией. Полученная информация позволила подойти к моделированию процесса фанерозойского гранитообразования при различных граничных условиях, определению главных составляющих компонентов «универсального тренда фанерозойского гранитообразования» и установлению связи гранитоидных батолитов и золоторудных месторождений. Научная новизна диссертационной работы заключается в следующем:

- создан информационный геолого-геохимический банк данных (ИБД) по фанерозойским гранитоидным системам Восточной Сибири, пользующийся спросом среди российских и зарубежных исследователей;

- на примере модельных гранитоидных батолитов показана геохимическая эволюция гранитообразования в процессе формирования континентальной коры, которая может быть названа «трендом нарастающей гранитизации или континентализации» земной коры;

- выявлена очевидная сопоставимость главного тренда гранитообразования в различных гранитоидных моделях и универсальность этого процесса в различных по составу блоках земной коры;

- установлена зависимость геохимической специфики гранитоидных ассоциаций от состава и строения вмещающих литосферных блоков и типа земной коры;

- показано наличие на заключительном этапе становления гранитоидных плутонов «классического» (остаточного, кристаллизационного) и редкометалльного (флюидно-магматического, метамагматического) трендов;

- определены геохимические отличия гранитоидов и минералов из них, с которыми ассоциируют разнометалльные месторождения;

- установлены геолого-геохимические критерии связи гранитоидов с золоторудными месторождениями, показана рудогенерирующая роль гранитоидных батолитов в формировании золотого оруденения.

Практическая значимость работы определяется внедрением полученных научных данных по изучению геохимии гранитоидных батолитов и гранитоидных рудно-магматических систем в практику геолого-съемочных и поисково-разведочных работ в известных рудных районах Восточной Сибири (Шерловогорский оловорудный район, Коммунаровский, Центральнинский, Саралинский, Холбинский золоторудные районы и др.), где автор совместно с коллегами проводила геохимические исследования по хоздоговорным тематикам. Полученные результаты использовались геологами-практиками для оценки территорий, разведки и доразведки известных и предполагаемых рудных тел, о чем свидетельствуют имеющиеся акты внедрения.

Основные защищаемые положения

3. Эволюционные геохимические тренды индикаторных элементов гранитоидов, формирующихся в структурах более зрелой коры, продолжают и «достраивают» тренды гранитоидов, образовавшихся в областях менее зрелой коры. Установленная закономерность отображает геохимическую эволюцию фанерозойского гранитообразования и процесс формирования континентальной коры в целом, что может быть названо «трендом нарастающей гранитизации или континентализации» земной коры. В заключительных фазах и фациях гранитоидных ассоциаций проявлены два лейкогранитных тренда: классический (кристаллизационный) и редкометалльный (метамагматический). Классический тренд характерен для всех моделей гранитообразования, редкометалльный - для гранитоидов, формирующихся в областях зрелой континентальной коры.

Апробация работы. Основные результаты работы представлялись и докладывались на международных, всесоюзных, всероссийских и региональных совещаниях и конференциях, начиная с 1972 года: «Прогнозирование скрытого оруденения.», Москва, 1972; «Геохимические методы.», Владивосток, 1975 и Новосибирск, 1977; «Геохимические карты и их использование при поисках рудных месторождений», Хабаровск, 1979; «Геохимические методы поисков месторождений полезных ископаемых», Самарканд, 1982; «Петрохимия: химизм магматических формаций Сибири», Новосибирск, 1984; «Термобарогеохимия эндогенных процессов», Благовещенск, 1984; «Геохимия в локальном металлогеническом анализе», Новосибирск, 1986; «Оценка перспектив рудоносности геологических формаций при крупномасштабном картировании», Ленинград, 1988; «Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов», Иркутск, 1989; Объединенный международный симпозиум, посвященный памяти академика JI.B. Таусона, Иркутск, 1994; Международный симпозиум по поисковой геохимии, Прага, 1990; XVI Международный Симпозиум по прикладной геохимии, Пекин, 1993; «Рудно-магматические системы Востока СССР», Якутск, 1991; «Закономерности эволюции земной коры», Санкт-Петербург, 1996; Международный симпозиум по поисковой геохимии, Иерусалим, 1997; Международный симпозиум по прикладной геохимии стран СНГ, Москва, 1997; VI Восточно-Сибирское Региональное петрографическое совещание, Иркутск, 1997; «Металлогения.», Иркутск, 1998; «Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы», Сыктывкар, 2000; «Геология, генезис и вопросы освоения комплексных месторождений благородных металлов», Москва, 2002; «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков», Иркутск, 2002; «Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудоносность магматических образований», Новосибирск, 2003 и др.

По теме диссертации опубликовано более 100 научных работ, включая 4 монографии (с соавторами).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения, общим объемом 397 страниц, включая 126 рисунков, 49 таблиц и список литературы из 391 наименования.

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Гребенщикова, Валентина Ивановна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основой представленной диссертационной работы явилась информационная геолого-геохимическая база данных «Гранитоиды», пользующаяся спросом среди российских и зарубежных исследователей. База данных позволила качественно провести статистическую и графическую (в том числе и с использованием ГИС-технологий) обработку большого количества эмпирической информации, выполнить сравнительный анализ данных, квалифицированно сделать выборку эталонных объектов и осуществить экспертно-компьютерное моделирование процесса гранитообразования.

Гранитоидные породы являются главной составной частью земной коры. Сравнительная характеристика гранитоидного магматизма трех районов Центральной Азии - Монголо-Охотской зоны, Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна (Тувино-Монгольский массив) показала зависимость его состава от типа коры и строения литосферных блоков. Принимая во внимание трехслойную модель континентальной литосферы, в которой глубокозалегающий астеносферный слой представляет собой флюидизированную мантию (Летников и др., 1994; Летников, 2001), было установлено, что региональная геохимическая зональность гранитоидного магматизма и его металлогеническая специализация, в известной степени, отображают строение и последовательные этапы эволюции коры и литосферы рассмотренных регионов.

Впервые автором было показано, что, зная состав пород главной фазы батолита, можно оценить состав субстрата и глубину генерации гранитного расплава. Существенных изменений гранитоидного расплава при внедрении на верхние горизонты коры не отмечается, так как предполагается относительно быстрый, преимущественно дайковый подъем гранитной магмы к месту ее локализации. Перемещение гранитного расплава вверх зачастую выводило его из области плавления на более высокие горизонты коры. Непосредственно вмещающие батолит породы на наблюдаемом уровне эрозионного среза в большинстве случаев не соответствуют предполагаемому типу плавящейся коры (протолиту), так как рассматриваемые в работе модельные гранитоидные батолиты являются аллохтонными. Присутствие роговиковых фаций пород в экзоконтактах батолитов, явления трахитоидности, а не гнейсовидности в эндоконтактах, более высокотемпературные эндоконтактовые фации пород (диориты, кварцевые диориты), наличие расплавных включений в кварцах гранитоидов - все это свидетельствует о внедрении гранитоидного расплава. Соответственно состав гранитоидного батолита определяется следующими главными составляющими: Сбатолита = Спротолита + Сфлюидов коры + С флюидов мантии.

Рассмотренные в работе модельные гранитоидные батолиты сформировались в разной по составу коре: субокеанической, континентальной и зрелой континентальной. Поэтому логично было выполнять региональный сравнительный анализ гранитоидов одновременно с анализом состава земной коры, в которой генерировался гранитоидный расплав.

Уже на начальном этапе изучения гранитоидных батолитов было установлено, что вещественные составы гранитоидных пород образуют характерные эволюционные геохимические тренды. Максимальное различие главных (базовых) трендов гранитообразования проявляется по микрокомпонентам (редкие, рудные, летучие элементы), минимальное - по макрокомпонентам. И это естественно, поскольку все рассматриваемые разности пород являются гранитоидами.

В составе главных фаз рассмотренных палингенных гранитоидных батолитов Восточной Сибири достаточно очевидно проявлен «главный тренд корового гранитообразования» (Коваль, 1998) - накопление ряда несовместимых компонентов мантии: кремнезема, щелочей, Ва, Sr, РЗЭ, Hf, Та, Nb, F и Sn, с последующим обеднением пород Ва, Sr, элементами группы железа и обогащением гранито- и флюидофильными элементами на заключительных его стадиях. Выполненные автором исследования позволили установить, что эта тенденция нарастает и усиливается по мере перехода: гранитоиды субокеанических блоков коры -гранитоиды структур переходного типа - гранитоиды континентальной и зрелой континентальной коры. Эволюционные тренды последних продолжают и как бы достраивают» тренды индикаторных элементов гранитоидов, образовавшихся в областях менее зрелой коры, характеризуя процесс наращивания континентальной коры в целом.

Исследования автора по геохимии фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири позволили установить возможные причины вариаций вещественного состава гранитоидов и охарактеризовать наиболее распространенные модели гранитообразования. В результате сравнительного анализа к ранее выделенным J1.B. Таусоном (1977) и П.В. Ковалем (1998) гранодиоритовой и гранитной моделям палингенных гранитоидов добавлены еще три: плагиогранитная, тоналитовая и монцонит-гранодиритовая, которые в совокупности характеризуют единый геохимический тренд палингенного гранитообразования, названный автором «трендом нарастающей гранитизации или континентализации» земной коры.

В связи с рассмотренными моделями появилась возможность «зондирования» земной коры не только по изотопным данным (Попов и др., 2002), но и благодаря изучению вещественного состава гранитоидных батолитов, то есть решению обратной задачи - определению типа и состава земной коры по составу и геохимическим особенностям образовавшихся в ней гранитоидов.

Сравнительный анализ заключительных фаз и фаций гранитоидных ассоциаций показал наличие 2-х лейкогранитных трендов: классического (кристаллизационного) и редкометалльного (метамагматического). Классические лейкограниты (аплиты и мелкозернистые граниты) характерны для всех моделей гранитообразования, редкометалльные - только для гранитоидов, формирующихся в областях зрелой континентальной коры.

Выполненные автором геохимические исследования в разнометалльных гранитоидных рудно-магматических системах позволили определить некоторые специфические особенности составов гранитоидных моделей, с которыми ассоциируют рудные месторождения, установить критерии связи золотого оруденения с определенным типом (тоналит-гранодиоритовым) гранитоидов и показать рудогенерирующую роль гранитоидных батолитов при формировании золоторудных месторождений.

Полученные в работе геолого-геохимические данные по гранитоидным объектам отражают не все, но главные модели палингенного гранитообразования и позволяют наметить направления, по которым следует продолжить дальнейшее изучение гранитоидных систем:

- расширение информационных баз геолого-геохимических данных по крупным гранитоидным провинциям,

- описание других возможных моделей гранитообразования (включая сиенит-гранитные, базит-гранитные, редкометалльные и др.),

- разработка эмпирических критериев различия и сопоставления геохимических моделей гранитообразования,

- моделирование разнометалльных гранитоидных рудно-магматичских систем и определение граничных условий их формирования.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Гребенщикова, Валентина Ивановна, Иркутск

1. Енисейский батолит, Западный Саян (для сравнения Кундустуюльский, Лавреновский, Малый Араратский массивы в Кузнецком Алатау);

2. Сумсунурский батолит, Восточный Саян (а также Гарганский, Барун-Холбинский массивы в Восточном Саяне);

3. Солгонский батолит, Кузнецкий Алатау (а также Центральнинский, Дудетский, Большой Араратский батолиты в Кузнецком Алатау);

4. Ононский батолит, МОЗ (а также Харатуулинский, Эгиндабинский, Хубинундурский, Цантуобинский, Наринбулакский массивы, МОЗ).

5. Аксюк А.М. Экспериментально обоснованные геофториметры и режим фтора в гранитных флюидах // Петрология. 2002. - Т. 10, № 6. - С. 630-644.

6. Алабин Л.В. Нижнекембрийский габбро-плагиогранитный комплекс на севере Кузнецкого Алатау // Геология и геофизика. 1966. -№ 4. - С. 81-89.

7. Алабин Л.В. Центральнинский массив мартайгинского гранитоидного комплекса (Кузнецкий Алатау) // Магматические формации Сибири и Дальнего Востока.-М.: Наука, 1971.-С. 169-213.

8. Алабин Л.В. Структурно-формационная и металлогеническая зональность Кузнецкого Алатау. Новосибирск: Наука, 1983. - 111 с.

9. Алабин Л.В. Генетические типы раннепалеозойских гранитоидов Алтае-Саянской складчатой области и их рудоносность // Геохимические типы гранитоидов. Иркутск: ИГХ СО РАН, 1987. - С. 18-33.

10. Алабин Л.В., Калинин Ю.А. Металлогения золота Кузнецкого Алатау. -Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1999. 237 с.

11. Андреева О.В., Головин В.А., Козлова П.С. и др. Эволюция мезозойского магматизма и рудно-метасоматических процессов в юго-восточном Забайкалье (Россия) // Геология рудных месторождений. 1996. - Т. 38, № 2. - С. 115-130.

12. Анникова И.Ю. Редкометалльные граниты, онгониты и эльваны Калгутинского массива, Горный Алтай (состав, связь с оруденением, петрогенетическая модель формирования): Автореф. дис. канд. геол-мин. наук. Новосибирск, 2003. - 20 с.

13. Антипин B.C. Петрология и геохимия гранитоидов различных фаций глубинности. — Новосибирск: Наука, 1977. 160 с.

14. Антипин B.C., Холле К., Митичкин М.А., Скотт П., Кузнецов А.Н. Эльваны Корнуолла и Южной Сибири субвулканические аналоги субщелочных редкометалльных гранитов // Геология и геофизика. - 2002. - Т. 43, № 9. - С. 847 -857.

15. Антонов А.Ю. Редкоземельные элементы в позднемезозойских гранитоидах южного ограничения Алданского щита//Тихоокеанская геология. 1998. - Т. 17, № 3.-С. 68-80.

16. Анфилогов В.Н. Способы образования и накопления гранитных расплавов // Литосфера. 2002. - № 4. - С. 78-88.

17. Аристов В.В., Петрова М.Г., Королева Б.Н. и др. Структура, рудопроявления и условия образования Шерловогорского гранитного интрузива // Геология рудных месторождений. 1961. -№ 6. - С. 41-53.

18. Арт Дж.Г. Некоторые элементы-примеси в трондьемитах их значение для выяснения генезиса магмы и палеотектонических условий // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. - М.: Мир, 1983. - С. 99-105.

19. Артамонова Н.А., Максименко Г.И. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые окрестностей пос. Шерловая Гора: Отчет / Фонды ЧТГУ. Чита, 1976р. -357 с.

20. Баддингтон А. Формирование гранитных тел. М.: Изд-во иностр. лит., 1963. -108 с.

21. Бакуменко И.Т., Косухин О.И. Магматический кварц в занорышах камерных пегматитах // ДАН СССР. 1981. - Т. 260, № 2. - С. 444 - 448.

22. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов М.: Наука, 1976 - 267 с.

23. Баркер Ф. Трондьемит: апределение, геологическая обстановка и гипотезы образования // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир, 1983. -С. 9-18.

24. Беличенко В.Г., Боос Р.Г. Боксон-Хубсугул-Дзабханский палеомикроконтинент в структуре Центрально-Азиатских палеозоид // Геология и геофизика. 1988.-№ 12.-С. 20-28.

25. Беличенко В.Г., Резницкий Л.З., Гелетий Н.К., Бараш И.Г. Тувино-Монгольский массив (к проблеме микроконтинентов Палеоазиатского океана) // Геология и геофизика. 2003. - Т. 44, № 6. - С. 554-565.

26. Беляев Г.М., Рудник В.А. Формационно-генетические типы гранитоидов. Л.: Недра, 1978. - 168 с.

27. Беус А.А. Альбититовые месторождения // Генезис эндогенных рудных месторождений. М.: Недра, 1968. - С. 303-375.

28. Биндеман И.Н., Дэвис A.M. Конвекция и перераспределение щелочей и микроэлементов при смешении базальтового и гранитного расплавов // Петрология. -1999. Т. 7, № 1.-С. 99-110.

29. Богатиков О.А., Коваленко В.И., Рябчиков И.Д. Мантийные и коровые граниты: сходство и различия // Тектоника и вопросы металлогении раннего докембрия.-М.: Наука, 1986.-С. 157-172.

30. Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука, 1988.-248 с.

31. Бозин А.В., Охапкин Н.А., Ярошевич В.М. Интрузивные комплексы Коммунар-Балахчинского района в Кузнецком Алатау // Интрузивные комплексы золоторудных районов Красноярского края. Новосибирск: Наука, 1967. - С. 77-174.

32. Бородин JI.C., Гинсбург JI.H. Геохимический тип плюмазитовых редкометалльных лейкогранитов: эволюционный петрохимический тренд и корреляция редких элементов // Геохимия. 2002. — № 9. - С. 933-945.

33. Бузкова Н.Г. Локальный анатексис и эндогенное рудообразование (на примере Шерловогорского рудного района в Восточном Забайкалье) // Региональная геология и металлогения. 1999. - № 9. - С. 107-119.

34. Бузкова Н.Г., Шергина Ю.П. Новые изотопно-геохронологические данные о возрасте пород Адун-Чолонского массива (Восточное Забайкалье) // Региональная геология и металлогения. 1999. - № 9. - С. 41-43.

35. Булынников В.А., Рабинович К.Р. Золотоносная рудно-магматическая система Кузнецкого Алатау (опыт типизации и моделирования месторождений) // Геология и геофизика-1990.-№ 1.-С. 71-81.

36. Булынников В.А., Рабинович К.Р. Разноранговая зональность раннеорогенных гранитоидной и рудных формаций Кузнецкого Алатау // Зональность и условия локализации магматизма и рудных месторождений Сибири. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1998. - С. 38-46.

37. Буряк В.А. Геохимические особенности поведения золота в условиях гранитизации, регионального и гидротермального метаморфизма // Геохимия золота: Тез. докл. симпоз. «Минералогия и геохимия золота». — Владивосток, 1974. — Часть II. -С. 56-57.

38. Буряк В.А. О возможности обогащения гранитного расплава золотом гранитизируемых пород // ДАН СССР. 1982. - Т. 264, № 5. - С. 1213-1217.

39. Васильев Б.Д. Коммунаровское рудное поле и его фланги: Заключительный отчет по теме 2-56/77. Томск, 1985р. - 400 с.

40. Великославинский С.Д. Геохимическая типизация кислых магматических пород ведущих геодинамических обстановок // Петрология. 2003. - Т. 11, № 4. - С. 363-380.

41. Вернадский В.И. Химическое строение биосферы Земли и ее окружения. М.: Наука, 1987.-339 с.

42. Виноградов В.И. О процессах гранитизации и континентализации коры // Бюл. Моск. о-ва испытателей природы. Отд. геол. 2000. - Т. 75, вып 5. - С. 3-11.

43. Владимиров А.Г., Гибшер А.С., Изох А.Э., Руднев С.Н. Раннепалеозойские гранитоидные батолиты Центральной Азии: масштабы, источники и геодинамические условия формирования // Докл. РАН. 1999. - Т. 369, № 6. - С. 795-798.

44. Ворошин С.В., Гончаров В.И., Зинкевич А.С., и др. Удельная золотоносность металлогенических провинций и гранитоидный Магматизм // Докл. РАН. 2002. - Т. 387,№6.-С. 801-805.

45. Гамянин Г.Н., Гончаров В.И., Горячев Н.А. Золото-редкометалльные месторождения Северо-Востока России // Тихоокеанская геология. 1998. - Т. 17, № З.-С. 94-103.

46. Гамянин Г.Н., Горячев Н.А. Золоторудно-магматические системы гранитоидного ряда на Северо-Востоке СССР // Рудно-магматические системы Востока СССР. Якутск: ЯНЦ СО АН СССР, 1991. - С. 37-48.

47. Гамянин Г.Н., Горячев Н.А. К геолого-генетической модели формирования месторождений золото-кварцевой формации (на примере Северо-Востока СССР) // Генетические модели эндогенных рудных формаций: Тез. докл. Новосибирск, 1985. -Т.2.-С. 111-112.

48. Геологическая карта СССР. Сер. Минусинская. М. 1:200 000, лист N-45-XVIII

49. Сост. Сулиди-Кондратьев Е.Д., Суворова B.C., Красильников Б.Н.; Ред. Мелещенко

50. B.C. -М.: Госгеолтехиздат, 1956. 1 л.

51. Глюк Д.С., Анфилогов В.Н., Труфанова Л.Г. и др. Ликвационные явления в системе альбит-НгО-HF // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977. - № 8. - С. 21-29.

52. Глюк Д.С., Труфанова Л.Г., Базарова С.Б. Фазовые отношения в системе гранит H20-HF при давлении 1000 кг/см2// Геохимия. - 1980. - № 9. - С. 1327-1342.

53. Глюк Д.С., Хлебникова А.А. Растворимость золота в воде, НС1, HF хлоридов, фторидов и бикарбонатов натрия и калия при давлении 1000 кг/см2 // ДАН СССР. -1980. Т. 254, № 2. - С. 475-479.

54. Гоневчук В.Г., Гоневчук Г.А., Саядян Г.Р. и др. Редкоземельные элементы в оловоносных и золотоносных гранитоидах Сихотэ-Алиня, как индикаторы их генезиса // Геодинамика и металлогения. Владивосток: Дальнаука, 1999.1. C. 109-119.

55. Граменицкий Е.Н., Щекина Т.И., Батанова A.M., Курбыко Т.А.

56. Взаимодействие гранитного расплава с долеритом. Статья 1. Эксперименты в гидротермальных условиях // Бюл. Моск. о-ва испытателей природы. Отд. геол. -2002. Т.77, вып. 4. - С. 65-76.

57. Граменицкий Е.Н., Щекина Т.П., Батанова A.M., Курбыко Т.А. Образование зональности при взаимодействии гранитного расплава и пироксенита // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 2001. - № 3. - С. 27-37.

58. Граменицкий Е.Н., Щекина Т.И. К геохимии тантала, ниобия, циркония и гафния в гранитах и щелочных породах фтористого профиля по экспериментальным данным // Геохимия. 2001. - № 6. - С. 621-635.

59. Гребенщикова В.И. Геохимия и условия формирования Адун-Челонского гранитного массива (Восточное Забайкалье): Дис. . канд. геол.- мин. наук. -Иркутск, 1980.-259 с.

60. Гребенщикова В.И., Бойко С.М., Трошин Ю.П. Распределение редкоземельных элементов в редкометальных гранитах и онгонитах Шерловой горы (Восточное Забайкалье) // ДАН СССР. 1984. - Т. 277, № 2. - С. 480-484.

61. Гребенщикова В.И., Бойко С.М., Трошин Ю.П. Эволюция магматизма палеостровной дуги Кузнецкого Алатау // ДАН СССР. 1987. -Т. 239, № 2.-С. 435-439.

62. Гребенщикова В.И., Коваль П.В. Геохимия тоналитового гранитообразования (Сумсунурский батолит, Восточный Саян) // Петрология. 2004. —Т. 12, № 1.— С. 68-83.

63. Гребенщикова В.И., Коваль П.В., Лустенберг Э.Е. и др. Перспективы моделирования процессов гранитообразования на основе геолого-геохимических базданных // Международный симпозиум по прикладной геохимии стран СНГ: Тез. докл. -М.,1997.-С. 267-268.

64. Гребенщикова В.И., Коваль П.В., Лустенберг Э.Е., Максимчук Ю.В., Турутанов Е.Х. Гранитоидные батолиты: структурирование и обработка информации, сравнительная характеристика // Геология и геофизика. 1999. - Т. 40, №8. -С. 1215-1227.

65. Гребенщикова В.И., Максимчук Ю.В. Геохимия и условия формирования Солгонского гранитоидного батолита (Кузнецкий Алатау) // Геология и геофизика. -2003. Т. 44, № 9. - С. 890-905.

66. Гребенщикова В.И., Максимчук Ю.В. Геохимические особенности гранитоидов западной части Сумсунурского батолита (Восточный Саян) // Геохимические процессы и полезные ископаемые // Вестн. ГеоИГУ. Иркутск 2000. -Вып. 2.-С. 185-198.

67. Гребенщикова В.И., Максимчук Ю.В. Редкоземельные элементы в породах, метасоматитах и рудных телах Зун-Холбинской рудно-магматической системы (Восточный Саян)//Геохимия.-2000а.-№ 10.-С. 1109-1115.

68. Гребенщикова В.И., Митичкин М.А. Геохимия теллура, селена и серы в некоторых золоторудно-магматических системах Кузнецкого Алатау // Рудно-магматические системы Востока СССР. Якутск: ЯНЦ СО АН СССР, 1991. — С. 54-63.

69. Гребенщикова В.И., Прокофьев В.Ю., Трошин Ю.П. Новые данные образования золоторудных жил месторождения Коммунар (Кузнецкий Алатау) // Докл. РАН. 1995. - Т. 340, № 2. - С. 239-242.

70. Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П. Гео химические особенности биотитов из гранитоидов, с которыми ассоциируют золоторудные и железорудные месторождения // Прикладная минералогия Восточной Сибири. Иркутск: Изд-во ИГУ, 1992. - С. 187-193.

71. Гребенщикова В.И., Трошин Ю.П., Бойко С.М. Эволюция магматизма палеоостровной дуги Кузнецкого Алатау // ДАН СССР. 1987. - Т. 239, № 2. - С. 435-439.

72. Гребенщикова В.И. Трошин Ю.П., Кочеткова Л.Ф. Минеральный состав и геохимия контактово-метаморфических пород золотоносных интрузий // Минералогия метаморфических и магматических комплексов Восточной Сибири. -Иркутск: Изд-во ИГУ, 1993. С. 67-65.

73. Гребенщикова В.И, Трошин Ю.П., Митичкин М.А. Сравнительная характеристика флюидного режима формирования гранитоидов Кузнецкого Алатау // Геология и геофизика. 1992. - № 1. - С. 76-82.

74. Гребенщикова В.И., Турутанов Е.Х., Максимчук Ю.В. Геохимия и глубинное строение Зун-Холбинской рудно-магматической системы (Восточный Саян): Тез. докл. Междунар. конф. «Полезные ископаемые формирование, прогноз, ресурсы». -СПб., 1999. - С. 128.

75. Гребенщикова В.И., Шмотов А.П. Этапы формирования Зун-Холбинского золоторудного месторождения (Восточных Саян) // Геология и геофизика. 1997. - Т. 38, №4.-С. 756-764.

76. Гундобин Г.М. Первичные ореолы рудных районов. Новосибирск: Наука, 1980.-127с.

77. Гундобин Г.М., Зорина Л.Д. Принципы геохимической типизации рудно-магматических систем // Проблемы рудоносности магматических пород. Иркутск, 1987.-С. 63-79.

78. Джексон Г. Проектирование реляционных баз данных для использования с микро ЭВМ / Пер. с англ. М.: Мир, 1991. - 252 с.

79. Дистанова А.Н. Раннепалеозойские гранитоидные ассоциации Алтае-Саянской складчатой области: Их типы и индикаторная роль в палеогеодинамических реконструкциях // Геология и геофизика. — 2000. 41, № 9. - С. 1244-1257.

80. Добрецов H.JI. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: Наука, 1980.-200 с.

81. Добрецов Н.Л. Глобальные петрологические процессы. М.: Недра, 1981. -236 с.

82. Добрецов Н.Л., Беличенко В.Г., Боос Р.Г. и др. Геология и рудоносность Восточного Саяна. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1989. - 127 с.

83. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А. Глубинная геодинамика. 2-е изд., доп. и перераб. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «ГЕО», 2001. - 409 с.

84. Добрецов Н.Л., Конников Э.Г., Скляров Е.В. и др. Марианит-бонинитовая серия в офиолитах Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1986.-№ 12.— С. 29-35.

85. Добрецов Н.Л., Попов Н.В. О длительности формирования гранитоидных плутонов // Геология и геофизика. 1974. - № 1. — С. 50-60.

86. Духовский А.А., Артамонова Н.А., Молоткова М.Н. и др. Объемное геологическое строение Шерловогорского района Восточного Забайкалья // ДАН СССР. 1979. - Т. 247, № 6. - С. 1444-1448.

87. Дымкин A.M., Пономарев В.Г., Пругов В.П. и др. О генетической природе гранитоидов Лавреновского массива // Геология и геофизика. 1973.-№ 2.-С. 45-55.

88. Ерошенко В.А., Шарков Е.В. Физические особенности процесса магмообразования в зонах субдукции // Геохимия. 1993. - № 3. - С. 362-372.

89. Жариков В.А. Магматическое замещение карбонатных толщ // МГК. 21 сес. Докл.сов.геол. Гранитогнейсы. Киев, 1960. - С. 66-77.

90. Жариков В.А. Проблемы гранитообразования // Вестн. МГУ. Сер.4. Геология. — 1987.-N6.-С. 3-14.

91. Жариков В.А. Некоторые аспекты проблемы гранитообразования // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 1996. -№ 4. - С. 3-12.

92. Жариков В.А., Ходоревская Л.И., Коротаева Н.Н. Экспериментальное исследование взаимодействия гранита с амфиболитом при 800° С и давлении 7 кбар // Докл. РАН. 2000. - Т. 373, № 5. - С. 663-666.

93. Зарайский Г.П., Шаповалов Ю.Б., Соболева Ю.Б. и др. Физико-химические условия грейзенизации на месторождении Акчатау по геологическим и экспериментальным данным // Экспериментальные проблемы геологии. М.: Наука, 1994.-С. 371-419.

94. Звягин В.Г., Зимнухова В.И. и др. Изучение структуры и состава рудовмещающих пород с целью определения направлений геологоразведочных работ на Саралинском рудном поле: Отчет / Фонды КГУ. Красноярск, 1980р. 350 с.

95. Злобин В.А. Сравнительная характеристика состава и радиогеохимических особенностей золотоносных и редкометалльных гранитоидов Калбы в свете их генезиса (Северо-Восточный Казахстан) // Геология и геофизика. 1999. - Т. 40, № 9. -С. 1314-1323.

96. Золото Бурятии. Кн. 1. Структурно-металлогеническое районирование, геологическое строение месторождений, ресурсная оценка / Рощектаев П.А., Миронов А.Г., Дорошкевич Г.И. и др. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2000. -С. 10-101.

97. Зорин Ю.А. К вопросу о геологической интерпретации геофизических данных по некоторым гранитным плутонам Восточного Забайкалья // Зап. Забайкальем Отд. Географ, о-ва СССР. Чита, 1963. - Вып.21. - С. 40-52.

98. Зорин Ю.А. Структура Агинского палеозойского поля (Восточное Забайкалье) // Советская геология. 1964. - № 6. - С. 32-44.

99. Зорин Ю.А. О распределении юрских интрузивов и Sn-W оруденения в связи с глубинным строением земной коры в южной части Забайкалья // Геология и геофизика. 1967. -№ 5. - С. 122-125.

100. Зорин Ю.А., Балк Г.В., Новоселова М.Р. и др. Толщина литосферы под Монголо-Сибирской горной страной и сопредельными регионами // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1988. - № 7. - С. 33-42.

101. Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х. и др. Строение верхней части земной коры Эрдэнэтского района МНР по гравиметрическим данным // Советская геология. -1989.-№ 12.-С. 68-74.

102. Зорина Л.Д. Генетическая модель золоторудных месторождений в тектоно-магматических структурах центрального типа // Геология и геофизика. 1993. - Т. 34, № 2. - С. 77-83.

103. Изох Э.П. Принципы диагностики гранитоидных формаций с различной металлогенической специализацией для целей прогнозирования // Магматические формации, вопросы их происхождения и рудоносности. — Новосибирск: Изд. ИГиГ СО АН СССР, 1976. С. 25 - 48.

104. Кадик А.А, Лебедев Е.Б. Хатаров Н.И. Вода в магматических расплавах. — М.: Наука, 1971.-267 с.

105. Кадик А.А., Френкель М.Я. Декомпрессия пород коры и верхней мантии как механизм образования магм. -М.: Наука, 1982. 120 с.

106. Классификация и номенклатура магматических горных пород: Справочное пособие (Богатиков О.А., Гоныпакова В.И., Ефремова С.В. и др.). М.: Недра, 1981. -160.

107. Ковалев А.А. Мобилизм и поисковые геологические критерии. М.: Недра, 1985.-223 с.

108. Коваленко В.И., Костицын Ю.А., Петрова А.Ю. и др. Rb-Sr возраст и источник магм редкометалльных Li-F гранитов Жанчивланского массива, Центральная Монголия // Петрология. 1998. - Т. 6, № 5. - С. 556-560.

109. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Владыкин Н.В. и др. Эпохи формирования, геодинамическое положение и источники редкометалльного магматизма Центральной Азии // Петрология. 2002. - Т. 10, № 3. - С. 227-253.

110. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П. и др. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Sm-Nd -изотопные данные // Геохимия. 1996. - № 8.-С. 699-712.

111. Коваль П.В. Петрология и геохимия альбитизированных гранитов. -Новосибирск: Наука, 1975. 258 с.

112. Коваль П.В. Трансмагматические флюиды и региональная магматическая зональность (на примере интрузивного магматизма западной части Монголо-Охотского пояса) // Роль флюидов в магматических процессах. М.: Наука, 1982. - С. 212-228.

113. Коваль П.В. Эволюция зональности ареалов внутриконтинентального магматизма запада Монголо-Охотской зоны // ДАН СССР. 1987. - Т. 295, № 5. - С. 1211-1215.

114. Коваль П.В. Геохимия и рудоносность гранитоидов внутриконтинентальных областей (на примере Монголо-Охотской зоны): Автореф. дис. . д-ра геол.-мин.наук. Иркутск, 1991. - 44с.

115. Коваль П.В. Региональный геохимический анализ гранитоидов. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1998. - 492 с.

116. Коваль П.В., Гребенщикова В.И., Турутанов Е.Х. Опыт корреляции региональной геохимической зональности гранитоидного магматизма и строения литосферы на примере Монголо-Охотской зоны // Докл. РАН. 1999. - Т. 365, № 2. -С. 245-249.

117. Коваль П.В., Прокофьев В.Ю. Р-Т условия кристаллизации гранитоидов Монголо-Охотской зоны по данным исследования расплавных и флюидных включений // Петрология. 1998. - Т. 6, № 5. - С. 497-511.

118. Козлов В.Д. Геология и геохимия палеозойских гранитоидов Ундино-Газимурского района (Восточное Забайкалье) // Геохимия редких элементов в магматических комплексах Восточной Сибири. М.: Наука, 1972. — С. 48-96.

119. Козлов В.Д. Геохимия и рудоносность гранитоидов редкометалльных провинций. М.: Наука, 1985. - З04'с.

120. Козлов В.Д. Отражение особенностей геохимической эволюции Варисского гранитоидного магматизма в металлогении Богемского массива // Геология рудных месторождений. 2000. - Т. 42, № 5. - С. 459-475.

121. Козлов В.Д., Ефремов С.В., Дриль С.И. и др. Геохимия, изотопная геохронология и генетические черты Верхнеудинского гранитоидного батолита (Восточное Забайкалье) // Геохимия. 2003. - № 4. - С. 408-424.

122. Колман Р.Г., Донато М.М. Еще раз об океанических плагиогранитах // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир,1983. - С. 118-130.

123. Конников Э.Г., Миронов А.Г., Цыганков А.А. и др. Генезис плутоногенного золотого оруденения в позднем докембрии Саяно-Байкальской складчатой области // Геология и геофизика. 1995. - Т. 36, № 4. - С. 37-52.

124. Константинов М.М. Золотое и серебряное оруденения вулканогенных поясов мира. М.: Недра, 1984. - 166 с.

125. Константинов М.М., Варгунина Н.П., Косовец Т.Н. и др. Минералого-геохимическая зональность золоторудных месторождений // Геология рудных месторождений. 1998. - Т. 40, № 1. - С. 20-34.

126. Константинов М.М., Данковцев Р.Ф., Симкин Г.С. и др. Глубинное строение и закономерности размещения месторождений Северо-Енисейского золоторудного района (Россия) // Геология рудных месторождений. 1999. - Т. 41, № 5. - С. 425-436.

127. Константинов М.М., Политов В.К., Новиков В.П. и др. Геологическое строение золоторудных районов вулкано-плутонических поясов Востока России // Геология рудных месторождений. 2002. - Т. 44, № 4. - С. 287-303.

128. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1952. -№ 2. - С. 56-69.

129. Коржинский Д.С. Метамагматические процессы // Известия АН СССР. Сер. геол.- 1973.12.-С. 3-6.

130. Коробейников А.Ф. К геохимии гидротермальных растворов золоторудных месторождений (по газово-жидким включениям в минералах) // Полезные ископаемые Средней Сибири. Красноярск, 1974. - С. 88-106 (Труды / СНИИГГиМС: Вып. 144).

131. Коробейников А.Ф. Особенности распределения золота в горных породах и минералах восточного склона Кузнецкого Алатау // Геохимия. 1980 - № 7. -С. 999-1017.

132. Коробейников А.Ф., Баженов В.И., Кучеренко Н.В., Осипов Л.Г.

133. Гидротермально-измененные породы золоторудных полей Саяно-Алтайской складчатой области и их поисковое значение // Критерии рудоносности метасоматитов. 4.II. Алма-Ата, 1971. - С. 96-104.

134. Коробейников А.Ф., Номоконова Г.Г., Ерофеев Л.Я. Закономерности проявления золотого оруденения в геолого-геохимических и физических полях контактовых ореолов гранитоидных интрузий // Геология рудных месторождений. -1987.-Т. 29,№2.-С. 58-70.

135. Коробейников А.Ф., Миронов А.Г. Геохимия золота в эндогенных процессах и условия формирования золоторудных месторождений. Новосибирск: Наука, 1992. -217 с.

136. Космогеологическая карта СССР. Масштаб 1:250 000. ПО «Аэрогеология» -М., 1984.

137. Косухин О.Н. Включения низкотемпературных расплавов в кварце камерных пегматитов // Геология и геофизика. 1977. — № 10. — С. 66 -73.

138. Красников Н.Н. Генетические особенности золотого оруденения в архейских зеленокаменных поясах // Советская геология. 1985. - № 7. - С. 33-40.

139. Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. М.: Недра, 1964. -387 с.

140. Кузнецов Ю.А., Богнибов В.И., Дистанова А.Н. и др. Раннепалеозойская гранитоидная формация Кузнецкого Алатау. М.: Наука, 1971. - 352 с.

141. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск: Наука, 1985. - 199 с.

142. Кузьмичев А.Б. Тектоническое значение палеозойского гранитного магматизма в байкалидах Тувино Монгольского массива // Геотектоника. - 2000. - № 6. -С. 76-92.

143. Кузьмичев А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. М.: ПРОБЕЛ-2000, 2004. - 192 с.

144. Кузьмичев А.Б, Журавлев Д.З., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И.

145. Верхнерифейские (790 млн лет) гранитоиды в Тувино-Монгольском массиве: свидетельство раннебайкальского орогенеза // Геология и геофизика. 2000а. - Т. 41, № 10.-С. 1379-1383.

146. Летников Ф.А. Гранитоиды глыбовых областей. Новосибирск: Наука, 1975. -214 с.

147. Летников Ф.А. Синергетика геологических систем. Новосибирск: Наука, 1992.-228 с.

148. Летников Ф.А. Синергетические аспекты изучения природных открытых неравновесных систем // Докл. РАН. 2000. - Т. 370, № 2. - С. 212-215.

149. Летников Ф.А. Сверхглубинные флюидные системы Земли и проблемы рудогенеза // Геология рудных месторождений. 2001. - Т. 43, № 4. - С. 291-307.

150. Летников Ф.А., Балышев С.О., Лашкевич В.В. Гранито-гнейсовые купола как пример самоорганизующих систем в литосфере Н Докл. РАН. 2000. - Т. 370, № 1. -С. 67-70.

151. Летников Ф.А., Дорогокупец П.И., Лашкевич В.В. Энергетические параметры флюидных систем континентальной и океанической литосферы // Петрология. 1994. -Т. 2,№6.-С. 563-569.

152. Летников Ф.А., Леви К.Г. Зрелость литосферы и природа астеносферного слоя // ДАН СССР. 1985. - Т. 280, № 5. - С. 1201-1203.

153. Летников Ф.А., Нарсеев В.А. Термостатирование природных систем и его роль в геологических процессах // Физико-химическая динамика процессов магматизма и рудообразования. Новосибирск: Наука, 1971. - С. 38-43.

154. Летников Ф.А., Сизых Н.В. Роль процессов гранитизации в формировании кислородной атмосферы Земли // Докл. РАН. 2002. - Т. 386, № 4. - С. 538-540.

155. Литвиновский Б.А. Водно-углекислые флюиды в нижней и средней коре: роль в магмообразовании и метаморфизме // Докл. РАН. 1993. - Т. 332, № 1. - С. 75-78.

156. Литвиновский Б.А., Артюшков Е.В., Занвилевич А.Н. О природе магматизма Монголо-Забайкальского пояса II Геология и геофизика. 1989. - № 2. - С. 32-40.

157. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н. Ангаро-Витимский батолит -крупнейший гранитоидный Плутон. Новосибирск: Наука, 1992. - 141 с.

158. Лишневский Э.Н. Пространственное положение раннедокембрийских гранитных тел Северной и Центральной Карелии // Бюл. Моск. о-ва испытателей природы. Отд. геол. 1999. - Т.74, вып. 4. - С. 24-31.

159. Лишневский Э.Н., Дистлер В.В. Глубинное строение земной коры района золото-платинового месторождения Сухой Лог по геолого-геофизическим данным (Восточная Сибирь, Россия) // Геология рудных месторождений. 2004. - Т. 46, № 1. -С. 88-104.

160. Лутц Б.Г. Химический состав континентальной коры и верхняя мантия земли. -М.: Наука, 1975.- 167с.

161. Лутц Б.Г. Химические критерии различения океанических и островодужных базальтов // Геохимия магматических пород океана и зон сочленения океан-континент. Новосибирск: Наука, 1984.-С. 102-108.

162. Лучицкая М.В. Плагиограниты Куюльского офиолитового массива (северозападная Камчатка) как комплекс-показатель начальных стадий трансформации океанической коры в субконтинентальную // Докл. РАН. 1996. - Т. 351, № 3. - С. 370-372.

163. Магматогенно-рудные системы / Власов Г.М. (отв. ред.). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. - 167 с.

164. Маракушев А.А., Тарарин И.А. О минералогических критериях щелочности гранитоидов // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1965. - № 3. - С. 20-37.

165. Махлаев Л.В. Гранитоиды севера Центрально-Уральского поднятия: (Полярный и Приполярный Урал). Екатеринбург: Изд-во УрО РАН, 1996. - 150 с.

166. Махлаев Л.В. От чего зависит минеральный состав гранитов // Соросовский Образовательный Журнал. -1998. -№ 11. С. 120-125.

167. Махлаев Л.В. Граниты визитная карточка Земли (почему их нет на других планетах) // Соросовский Образовательный Журнал. - 1999. - № 3. - С. 95-102.

168. Мегакомплексы и глубинная структура земной коры Алтае-Саянской складчатой области / Сурков B.C., Коробейников В.П., Абрамов А.В. и др. М.: Недра, 1988.- 195 с.

169. Мезозойская и кайнозойская тектоника и магматизм Монголии. М.: Наука, 1975. - 308 с. - (Труды СС- МГЭ. - Вып. 11).

170. Менерт К. Новое о проблеме гранитов / Пер. с нем.; Под. ред. Петрова В.П. -М.: Изд-во иностр. лит., 1963. 153 с.

171. Менерт К. Мигматиты и происхождение гранитов. М.: Мир, 1971. - 328 с.

172. Миронов А.Г. Геохимия и условия формирования золоторудных месторождений // Золото Сибири: геология, геохимия, технология, экономика: Тез. докл. Первого Сибирского Симпозиума. Красноярск: КГАЦМиЗ, 1999. - С. 24-25.

173. Миронов А.Г., Жмодик С.М. Золоторудные месторождения Урик-Китойской металлогенической зоны (Восточный Саян, Россия) // Геология рудных месторождений. -1999. Т. 41, № 1. с. 54-69.

174. Миронов А.Г., Рощектаев П.А., Жмодик С.М. и др. Зун-Холбинское золоторудное месторождение // Месторождения Забайкалья / Под ред. Лаверова Н.П. Чита - М.: АОЗТ Геоинформарк,1995. - Т. 1, кн. 2. - С. 56-66.

175. Мирошников А.Е., Прохоров В.Г. Геология и геохимия кварцево-золоторудных месторождений Саралинского рудного поля. Красноярск, 1974. -116с.

176. Нарсеев В.А. Синергетика процессов рассеяния-концентрирования золота // Руды и металлы. 2000. - № 3. - С. 5-10.

177. Наумов В.Б. Термометрическое исследование включений расплава во вкрапленниках кварца кварцевых порфиров // Геохимия. 1969. - № 4. - С. 494-498.

178. Ножкин А.Д., Кренделев Ф.П., Миронов А.Г. Золото в процессах магматизма и метаморфизма на примере северо-востока Енисейского кряжа // Золото и редкие элементы в геохимических процессах. Новосибирск: Наука, 1976. - С. 54-70.

179. Огурцов Б.Н. Этапы тектономагматической активизации и золотое оруденение центральной части Кузнецкого Алатау // Закономерности геологического развития Горного Алтая и Кузнецкого Алатау как зон активизации. Новосибирск: НГПИ, 1987.-С. 55-60.

180. Охапкин Н.А. Бозин А.В. Особенности пространственной связи золотого оруденения Коммунаровского и Саралинского районов с каледонским магматизмом (Кузнецкий Алатау) // Геология и геофизика. 1972. — № 3. — С. 56-62.

181. Павленкова Н.И. Структура земной коры и верхней мантии и механизм движения глубинного вещества // Материалы Теоретического семинара ОГГГГН РАН, 2000-2001гг / Под ред. Рундквиста Д. В. М.: ОГГГГН РАН, 2003. - С. 168- 180.

182. Перчук Л.Л. Глубинные флюидные потоки и рождение гранита И Соросовский Образовательный Журнал. 1997. - № 6. - С. 56-63.

183. Петровская Н.В., Новгородова М. И., Нартикоев В. Д. и др. Примеси редких земель в кварце как индикаторы источника рудного вещества // Геология рудных месторождений. 1985. - Т. 27, № 3. - С. 66-74.

184. Петровская С.Г., Страгис Ю.М., Спиридонов A.M. и др. Первичные ореолы молибденовых месторождений Сибири. Новосибирск: Наука, 1980. - 152 с.

185. Петровская Н.В., Сафонов Ю.Т., Шер С.Д. Формации золоторудных месторождений // Рудные формации эндогенных месторождений. М.: Наука, 1976. — Т. 2.-С. 3-11.

186. Петрографический словарь / Петров Р.П., Демин A.M., Ежов А.И. и др./ Под ред. Петрова В.П. и др. М.: Недра, 1981. - 496 с.

187. Петрографический словарь / Рыка В., Малишевская А. М.: Недра, 1989. -590 с.

188. Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород: Учебник / Афанасьева М.А., Бардина Н.Ю., Богатиков О.А. и др. / Под ред. Попова В.С.и Богатикова О.Б. М.: Логос, 2001. -768 с.

189. Пешехонов Л.В., Васильев Б.Д., Номоконов В.Е. Раннегеосинклинальный вулканизм Коммунаровского района восточного склона Кузнецкого Алатау // Геология и геофизика. — 1982. № 6. - С. 113-117.

190. Поляков Г.В., Богнибов В.И., Кривенко А.П., Балыкин П.А. Явления гранитизации и магматического замещения в Енисейском плутоне // Вопросы магматической геологии Сибири. Новосибирск: Наука, 1978. - С. 21-40.

191. Пономарева А.П., Изох Э.П., Андреева Н.В. Взаимодействие мантийных и коровых расплавов при формировании Магаданского батолита //' Геология и геофизика. 1994. - Т. 35, № 2. - С. 25-34.

192. Пономарева А.П., Туровинин Ю.А. Новые данные по магматизму Калбы // Геология и геофизика. 1996. - Т. 37, № 6. - С. 34-44.

193. Попов B.C. Источники гранитных магм в европейских варисцидах. Статья 1. Условия зарождения расплавов // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1995. - № 2. - С. 30-39.

194. Попов B.C. Источники гранитных магм в европейских варисцидах. Статья 2. Возможный состав корового вещества в зонах гранитообразования // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1995а. - № 3. - С. 48-60.

195. Попов В. С. Как образуются граниты // Соросовский Образовательный Журнал. 1997.-№6. -С. 64-69.

196. Попов B.C., Богатое В.И., Журавлев Д.З. Источники гранитных магм и формирование земной коры Среднего и Южного Урала: Sm-Nd и Rb-Sr изотопные данные // Петрология. 2002. - Т. 10, № 4. - С. 389-410.

197. Пополитов Э.И., Философова Т.М., Селиванова Г.И. Геохимические особенности и генезис плагиогранитных интрузий Западно-Саянской эвгеосинклинальной зоны // Геохимия. 1973. - № 11. - С. 1636-1642.

198. Пуртов В.К. Экспериментальное исследование процессов высокотемпературного метасоматоза пород базальтового состава и генерации кислых расплавов в хлоридных растворах: Автореф. дис. . уч. ст. д-ра геол.-мин. наук. -Екатеринбург, 1998.— 43 с.

199. Пуртов В.К. Высокотемпературный метасоматоз и гранитизация пород базальтового состава в хлоридных растворах. Миасс: УрО РАН, 2002. - 140 с.

200. Пуртов В.К., Анфилогов В.Н., Егорова Л.Г. Взаимодействие базальта с хлоридными растворами и механизм образования кислых расплавов // Геохимия. -2002.-№ 10.-С. 1084-1097.

201. Раппорт М.С., Вахмянина А.В. Золотогенерирующие гранитоиды Среднего Урала (некоторые особенности геологии, состава и рудоносности) // Изв. Урал. Гос. Горно-геол. Акад. Сер. Геол. и геофизики. 2001. - № 13. - С. 142-153.

202. Рассказов С.В., Скорпионцев В.Г., Масловская М.Н. и др. Позднепалеозойские субщелочные и редкометалльные гранитоиды Юго-Восточной части Восточного Саяна // Геология и геофизика. 2003. - Т.44, № 11.- С. 1133-1144.

203. Региональная петрохимия мезозойских интрузий Монголии / Коваль П.В., Якимов В.А., Найгебауэр В.А. и др. М.: Наука, 1982. - 207 с.

204. Рейф Ф.Г. Кременецкий А.А., Удод Н.И. Об остаточном очаге Эльджуртинского массива, вскрытом Тырныаузской скважиной // Геохимия. 1993. -№3.- С. 332-342.

205. Рипп Г. С. Геохимия эндогенного оруденения и критерии прогноза в складчатых областях. Новосибирск: Наука, 1984. - 191 с.

206. Розен О.М. Выплавленные гранитоиды и нижнекоровый рестит: расчетное моделирование (на примере коллизионных гранитов Тырныауза, плиоцен Большого Кавказа) // Геохимия. 2001. - № 5. - С. 542-562.

207. Розен О.М., Федоровский B.C. Расслоение континентальной коры и выплавление гранитов в коллизионных системах // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы 33-го Тектонического сов. М.: ГЕОС, 2000. -С.437-439.

208. Рослякова Н.В., Щербаков Ю.Г., Шипицин Ю.Г., Кереев А.Д.

209. Редкоземельные элементы при формировании золоторудных месторождений // Геология и геофизика. 1992. - Т. 33, № 6. - С. 68-81.

210. Рублев А.Г. Sr-Nb систематика раннепалеозойских магматических пород центральной части АССО и проблема источников их вещесива // XVI симпозиум по геохимии изотопов им ак. А.П. Виноградова. М.: ГЕОХИ РАН, 2001. - С. 214-215.

211. Русинов B.JI. Базификация земной коры как механизм воздействия коры и мантии // Проблемы глобальной геодинамики: Материалы Теоретического семинара ОГГГГН РАН, 2000-2001гг. / Под ред. Рундквиста Д.В. М.: ОГГГГН РАН, 2003. - Т. 2. -С. 200-212.

212. Рутштейн И.Г. Строение раннемезозойских прогибов и структурные условия формироваия триасовых и юрских интрузий в центральной части Восточного Забайкалья: Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. М., 1970. - 23 с.

213. Рябчиков И.Д. Термодинамика флюидной фазы гранитоидных магм. М.: Наука, 1975.-232 с.

214. Рябчиков И.Д. Флюидный режим мантийных плюмов // Геохимия. — 2003. — №9.-С. 923-927.

215. Сазонов В.Н., Огородников В.Н., Поленов Ю.А. Месторождения золота Урала сформированных в различных гео динамических обстановках // Изв. Вузов. Горн. журн. -1999. №5-6. - С. 57-81.

216. Самаркин Г.И., Самаркина Е.Я., Калеганов Б.А. О двух стадиях развития плагиогранитоидов Западно-Мугоджарской вулканической зоны (Южный Урал) // Докл. РАН. 2001. - Т.380, № 1. - С. 98-102.

217. Самаркин Г.И., Самаркина Е.Я. Распределение золота в породах гранитоидных серий главного гранитного пояса Южного Урала // Геохимия. 2000. — № 8. - С. 869-880.

218. Самков В.В. Системы разломов центральной части Алтае-Саянской складчатой области и связь с ними эндогенного оруденения // Отечественная геология. 1994. — № 10.-С. 27-39.

219. Сафонов Ю.Г. Глубины формирования и размещения золоторудных месторождений // Отечественная геология. 2000. - № 4. - С. 20 -27.

220. Сафонов Ю.Г. Золоторудные и золотосодержащие месторождения мира — генезис и металлогенический потенциал // Геология рудных месторождений. — 2003. — Т. 45, № 4. С. 305-320.

221. Сайз У.Б. Палингенные трондьемиты // Материалы 27-го съезда МГК. Петрология. М: Наука, 1984. - С. 192-201.

222. Сидоров А.А., Волков А.В. Уникальный рудный район Чукотки (Северо-Восток России) // Тихоокеанская геология. 2001. - Т. 20, № 4. - С. 3-18.

223. Силлитое Р. Связь металлогенических провинций запада Американских континентов с подцвиганием (субдукцией) океанической литосферы // Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. - С. 330-335.

224. Скляров Е.В. Океанский тип метаморфизма // Геология и метаморфизм Восточного Саяна. -Новосибирск: Наука, 1988. С. 123-125.

225. Скляров Е.В., Добрецов H.JI. Метаморфизм древних офиолитов Восточного и Западного Саяна // Геология и геофизика. 1987. - № 2. - С. 3-14.

226. Слободской P.M. Восстановительные интрателлурические флюиды и формирование гранитоидных батолитов // Геология и геофизика. 1979. -№ 5. -С. 22-31.

227. Смышляев В.Н. Основные черты геологического строения Маинской плагиогранитной интрузии (Западный Саян) // Изв. Томского политехи. Ин-та. 1958. -Т.90.-С. 69-84.

228. Смышляев В.Н. Плагиогранитный интрузивный комплекс северного склона Западного Саяна // Магматические комплексы Алтае-Саянской складчатой области. -Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1963. С. 92-106.

229. Соболев Р.Н. О происхождении гранитов // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. -1992.-№ 1.-С. 3-22.

230. Сотников В.И., Берзина А.Н. Режим хлора и фтора в медно-молибденовых рудно-магматических системах. — Новосибирск, 1993. — 132 с.

231. Спиридонов А.М., Фефелов Н.Н., Петровская С.Г. и др. Некоторые черты оруденения и магматизма Карийского рудного поля по Pb-изотопным данным // ДАН СССР. 1986. - Т. 291, № 6. - С. 1476-1479.

232. Сурков B.C., Морсин П.И. Основные черты строения литосферы юга Сибири // Геофизические методы в региональной геологии. -Новосибирск: Наука, 1982. — С. 28-35.

233. Сырицо Л.Ф. Мезозойские гранитоиды Восточного Забайкалья и проблемы редкометального рудообразования. СПб.: Изд-во С.-Петерб. ун-та, 2002. - 360 с.

234. Сырицо Л.Ф., Табуне Э.В., Волкова Е.В. и др. Геохимическая модель формирования Li-F гранитов Орловского массива, Восточное Забайкалье // Петрология. 2001. - Т. 9, № з. с. 313-336.

235. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. -М.: Наука, 1977.-280 с.

236. Таусон Л.В. Принципы геохимической типизации магматических горных пород // Проблемы геохимической типизации магматических пород. Иркутск: ИГХ СО АН СССР, 1987.-С. 3-11.

237. Таусон Л.В., Гундобин Г.М., Зорина Л.Д. Геохимические поля рудно-магматических систем. Новосибирск: Наука, 1987. — 202 с.

238. Таусон В.Л., Овчинникова О.В., Бессарабова О.И. и др. Распределение золота, осажденного при восстановительной адсорбции из раствора НАиСЦ на кристаллах магнетита, сфалерита и галенита // Геология и геофизика. 2000. - Т. 41, № 10.-С. 1480-1483.

239. Таусон BJL, Пастушкова Т.М., Бессарабова О.И. О пределе и форме вхождения золота в гидротермальный пирит // Геология и геофизика. 1998. - Т. 39, №7.-С. 924-933.

240. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. — М.: Мир, 1988.-381 с.

241. Тектоника и глубинное строение Алтае-Саянской складчатой области / B.C. Сурков, О.Г. Жеро, Д.Ф. Уманцев и др. М.: Мир, 1973. - 144 с.

242. Титов А.В., Владимиров А.Г., Выставной С.А., Поспелова Л.Н. Необычные высокотемпературные фельзит-порфиры в постгранитном дайковом поясе Калгутинского редкометалльно-гранитного массива (Горный Алтай) // Геохимия. -2001.-№6.-С. 677-682.

243. Трошин Ю.П. Геохимия летучих компонентов в магматических породах, ореолах и рудах Восточного Забайкалья. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,1978. -173 с.

244. Трошин Ю.П. Геохимическое значение вариаций содержаний кислорода в биотите // Геохимия. 1983. -№ 4. - С. 514-521.

245. Трошин Ю.П. Флюидный режим формирования редкометалльных плюмазитовых гранитов Восточного Забайкалья // Геология и геофизика. 1983а. - № 11.-С. 66-75.

246. Трошин Ю.П., Волынец О.Н., Гребенщикова В.И., Захаров М.Н.

247. Геохимическая корреляция металлогенической и магматической зональности зон перехода океан-континент (на примере Au, других рудных и летучих компонентов). -Иркутск: ИГХ СО РАН, 1995. 142 с.

248. Трошин Ю.П. Гребенщикова В.И. Кристаллизация и дифференциация внутренних зон гипабиссальных гранитных интрузий (на примере Адун-Челонского массива) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1974. -№ 4. - С. 23-35.

249. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Антонов А.Ю. Летучие компоненты в биотитах и металлогеническая специализация интрузий // Минералогические критерии оценки рудоносности. Л.: Наука, 1981. — С. 73-83.

250. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Бойко С.М. Геохимия и петрология редкометалльных плюмазитовых гранитов. Новосибирск: Наука, 1983. - 182 с.

251. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Кочеткова Л.Ф. Геохимические аспекты связи магматизма и золотого оруденения // Проблемы рудоносности магматических пород. Иркутск: ИГХ СО АН СССР, 1987. - С. 51-86.

252. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Пивоварова Л.Ю., Бойко С.М. Флюидный режим формирования гранитоидов разных геохимических типов // Геохимия. 1984.-№9.-С. 1318-1326.

253. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Сандимирова Г.П., Пахольченко Ю.П. Новые данные по рубидий-стронциевому возрасту золоторудных месторождений Кузнецкого Алатау // Докл. РАН. -1999. Т. 365, № 1. - С. 108-111.

254. Туркина О.М. Модельные геохимические типы тоналит-трондьемитовых расплавов и их природные эквиваленты // Геохимия. 2000. - № 7. - С. 704-717.

255. Туркина О.М. Тоналит-трондьемитовые комплексы надсубдукционных обстановок (на примере позднерифейских плагиогранитоидов ЮЗ окраины Сибирской платформы) // Геология и геофизика. 2002. - Т. 43, № 5. - С. 420-433 .

256. Турутанов Е.Х. Глубинная геометрия гранитоидов Гарганской глыбы в районе Зун-Холбинского золоторудного месторождения (Восточный Саян) // Изв. вузов Сибири. Серия наук о Земле. 1999. - Вып. 4-5. - С. 65-67.

257. Турутанов Е.Х., Зорин Ю.А. Глубинное строение гранитных плутонов Монголии и Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1978. - 62 с.

258. Файф У. Несколько мыслей о гранитных магмах // Механизм интрузий магмы. -М.: Мир, 1972. С. 173-187.

259. Федорчук В.П. О некоторых особенностях уникальных месторождений // Основные проблемы рудообразования и металлогении. М.: Наука, 1990. — С. 275-282.

260. Феофилактов Г.А. О генетической связи золотого оруденения с гранитоидными массивами Китойско-Урикского рудного узла (Восточный Саян) // Рудоносность и структуры рудных месторождений Бурятской АССР. Улан-Удэ, 1970. - С. 90-99.

261. Феофилактов Г.А. О механизме структурного контроля золотого оруденения Зун-Холбинского месторождения (Восточный Саян) // Геология рудных месторождений. 1992. - Т. 34, № 4. - С. 100-106.

262. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Бородина Н.С. и др. Надсубдукционные анатектические гранитоиды Урала // Геология и геофизика. — 2002. Т. 43, № 1. - С. 42-56.

263. Фефелов Н.Н., Санина Н.Б., Заруднева Н.В. и др. Источники рудного вещества Саралинского рудного поля по свинцово-изотопным и геохимическим данным // Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов: Тез. докл. Всесоюз. совещ. Иркутск, 1989. - С. 295-250.

264. Фирсов JI.B. Абсолютный возраст изверженных пород Магаданского батолита // Изв. АН СССР. Сер. геол. I960. -№ 2. - С. 28-39.

265. Фролова Н.В. О наиболее древних осадочных горных породах Земли: (К проблеме происхождения гранитов)//Природа. 1950.-№ 9.-С. 15-21.

266. Фролова Т.И., Бурикова И.Д., Гущин А.В. Происхождение вулканических серий островных дуг. М.: Недра, 1985. - 276 с.

267. Хаин В.Е. Эволюция процессов гранитообразования в истории Земли // ДАН СССР. 1990. - Т. 311, № 5. - С. 1205-1207.

268. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. М.: Научный мир, 2003.-348 с.

269. Херасков Н.Н., Моссаковский А.А., Добрецов H.JI. История тектонического развития Алтае-Саянской области // Актуальные проблемы тектоники СССР. М.: Наука, 1988.-С 97-103.

270. Ходоревская Л.И., Жариков В.А. Экспериментальное исследование частичного плавления амфиболита при различном составе флюидной фазы // Докл. РАН. 1998. - Т. 359, № 4. - С. 536-539.

271. Ходоревская Л.И., Коротаева Н.Н., Жариков В.А. Экспериментальное исследование взаимодействия амфиболита с гранитным расплавом при 800°С, 7 кбар // Геохимия. 2001. - № 7. - С. 712-720.

272. Ходоревская Л.И., Шмонов В.М., Жариков В.А. Экспериментальное моделирование гранитизации амфиболита при 750°С и давление 5 кбар // Докл. РАН. 2002. - Т. 383, № 2. - С. 244-247.

273. Хомичев В.Л. Радиологический возраст гранитоидных комплексов восточного склона Кузнецкого Алатау // Геология и геофизика. 1980. - № 12. - С. 45-53.

274. Хомичев В.Л. Генезис гранитоидов Кузнецкого Алатау // Минералообразование в эндогенных процессах. Новосибирск: Наука, 1987. - С. 88-89.

275. Хомичев В.Л. К петрологии гранитоидных комплексов // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири: Материалы науч. конф. -Томск, 1998. -Т. 3. -С. 226-229.

276. Хомичев В.А., Алабин JI.B., Курмей А.Е. Центральный массив эталон мартайгинского гранитоидного комплекса (Кузнецкий Алатау). - Новосибирск: СНИИГГиМС, 1994. - 160 с.

277. Хомичев В.А., Васильев Б.Д., Хомичева Е.С. Солгонский массив эталон мартайгинского комплекса на восточном склоне Кузнецкого Алатау. - Новосибирск: СНИИГГиМС, 1993. -169 с.

278. Цыганков А.А., Врублевская Т.Т. Природа аномальных концентраций Ва в рифейских гранитоидах островодужного типа (Восточная Сибирь) // Геохимия. — 1998. -№ 12.-С. 1241-1251.

279. Цыганков А.А., Врублевская Т.Т., Конников Э.Г., Посохов В.Ф. Геохимия и петрогенезис гранитоидов муйского интрузивного комплекса // Геология и геофизика. 1998. - Т. 39, № 3. - С. 361-374.

280. Черезов A.M., Широких И.Н., Васьков А.С. Структура и зональность Саралинского золоторудного поля в Кузнецком Алатау // Геология и геофизика. -1997.-Т. 38, №10.-С. 1604-1613.

281. Черкасов С.В. Глубинное строение Енисейского кряжа и распределение золотого оруденения // Докл. РАН. 1999. - Т. 368, № 6. - С. 522-524.

282. Черняев Е.В., Черняева Е.И. Генетическая модель золоторудного поля (Кузнецкий Алатау) // Геология и геохимия рудных месторождений Сибири. -Новосибирск: Наука, 1987. С. 57-67.

283. Четвериков С.Д. Руководство к петрохимическим пересчетам химических анализов горных пород и определению их химических типов. М.: Госгеолтехиздат,1956. - 246 с.

284. Шарапов В.Н., Голубев B.C. Динамика взаимодействия магмы с породами. -Новосибирск: Наука, 1976.-238 с.

285. Шмонов А.М., Витовтова В.М., Жариков А. В. Флюидная проницаемость пород земной коры. М.: Научный мир, 2002. - 216 с.

286. Шмотов А.П. Золотосульфидное оруденение в динамометаморфических процессах // ДАН СССР. 1984. - Т. 279, № 6. - С. 1457-1459.

287. Щербаков Ю.Г. Распределение и условия концентрации золота в рудных провинциях. — М.: Наука, 1967. 268 с.

288. Щербаков Ю.Г. Геохимия золоторудных месторождений в Кузнецком Алатау и Горном Алтае. Новосибирск: Наука, 1974. - 278 с.

289. Щербаков Ю.Г., Пережогин Г.А. О геохимической связи золотого оруденения с интрузиями и породами в Западной Сибири // Геохимия. 1963. -№ 9. - С. 851-858.

290. Ярмолюк В.В., Будников С.В., Коваленко В.И. и др. Геохронология и геодинамическая позиция Ангаро-Витимского батолита // Петрология. 1997. - Т. 5, №5.-С. 451-466.

291. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Ангаро-Витимский батолит: к проблеме геодинамики батолитообразования в Центральноазиатском складчатом поясе // Геотектоника. 1997. - № 5. - С. 18-32.

292. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Сальникова Е.Б. и др. Тектоно-магматическая зональность, источники магматических пород и геодинамика раннемезозойской Монголо-Забайкальской области // Геотектоника. 2002. - № 4. — С. 42-63.

293. Ярошевский А.А. О химическом составе гранулит-базитового слоя континентальной коры и химическом строении земной коры с позиции концепции геохимического баланса // Геохимия. 1985. -№ 8. - С. 1139-1147.

294. Barbarin B. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments // Lithos. 1999. - Vol. 46, No. 3. - P. 605-626.

295. Barker F., Arth I.G. Generation of trondhjemitic-tonalitic liquids and Arhean bimodal trondhjemitic-basalt suites // Geology. 1976. - Vol. 4. - P. 596-600.

296. Bartlett R.W. Magma convection, temperature distribution, and differentiation // AmerJourn. of Sci. 1969. - Vol. 267, No. 9. - P. 1067- 1082.

297. Batchelor R.A., Bowden P. Petrogenetic interprepretation of granitoid rock series using multicationic parameters // Chemical Geology. 1985. - Vol. 48. - P. 43-55.

298. Bateman P.C., Dodge F.C.W. Variations of major chemical constituents across the central Sierra Nevada batholith // Geol. Soc. Amer. Bull. 1970. - Vol. 81, No. 2. - P. 409-420.

299. Bateman P.C. Plutonism in the Central Part of the Sierra Nevada Batholith, California. U.S. Geol. Survey Prof. Paper. 1483. Washington, 1992. - 186 p.

300. Bowen N.L. The Evolution of the Igneous Rocks. Princeton: Princeton Univ. Press, 1928.-334 p.

301. Castro A., Moreno-Ventas I., de la Rossa J.D. H-Type (hibrid) granitoids: a proposed revision of the granittype classification and nomenclature // Earth-Science Reviews. 1991.-Vol.31, No. 3-4.-P. 237-253.

302. Chappel B.W., White A.J.R. Two Contrasting Granite Types // Pacific Geol. 1974. -N0.8.-P. 173-174.

303. Chappel B.W., White A.J.R. Granitoid types and their discribution in theLachlan Fold Belt, southeastern Australia // GSA Mem. 1983. - Vol. 159. - P. 21.

304. Chappel B.W., White A.J.R. The Importance of Residual Source Material (Restite) in Granite Petrogenesis // Journ. Petrol. 1987. - Vol. 28, No. 6. - P. 1111-1138.

305. Chappel B.W., White A.J.R. I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt // Transactions of Royal Soc. Edinburgh, 1992. - Vol. 83. - P. 1-26.

306. Charoy B, Gonzalez- Partida E. Analyse des phases fluids associees a la genese des amas sulfures et des felons Au-Ag de la province de Taxco-Gnanajuato (Mexigue) // Bull.miner. 1984. - Vol.107, No. 2. - P. 285-309.

307. Clemens J.D., Mawer C.K. Granitic magma transport by fracture propagation // Tectonophysics. 1992. - Vol. 204, No. 3-4. - P. 339-360.

308. Cobbing J. Granites an overview // Episodes. - 1996. - Vol. 19, No. 4. - P. 103-106.

309. Coleman R.G., Peterman Z.E. Oceanic Plagiogranite // J. Geophys. Res. 1975. -Vol. 80.-P. 1099- 1108.

310. Dipple G.M., Ferry J.M. Metasomatism and fluid flow in ductile fault zones // Contrib. Mineral. Petrol. 1992. -№ 112. - P. 149-164.

311. Dodge F.C.W., Smith V.C., Mays R.E. Biotites from granitic rocks of the Central Sierra Nevada Batholith, California // Journ. Petrol. 1969. - Vol. 10, No. 2. - P. 250-271.

312. Drummond M.S., Defant M.J., Kepezhinskas P. Petrogenesis of slab-derived tronhjemite-tonalite-dacite-adakite magmas // Transactions of Royal Soc. Edinb. Earth Sci. 1996. - Vol. 87. - P. 205-215.

313. Eby G.N. The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis // Lithos. — 1990. Vol. 26, No Vi. - P.щ 115-134.

314. Eby G.N. Chemical subdivision of the A-type granitoids: Petrogenesis and tectonic implications // Geology. 1992. - Vol. 20, No. 7. - P. 641-644.

315. Galvert A.J., Sawyer E.W., Davis W.J. Archaean subduction inferred from seismic images of a mantle sature in the superior province // Nature. 1995. - Vol. 375. - P.ф 670-674.

316. Gill J.B. Geochemistry of Viti Levi, Fiji, and its evolution as an island Arc // Contr. Min. Petrol. 1970. -Vol. 27, No. 3. - P. 179-203.

317. Groves D.I., Phillips G.N., Ho Susan E., Houstoun S. M. The nature, genesis and regional controls of gold mineralization in Archean greenstone belts of Western Australian shield: a brief review // Trans.Geol.Soc.S.Afr. 1985. - 88, No. 1. - P.135-148.

318. Hancock P.L., Skiner B.J. The Oxford Companion to The Earth. Oxford University Press, 2000.-1174 p.

319. Hanson G.N. Rare earth elements in petrogenetic studies of igneous systems // Ann.

320. Rev. Earth Planet. Sci. 1980. - P. 371-406.

321. Helz R.T. Phase relation of basalts in their melting ranges at Ршо = 5kb. Part II. Melt Compositions // Journ.Petrol. 1976. - Vol. 17, No. 2. - P. 139-193.

322. Konstantinov M.M., Cherkasov S.V., Dankovtsov R.F. Specific crustal features for large and superlarge endogenic gold deposit (Siberia and Far East regions) // Geology,

323. Tectonics and Metallogeny. 1999. - Vol. 7, No. 2. - P. 143-147.

324. Koval P.V. Regional geochemical mapping of granitoids (Mongol-Okhotsk zone) // Exploration Geochemistry. 1990 / F. Mrna (ed.). Prague, 1991. - P. 157-165.

325. Koval P.V., Grebenshchikova V.I., Lustenberg E.E. et al. Computer Modeling of Granites in Orogenic Belts: the Petrogenesis and Metallogenesis of Mesozoic granites of theФ

326. Mongol-Okhotsk zone Russia and Mongolia: Report. INTAS PROJECT 1010-CT-73-004. -Notingham, UK, 1997р. -1 vol. -106 p., II vol. 48 p., Ill vol. - 262 p.

327. Koval P.V., Grebenshchikova V.I., Lustenberg E.E., Henney P.D. Database of granites in the Mongol-Okhotsk zone, Mongolia-Siberia, and its use in mineral explonration // Joum. of Geochemical Exploration. 1999. - Vol. 66, № 1-2. - P. 199-210.

328. Koval P.V., Grebenshchikova V.I., Lustenberg E.E., Henney P.D. Geologic-geochemical database of the granitoid system: essense and connection // Regularities of Evolution of the Earth Crust: Intemat. Conf. St.Petersburg, Russia, 1996. - Vol. II.-P. 11.

329. Maeda J. Opening of the Kuril Basin deduced from the magmatic history of Central Hokkaido, North Japan // Tectonophysics. 1990. - Vol. 174, No 3/4. - P. 235-255.

330. Magmatism at a plate edge: the Peruvian Andes / W.S. Picher, M. P. Atherton, E. J. Cobbing et al. Glasgow: Blackie, 1975. - 328 p.

331. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geol. Soc. Amer. Bull. 1989. - Vol. 101. - P. 635-643.

332. Nance W.B., Taylor S.R. Rare earth element patterns and crustal evolition. 1. Australian post Archean sedimentary rocks // Geochim. cosmochim. Acta. - 1976. - Vol. 40, No. 12. — P.1539-1551.

333. Nashima K., Watanade M., Soeda A. Regional and local variations in the composition of the wolframite series from SW Japan and possible factors controlling compositional variations // Mineral. Deposita. 1986. - Vol. 21, No. 3. - P. 200-206.

334. Nurmi P.A. Lithogeochemistry in exploration for proterozoic porphyry-type molybdenum and copper deposits, southern Finland // Joum. of Geochemical Exploration. -1985.-Vol. 23,No. 2.-P. 163-191.

335. O'Connor J.T. A classification of quartz rich igneous rocs based on feldspar ratios // US Geol. Surv. Prof. Paper. 1965. - 552B. - P. 79-84.

336. Pavlenkova N.I. Generalized geophysical model and dynamic properties of the continental crust // Tectonophysics. 1979. - Vol. 59. - P. 381-390.

337. Pearce J. A. Sources and settings of granitic rocks // Episodes. 1996. - Vol. 19, No. 4.-P. 120-125.

338. Pearce J.A., Harris N.B.W. and Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Joum. Petrol. 1984. - Vol. 25, part. 4. -P. 956-983.

339. Peccerillo A., Taylor S.R. Geochimistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kaatamon area, Northern Turkey // Contrib. Min. Petrol. 1976. - Vol. 58, No. 1. - P. 63-81.

340. Petford N. and Atherton M. Na-rich Partial Melts from Newly Underplated Basaltic Crust: the Cordillera Blanca Batholith, Peru // Journ. of Petrol. 1996. - Vol. 37, No. 6. - P. 1491-1521.

341. Petford N., Cruden A.R., McCaffrey K.J.W., Vigneresse J.-L. Granite magma formation, transport and emplacement in the Earth's crust // Nature. 2000. - Vol. 408. -P. 669-673.

342. Petford N., Ross K.C., John R.L. Dike transport of granitoid magmas // Geology. -1993.-Vol. 21.-P. 845-848.

343. Pitcher W.S. The anatomy of a batholith // Journ.Geol.Soc.(London) 1978. -Vol. 135,No. 2.-P. 157-182.

344. Pitcher W.S. Granites and yet more granites forty years on // Geol. Rundschau. -1987.-Bd. 76.-S. 51-79.

345. Read H.H. The granite controversy. London: Murphy, 1956. - 430 p.

346. Roman-Berdil Т., Gapais D., Brun J.P. Granite intrusion along strike-slip zones in experiment and nature // Amer. Journ. of Sci. 1997. - Vol. 297. - P. 651-678.

347. Selbekk Rune S., Bray Colin J., Spooner Edward T.C. Formation of tonalite in island arcs by seawater-induced anatexis of mafic rocks; evidence from the Lungen

348. Magmatic Complex, North Norwegian Caledonides // Chemical Geology. 2002. - Vol. 182, No. l.-P. 69-84.

349. Shelton, Kevin L. Composition and Origin of Ore-Forming Fluids in a Carbonate-Hosted Porphyry Copper and Skam Deposit: A Fluid Inclusion and Stable Isotope Study of Mines Gaspe, Quebec // Econ. Geol. 1983. - Vol. 78, No. 3. - P. 387-421.

350. Sillitoe R.H. Granites and metal deposits // Episodes. 1996. - Vol. 19, No. 4. - P. 126-133.

351. Sun S.-s., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: implications for mantle composition and processes / Eds Saunders A.D., Norry M.I. Magmatism in ocean basins // Geolog. Soc. London Spec. Publ. 1989. - Vol. 42.-P. 313-345.

352. Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: its composition and evolution. -Blackwell, Cambridge, Mass., 1985. 312 p.

353. Tischendorf G., Palmen W. Z ur Klassifikation von Granitoiden // Z. geol. Wiss. -1985. Bd. 13, No. 5. - S. 615-627.

354. Troshin Yu.P., Grebenschikova V.I. Regional geochemical classification of endogenic gold deposits from the mode of sulphur, selenium and tellurium distribution // Exploration Geochemistry, 1990. Prague, 1991.-P. 382-386.

355. Wang Liankui, Wang Huifen and Huang Zhilong. Geochemical indicators of trace elements in Li-F granite liquid segregation // Acta Petrologica Sinica. 2000. - Vol. 16 (2). -P. 145-152.

356. Wang Liankui, Wang Huifen and Huang Zhilong. REE geochemical indicators of Li-F granite liquid segregation // Chin. Journ. Geochem. 2000a. - Vol. 19, No. 3. - P. 203-216.

357. Wedepohl K.H. Handbook of Geochemistry. Berlin: Springer-Verlag, 1969. -244 p.

358. Wedepohl K.H. Chemical composition and fractionation of the continental crust // Geol. Rundschau. -1991. Bd. 80. - S. 207-223.

359. Whitney J.A. The origin of granite; the role and source of water in the evolution of granite magmas // Geol. Soc. Amer. Bull. 1988. - Vol. 100, No 12. - P. 1886-1897.

360. Wones D.R., Eugster H. Stability of biotite: experiment, theory and application // Amer. Miner. 1965. - Vol. 50, No. 9. - P. 1228-1272.

361. Zorin Yu.A., Belichenko V.G., Turutanov E.Kh., Mazukabzov A.M. Sklyarov E.V., Mordvinova V.V. The East Siberia Transect // Journ. International Geology Review. 1995.-Vol. 37.-P. 154-175.

362. Zorin Yu.A., Novoselova M.R., Turutanov E.Kh., Kozhevnikov V.M. Structure of the lithosphere in the Mongolia-Siberia mountainous province // Journ. Geodyn. 1990. -Vol. 11.-P. 327-334.

363. Zorin Yu.A., Novoselova M.R. et al. The South Siberia-Central Mongolia transect // Tectonophysics. 1993. - Vol. 225. - P. 361-378.

364. Zorin Yu.A., Novoselova M.R. et al. Baikal- Mongolia transect // Russian Geology and Geophysics. 1994. - Vol. 35, No. 7-8. - P. 78-92.

365. Zorin Yu.A., Zorina L.D., Spiridonov A.M., Rutshtein I.G. Geodinamic setting of gold deposit in the Trasbaikal region (Eastern Siberia) // Ore Geology Review. 2001. - V. 17.-P. 215-232.

Информация о работе

Гребенщикова, Валентина Ивановна
доктора геолого-минералогических наук
Иркутск, 2004
ВАК 25.00.09

Диссертация

Геохимия фанерозойских гранитоидных батолитов Восточной Сибири и их роль в формировании золотого оруденения - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы