Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология высокоглиноземистых гранитоидов Вьетнама

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология высокоглиноземистых гранитоидов Вьетнама"

На правах рукописи УДК552.321+550.4+550.93

Гражданин СРВ Фан Лыу Ань

ПЕТРОЛОГИЯ ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫХ ГРАНИТОИДОВ ВЬЕТНАМА

специальность 04.00.08 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

НОВОСИБИРСК 1996

Работа выполнена в Институте геологии СО РАН

Научный руководитель: - доктор геолого-минералогических наук А.Г.Владимиров

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук В.Н.Довгаль

кандидат геолого-минералогических наук В.Б.Дергачев

Оппонирующая организация: Институт геохимии СО РАН, г. Иркутск

Защита состоится "2.2 " ЧсгЛ^пхА996 г. в IЧ час. на заседании диссертационного совета Д.002.50.05 при Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН.

Адрес: 630090, Новосибирск-90, Университетский пр., 3

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН.

Автореферат разослан Ц9М&хф.л- 1996 г.

Ученый секретарь диссертационного совета д.г.-м.н.

Ф.ПЛеснов

Введение

Актуальность темы. Проблема формирования высокоглиноземистых гранитов впервые сформулирована профессором Э.П.Изохом [1965], который выделил особый формационный тип гранитов, родоначальные магмы для которых выплавлялись из высокоглиноземистого корового субстрата при низком химическом потенциале щелочей. Значительно позднее А.Чаппелл и Б.Уайт [1974] предложили сходную генетическую классификацию, противопоставив фаниты корового происхождения (S-тип) и граниты, образующиеся за счет плавления метабазитового субстрата (I-тип). Дальнейшее развитие этого подхода привело к выделению целого ряда генетических типов гранитов (M, I, А, Н-типы [Collins et al., 1982; Pitcher, 1987; Whalen et al., 1987; Castro et al., 1991]), общей особенностью которых являются признаки активного участия мантийного вещества в гранитообразовашш. Вместе с тем, происхождение S-гранитов оказалось далеко не таким простым, как это предполагалось. В их составе сначала были выделены собственно палингенные и редкометалльно-плюмазитовые интрузивные граниты [Таусон, 1977], затем двуслюдяные лейкограниты Гималайского типа [Le Fort, 1978] и, наконец, автохтонные перглиноземистые фаниты Центрально-Французского типа [Barbarin, 1990]. Поэтому выяснение особенностей состава, генезиса и геодинамических обстановок формирования высокоглиноземистых фанитов остается актуальным до настоящего времени. Отметим также, что во Вьетнаме, который послужил основным полигоном при выделении формации высокоглиноземистых фанитов [Изох, 1965], работы в этом направлении в последние три десятилетия не проводились.

Цель и задачи исследования. Цель данной работал - дать генетическую типизацию разновозрастных высокоглиноземистых фанитов Вьетнама как основу для региональных палеогеодинамических и металлогени-ческих построений. В ходе выполнения работы автором диссертации решались следующие задачи: 1) обобщение материалов по геологической позиции, внутреннему строению и минералого-петрофафическим особенностям высокоглиноземистых фанитоидных массивов Вьетнама, их сравнительный анализ, выявление диагностических признаков разновозрастных комплексов; 2) вьиснение основных тенденций в поведении петро-генных, редких и редкоземельных элементов как внутри отдельных магматических ассоциаций, так и при их сравнении друг с другом; 3) выявление типоморфных особенностей слюд, как индикаторов температуры и

Рис. 1. Схема размещения высокоглиноземистых гранитоидных массивов в структурах Вьетнама.

Условные обозначения к рисунку 1. Структурно-вещественные комплексы: 1 - протерозойские; 2 - позднедокембрийские - раннепалеозойские (ранние каледониды); 3 - средне-позднепалеозойские (герциниды); 4 -раннемезозойские (ицдосинцды), 5 - поздпемезозойские (киммериды). 6 -кайнозойские платобазальты, 7 - кайнозойские рыхлые отложения, 8 -разрывные нарушения, 9 - массивы высокоглиноземистых гранитоидов, нерасчлененные (цифры в кружках - охарактеризованные в диссертации массивы: 1 - Шонг Чай, О1.2, 2 - Хайван, Т2-3, 3 - Там Тао, Т2-з, 4 - Бана, Т3, 5 - Чами, Т3, 6 - Кана, К2, 7 - Санта-Мария, К2, 8 - Чаймат, К2, 9 -Пиа Оак, К2.

I - XIV - структурно-вещественные зоны: I - Шонгхием, II - Ангад, III - Шонгло, IV - Шонгхонг, V - Фансипан^1 - Туле, VII - Шонгда^Ш - Шонгма, IX - Шамныа, X - Фухоат, XI - Чыонгаюн, XII - Анхоа, XII -Контум, XIV - Далат.

флюидного режима кристаллизации гранитов; 4) определение радиологического возраста (U-Pb-, Rb-Sr-, Ar-Ar- и K-Ar-методы) эталонных фанитовдных массивов, а также анализ главных особенностей поведения Rb-Sr- и Sm-Nd-изотопных систем.

Объект исследования. В качестве объекта исследования выбраны фанерозойские массивы высокоглиноземистых гранитов, представленные в Северном Вьетнаме тремя разновозрастными комплексами: Шонг Чай (02_з), Пиа Биок (Т2.з), Пиа Оак (К2); в Центральном Вьетнаме - двумя комплексами: Хайван (Т2_з) и Бана (Тз„); в Южном Вьетнаме - комплексом Кана (К2). Поскольку общее количество массивов в каждом вышеуказанном секторе Вьетнама варьирует от 3-5 до 15-20, а степень их изученности чрезвычайно неоднородна, то для детального исследования выбраны массивы, которые считаются петротипическими в магматических легендах Вьетнама: Шонг Чай (02_з), Хайван и Там Тао (Т2-з), Бана и Чами (Т3п), Пиа Оак, Кана, Санта Мария и Чаймат (К2). Их расположение в структурах Вьетнама показано на рисунке 1.

Фактический материал и методы исследований. Основой фактического материала послужила рабочая коллекция образцов, собранная в ходе советско-вьетнамской экспедиции 1985-86 гг., которая была проведена под руководством профессора Э.П.Изоха с целью расчленения и корреляции магматических комплексов Вьетнама [Izokh, Luong, 1986]. Автор диссертации принял участие в обработке и интерпретации аналитических материалов (1993-1995 гг.), а также использовал результаты собственных полевых и камеральных исследований фанитовдных интру-

зивов Вьетнама (1982-1988 гг.). Лабораторные исследования включали просмотр и петрографическое описание шлифов, определение петроген-ных (158 ан.), редких "гранитофильных" (85 ан.) и редкоземельных элементов (30 ан.); радиологические определения возрастов (U-Pb-, Rb-Sr-, Ar-Ar-, K-Ar-методы), определение изотопных отношений Sm и Nd в валовых пробах (12 ан.), а также микрозондовые анализы слюд, в том числе на фтор и хлор (28 ан.). Обработка полученной информации была проведена с использованием комплекса статистических и петрологических программ [Newpet и др.].

Подавляющее число анализов выполнено в Аналитическом центре ОИГТМ СО РАН, г. Новосибирск (рентгено-флюоресцентный анализ -А.Д.Киреев; атомно-абсорбционный анализ - Т.А.Кириленко; нейтронно-активационный инструментальный анализ - В.А.Бобров; микрорентгено-спектральный анализ слюд - О.С.Хмельникова; Rb-Sr-, K-Ar- и Ar-Ar-масс-спектрометрический анализ - В.А.Пономарчук, А.В.Травин, С.В.Палесский). Анализ изотопных отношений Sm и Nd выполнен Д.З.Журавлевым (ИГЕМ РАН, г. Москва), определение возраста U-Pb-изотопным методом по цирконам - Е.В.Бибиковой (ГЕОХИ РАН, г.Москва).

Научная новизна и практическая значимость. Впервые обоснован по комбинации радиологических методов возраст высокоглиноземистых гранитоидов комплекса Шонг Чай (Ог-з)> который ранее считался либо докембрийским [Изох, 1965], либо девонским [Чан Дык Лыонг, Нгуен Суан Бао и др., 1992], и возраст редкометалльных гранитов комплекса Бана (Т3„), традиционно относившегося к этапу кайнозойской тектоно-магматической активизации региона. Доказана одновозрастность средне-позднетриасовых гранитоидов Северного и Центрального Вьетнама (комплексы Хайван и Пиа Биок), а также позднемеловых редкометалльных гранитов, развитых на всей территории страны (комплексы Кана и Пиа Оак). Эти данные не только позволили уточнить схему расчленения магматических образований Вьетнама, но и значительно расширили потенциальную перспективность страны на открытие крупных месторождений олова. До сих пор здесь выделялся только один оловоносный редко-металльно-гранитный комплекс Пиа Оак (К2), а позднетриасовые гранитные интрузивы считались практически безрудными. Вместе с тем, именно с раннемезозойским этапом в расположенной рядом Индонезии связаны крупные оловянные месторождения и их россыпи.

В фундаментальном плане важным результатом является доказательство отсутствия древнего (докембрийского) кристаллического фунда-

мента в зоне Далат (Южный Вьетнам). Эти данные были получены на основе сопоставления НЬ-5г- и Бт-Ш-изотопных систем в одновозраст-ных гранитах, развитых в Северном и Южном Вьетнаме.

Выделен специфический тип редкометаллыю-плюмазитовых гранитов, которые имеют признаки мантийно-корового происхождения: аномально высокие концентрации Сг, V, N1 и Ти высокие содержания фтора и хлора в биотитах, пониженные первичные отношения изотопов Бг, относительно высокие параметры Зда^-

Основные защищаемые положения.

1. Высокоглиноземистые гнейсограниты массива Шонг Чай (Северный Вьетнам) относятся к раннекаледонскому этапу тектогенеза (Т=464±12 млн лет). В формировании массива участвовали три ассоциации (от ранних к поздним): 1) натриевая, 2) калиево-натриевая и калиевая, 3) ультракалиевая. Их смена во времени отвечала различным стадиям Б^К-метасоматоза и кислотного выщелачивания метаосадочного субстрата, возраст ' которого отвечал среднему-позднему протерозою (0,851,25 млрд лет).

2. Высокоглиноземистые граниты раннемезозойского возраста представлены во Вьетнаме двумя типами: налингенным (комплексы Хайван и Пиа Биок, Т2-3) и редкометалльно-плюмазитовым (комплекс Бана, Тз„) Судя по вещественному составу и особенностям изотопных отношений 8г и N(1 первый тип имеет корово-анатектическое происхождение, второй -обнаруживает признаки взаимодействия мантийных и коровых расплавов. Модельный возраст субстрата обоих типов гранитов отвечает раннему-среднему протерозою (1,2-1,8 млрд лет).

3. Высокоглиноземистые граниты позднемезозойского возраста представлены во Вьетнаме редкометалльно-плюмазитовым или переходным к нему типом и имеют резкую латеральную зональность. В Северном Вьетнаме (комплекс Пиа Оак) они сформированы за счет метапелитовых субстратов зрелой (не моложе 1,64 млрд лет ) континентальной коры, в Южном (комплекс Кана, зона Далат) - за счет относительно молодой коры (0,66-0,82 млрд лет). Судя по аномально повышенным содержаниям Сг, V, №, "Л, специфическому редкоземельному составу, высоким кон-центрацииям С1 в биотитах , особенностям изотопного состава Бг и N(1, граниты комплекса Кана сформировались либо за счет метабазитового источника, либо при активном участии мантийных расплавов.

4. Высокоглиноземистые граниты Вьетнама могут быть объединены в три генетических группы: 1) палингенные плюмазитовые интрузивные

гранитоиды, имеющие коровую природу и входящие в состав контрастных ультрабазит-базит-гранитоидных серий без признаков взаимодействия мантийных и коровых расплавов (комплексы Хайван и Пиа Биок, Т2-3); 2) палингенно-метасоматические плюмазитовые гранитоиды без базито-вых предшественников (комплекс Шонг Чай, О2-3); 3) редкометаллыго-плюмазитовые интрузивные-граниты, обнаруживающие широкие вариации по степени корово-мантийного взаимодействия (комплексы Бана, Тз„; Кана и Пиа Оак, К2). Первые две группы отвечают коллизионным палео-геодинамическим обстановкам, граниты третьей - внутриплитные, образовавшиеся либо на постколлизионной (тафрогенной) стадии (комплекс Бана), либо в обстановке активной континентальной окраины Андского типа (комплексы Кана и Пиа Оак).

Апробация работы и публикации. По теме диссертации автором опубликовано шесть статей, три - сданы в печать. Результаты исследований обсуждались на специализированных геологических и петрографических совещаниях, в том числе на симпозиуме "Науки о Земле", г.Ханой (1991) и на 1-м Всероссийском петрографическом совещании "Магматизм и геодинамика", г.Уфа (1995 г.). Отдельные выводы автора диссертации вошли составной частью в геолого-петрографическую карту района Шонг Ба (Южный Вьетнам) масштаба 1:200 ООО, изданную в г. Ханой (1985 г.).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения. Текст изложен на 265 машинописных страницах, сопровождается 67 рисунками и 22 таблицами. Библиография включает 113 наименований.

Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю работы д.г.-м.н. А.Г.Владимирову, который не только наметил основное направление диссертационного исследования, но и отредактировал русский вариант текста. Большую помощь в подготовке и обсуждении отдельных частей диссертационной работы оказали д.г.-м.н. А.П.Пономарева, к.г.-м.н. С.Н.Руднев, к.г.-м.н- Н.Н.Крук, а также другие сотрудники лаборатории магматизма и геодинамики ИГ СО РАН.

Автор благодарит Е.В.Бибикову, Д.З.Журавлева, В.А.Боброва, А.Д.Киреева, Т.А.Кириленко, О.С.Хмельникову, В.А.Пономарчука, А.В.Травина и С.В.Палесского, выполнивших большой объем аналитических исследований.

Автор также благодарит за поддержку этого исследования зам. директора ИГ СО РАН члена-корреспондента РАН Г.В.Полякова, директора ИГ НЦЕНиТ СРВ профессора Нгуен Чонг Иема, профессора Э.П.Изоха,

д.г.-м.н. Чан Куок Хунга, к.г.-м.н. А.П.Балыкина, к.г.-м.н. Н.Л.Шнлина, к.г.-м.н. Нгуен Вьет И, к.г.-м.н. Чан Чоиг Хоа, к.г.-м.н. Нго Тхи Фыонг.

Глава 1. Тектоническая позиция высокоглиноземистых

гранитоидов вьетнама

Приведена краткая характеристика главных тектонических единиц, участвующих в строении Вьетнама. Кратко рассмотрена история тектонического развития региона и эволюции его магматизма в фанерозое. Показано наличие трех рубежей, с которыми связано формирование высокоглиноземистых гранитов на территории Вьетнама: раннекаледонского, шщосинийского и киммерийского.

Глава 2. ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫЕ ГРАНИТЫ РАННЕКАЛЕДОНСКОГО ТЕКТОНОМАГМАТИЧЕСКОГО ЦИКЛА (комплекс Шонг Чай)

Массив Шонг Чай расположен на границе Вьетнама и Китая; площадь около 2,5 тыс. км.2 Гнейсовидные гранитоиды, слагающие массив, прорывают вмещающие толщи условно верхнепротерозойского возраста. Гнейсовидность обнаруживает черты конформности по отношению к вмещающим породам.

В составе массива выделено четыре серии пород: натриевая, качие-во-натриевая, калиевая и высококалиевая. Натриевая серия сложена мелко-, среднезернистыми, гаейсовидными двуслюдяными гранитами и лейкогранитами, слагающими жилы разной мощности. Калиево-натриевая серия представлена рядом от гранодиоритов до лейкогранитов. Все породы гаейсовидны, катаклазированы и обладают крупновкраплен-никовой структурой. Вкрапленники микроклина и микроклин-пертита достигают 2-3 см, реже -10 см. Калиевая серия представляет собой гра-нодиорит-гранитную ассоциацию с резким преобладанием гранитов. По структурно-текстурным особенностям породы серии идентичны калиево-натриевым гранитоидам. Ультракалиевая серия слагает жилы и эндокон-тактовые части тел калиейых гранитов. Серия включает ряд пород от гранодиоритов до лейкократовых гранитов. Структурно-текстурные особенности разнообразны: встречаются все вариации по гнейсовидности и размеру зерен.

В описываемой последовательности серий происходит постепенное увеличение общей щелочности пород исключительно за счет роста К2О (содержания №^0 при этом падают). В этом же направлении понижаются

содержания фемических компонентов. Для всех гранитоидов характерен плюмазитовый уклон, что подтверждается наличием мусковита и граната.

По редкоэлементному составу породы массива Шонг Чай наиболее близки к палингенным гранитоидам известково-щелочного ряда (по Л.В.Таусону [1977]), отличаясь от них несколько повышенными содержаниями "литофильных" редких элементов.

Внутри каждой серии с ростом кремнекислотности в породах происходит постепенное увеличение содержаний 1л, НЬ, Се, Та, и и падение концентраций Бг, Ва, , Ш', У, ТЬ, легких РЗЭ и Ей. В калиево-натриевой и калиевой сериях эта тенденция выражена наиболее заметно, а в высококалиевой - практически отсутствует. Для гранитоидов натриевой, калиево-натриевой и калиевой серий характерны асимметричные спектры РЗЭ с европиевым минимумом, сходные по форме с наблюдаемыми в постархейских глинистых сланцах. Гранитоиды высококалиевой серии имеют более пологие спектры без европиевого минимума (вместо него присутствует минимум в области средних РЗЭ ), что может свидетельствовать о формировании их в обстановке более высокого химического потенциала кислорода.

Биотиты являются почти единственными темноцветными минералами в гранитоидах Шонг Чай. Они характеризуются невысокой ^=59-66,9%) железистостью, повышенными содержаниями Т1О2, имеют повышенные концентрации фтора (1,0-1,28 мас.%), и близфоновые хлора (0,01-0,09 мас.%).

На диаграмме Маракушева-Тарарина большинство биотитов попадают в область гранитов нормальной щелочности, а биотиты гранитоидов высококалиевой серии - в область субщелочных.

Анализ мусковитов из гранитоидов калиево-натриевой и высококалиевой серий показал, что в первой из них мусковит имеет магматический генезис, а во второй - является вторичным.

Результаты изотопных исследований. ИЬ-Яг-изохрона, построенная по валовым пробам калиево-натриевой и калиевой серий (5 проб) имеет параметры: Т=465±34 млн лет, (875г/865г)0 = 0,71472±13. и обнаруживает сильную расшатанность (СКВО=15,1). Минеральные изохроны, построенные по парам (вал-биотит, вал-мусковит) даю г возраст 200-215 и 295-305 млн лет, указывая на рубежи постмагматического преобразования гнейсогранитов. Еще более широкий спектр возрастов (186-230 млн лет -для биотитов и 144-101 млн лет - для калишпатов) дают К-Аг- определения.

Возраст, определенный и-РЬ- изотопным методом по "экзогенной" модели с привязкой ко времени вторичного преобразования цирконов Т = 200 млн лет и Т = 300 или лет (оценки возраста -Бг- и К-Аг-методами по слюдам), составил 464+12 и 452±41 млн лет для разных фракций. Хорошая согласованность полученных оценок с ЯЬ-Бг-изотопным возрастом (465±34 млн лет, валовые пробы) позволят принять ордовикский рубеж за время кристаллизации гранитов комплекса Шонг Чай.

Расчеты первичных отношений 143Ш/144Ш показали, что все породы массива имеют значения е^кО (от -4 до -5,5). С учетом высокого первичного отношения изотопов 5г (0,71472+13), это свидетельствует о коровой природе гранитоидов. Модельный возраст субстрата Тм^СНиИ) составляет 0,85-1,0 млрд. лет по одностадийной модели [Фор, 1989] и 0,90-1,25 млрд лет - по двухстадийной [1ле\у, Но1тпап, 1988].

Глава 3. Высокоглиноземистые граниты индосинийского

тектономагматического цикла

Комплексы Хайван и Пиа Биок. Геологическая позиция высокоглиноземистых гранитов в Северном (комплекс Пиа Биок) и в Центральном (комплекс Хайван) Вьетнаме одинакова. Они слагают дискордантные интрузивы площадью от 40-50 до 300-400 км2, прорывающие палеозой-ско-раннемезозойские толщи. В состав комплексов Хайван и Пиа Биок входит более 40 массивов, имеющих сходное строение. Это многофазные интрузивы, главный объем которых сложен адамеллит-гранитной группой пород. Последовательность формирования пород всегда гомодромная.

Массив Хайван расположен в северном складчатом обрамлении выступа Контум. Он представляет грубо плитообразное тело (5=350 км2), приуроченное к границе между докембрийским кристаллическим фундаментом (Контум) и палеозойским чехлом. Контакты с рамой - резкие, интрузивные. Внутреннее строение массива (от ранних к поздним): 1-я фаза - мелко-среднезернистые, равномернозернистые биотитовые гра-нодиориты и адамеллиты, 2-я фаза (ГФ) - средне-крупнозернистые биотитовые и двуслюдяные адамеллиты и граниты, 3-я фаза - крупнозернистые, неравномернозернистые двуслюдяные лейкограниты. Аплиты и пегматиты развиты скудно. Общей петрографической особенностью является наличие кордиерита или пенитовых псевдоморфоз (от 1-2 до 3-5%). В лейко-кратовых разностях присутствует фанат. Плагиоклаз отвечает олигоклазу,

иногда с резорбированными ядрами андезин-лабрадора. Структуры - ги-пидиоморфные, с идиоморфизмом плагиоклаза и биотита по отношению к кварцу и микроклину. Биотит по составу отвечает сидерофшшиту. Ак-цессории - апатит, ильменит, циркон, монацит и турмалин.

Массив Там Тао, расположенный в Северном Вьетнаме на границе зон Сонг Ло и Сонг Хием, сложен преимущественно среднезернистыми биотитовыми гранодиоритами с эпизодическим гранатом и турмалином. Крупнозернистые граниты и лейкограниты поздней фазы слагают мелкие пластообразные тела.

Комплекс Бана. В состав комплекса включены редкометалльные оловоносные гранитные массивы Центрального Вьетнама (Бана, Чами, Нгоак Лоак и др.), ранее относившиеся к палеогеновому комплексу Бан Чиенг [Хоанг Чунг и др., 1980].

Массив Бана слагает одноименную гору в непосредственной близости от вышеописанного массива Хайван. Это шток (8= 30 км2) с резкими интрузивными контактами и отчетливым ореолом роговиков. В зндокон-тактовой зоне открыт ряд оловянных кварцево-жильно-грейзеновых рудо-проявлений.

Главная (первая) фаза представлена порфировидными биотитовыми гранитами и лейкогранитами. Во вкрапленниках (20-30%) присутствует кислый плагиоклаз, реже - ортоклаз. Мелкозернистая основная масса отвечает биотитовому граниту. Ярко-красный биотит (Г=77-80%) является единственным темноцветным минералом (8-10%). Акцессорные минералы - апатит, циркон, ильменит. Эти граниты прорваны среднезернистыми биотитовыми лейкогранитами, близкими по минеральному составу, но имеющими пониженные содержания биотита (3-5%). Структура пород более равномерно- и крупнозернистая. Первично-магматический мусковит отсутствует как в лейкогранитах, так и в гранитах главной фазы.

Массив Чами расположен в северной части выступа Контум. Он представляет собой слабоэродированный шток, вытянутый в северовосточном направлении (8 = 8 км2). Контакты с вмещающими гнейсами резкие, интрузивные. Массив сложен однородными по структуре мелкозернистыми мусковит-биотитовыми лейкогранитами. Ярко-красный биотит ^=75%) и мусковит образуют равноидиоморфные структурные ансамбли. Среди акцессорных минералов наряду с апатитом, цирконом, ильменитом отмечаются резко повышенные содержания касситерита (до 400 г/т).

Вариации химического состава гранитоидов. На диаграмме Дебона-- Ле Форта точки составов пород комплексов Хайван, Пиа Биок и Бана

попадают в область адамеллитов и гранитов, причем поля разных комплексов полностью перекрываются. Однако породы комплексов Хайван и Пиа Биок обнаруживают систематический уклон в сторону известково-щелочных и низкощелочных разностей, а граниты комплекса Бана - в сторону промежуточных с субщелочными составов.

По редкоэлементному составу гранитоиды комплексов Хайван и Пиа Биок сходны с палингенными гранитоидами известково-щелочного типа (по Л.В.Таусону [1977]). Для пород массива Хайван характерно увеличение от ранних фаз к поздним содержаний литофильных компонентов (1л, Се, Ве, КЬ). Концентрации 5г и Ва не обнаруживают направленных трендов изменений. Содержания Ш, У, Тл и Та растут от гранодио-ритов к гранитам, а в жильных породах - падают. Торий ведет себя прямо противоположным образом.

Гранитоиды массива Хайван имеют асимметричные спектры РЗЭ с отчетливо выраженным минимумом по европию, сходные со спектрами постархейских глинистых сланцев, отличаясь от последних повышенными в 1,5-2 раза содержаниями лантаноидов, особенно иттриевой группы. От ранних фаз к поздним происходит постепенное падение содержаний РЗЭ и углубление европиевого минимума. Породы массива Там Тао по редко-элементному составу сходны с гранодиоритами Хайван.

Граниты комплекса Бана обладают повышенными содержаниями 1д (до 100 г/т) и ЯЬ (до 500 г/т), пониженными - 5г и Ва, отвечая среднему составу гранитоидов редкометалльно-плюмазитового геохимического типа. Для них характерны слабо асимметричные спектры РЗЭ с ярко выраженным европиевым минимумом, сходные с наблюдаемыми в редкоме-талльных гранитоидах Монголии, Забайкалья и Памира [Коваленко и др., 1983; Козлов, 1985; Владимиров и др., 1990].

В биотитах массива Хайван от ранних интрузивных фаз к поздним наблюдается рост железистости от 57,8 до 76,6% при постоянном уровне глиноземистости (1=26,2-26,8%). Этй может свидетельствовать о кристаллизации расплава при резком снижении температуры и практически постоянном потенциале калия.

Биотиты из гранитов массива Бана характеризуются более высокой железистостыо и меньшей глиноземистостью (1=76,6-80,5%; 1=22,2-24,8%), при близких концентрациях ТЮг- Вероятнее всего, они кристаллизовались из более низкотемпературных, но более щелочных расплавов. Это согласуется с субщелочным уклоном петрохимического состава гранитов Бана. Для биотитов массива Хайван характерны умеренные концентрации И (0,77-0,94 мас.%) и близфоновые - С1 (0,03-0,08 мас.%).

Биотиты из гранитов массива Бана имеют более высокие концентрации F (0,92-2,00 мас.%) и особенно С1 (0,11-0,37 мас.%). По содержанию хлора они приближаются к биотитам габбро-сиенит-гранитных формаций Урала и гипабиссальным гранитоидам Приморья [Бушляков, Холодов, 1986].

Результаты изотопных исследований. Проведенные Rb-Sr- изотопные исследования показали, что гранитоиды массива Хайван по валовым пробам не отвечают изохронной зависимости. По паре "вал-биотит" получен средне-позднетриасовый возраст (Т=236±4,6 млн лет; (87Sr/86Sr)0= =0,73314+41). Высокотемпературная ступень Ar-Ar-возрастного спектра имеет Т=233±3,7 млн лет, что совпадает с Rb-Sr- датой (в пределах аналитической ошибки). Таким образом, кристаллизация гранитоидов массива Хайван действительно происходила в среднем-позднем триасе (230240 млн лет).

Для гранитов массива Бана Rb-Sr изохрона, построенная по двум валовым пробам и биотитовой монофракции имеет параметры Т=206±4,2 млн лет, (87Sr/86Sr)o=0,73051+84, совпадая с возрастом, определенным ArAr методом по биотиту. Для гранитов массива Чами установлен Rb-Sr-изотопный возраст по паре "вал-биотит":(Т=213+4,1 млн лет, (87Sr/86Sr)o=0,72810+64.

Обращают на себя внимание высокие первичные отношения изотопов стронция. С учетом низких значений параметра E(Nd)t (<-10 для комплекса Хайван и <-8 для комплекса Бана) этот факт свидетельствует о коровой природе гранитоидов. Модельный возраст TNd(CHUR), рассчитанный по одностадийной модели [Фор, 1990], составляет для гранитоидов массива Хайван 1,2-1,45 млрд лет, а для гранитов массива Бана - 1,21,48 млрд лет. Возраст, оцененный по двухстадийной модели составляет 1,4-1,8 млрд лет для массива Хайван и 1,5-2,1 млрд лет для комплекса Бана. Таким образом, формирование раннемезозойских высокоглиноземистых гранитоидов Вьетнама происходило за счет континентальной коры ранне-среднепротерозойского возраста. Смещение изотопных меток Nd и Sr гранитов комплекса Бана в сторону мантийного источника, вероятнее всего, связано с присутствием плюмового компонента, который и был ответственен за повышенную редкометалльность гранитов комплекса Бана и высокие содержания хлора в магматогенном флюиде.

Глава 4. ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫЕ ГРАНИТЫ ПОЗДНЕКИММЕРИЙСКОГО ТЕКТОНОМАГМАТИЧЕСКОГО ЦИКЛА

Комплекс Каиа (Камлн) Эталонный массив Кана расположен в прибрежной полосе зоны Далат. Шток Кана сложен средне-крупнозернистыми порфировидными гранитами. Во вкрапленниках (20 -50 %) кварц и кислый плагиоклаз, реже калиевый полевой шпат. Мат-рикс породы сложен кварц-полевошпатовым агрегатом, для которого характерен идиоморфизм плагиоклаза по отношению к другим минералам. Темноцветный минерал - коричневый биотит ((' = 76,3 %). Его содержание варьирует от 1-2 до 5-6 %. Первично-магматический мусковит отсутствует. Акцессорные минералы - апатит, циркон, иногда ортит.

Аплиты, слагающие единичные дайки, представляют собой топко-зернистые скуднопорфировые породы светлой окраски. Во вкрапленниках (5-20 %) отмечается кварц, реже калишпат. В единственном случае зафиксирован топаз, что указывает на повышенную фтористость остаточных расплавов. Лейсты биотита (< 1-2 %) приурочены к основной микрогранитной массе.

Массив Санта Мария находится в 15-20 км южнее города Баолок. Граниты прорывают верхнеюрско-раннемеловую толщу вулканитов, а сами перекрыты неогеновыми конгломератами и неоген-четвертичными базальтами. Главный объем массива сложен крурнозернистыми порфировидными биотитовыми гранитами и лейкогранитами, которые прорваны единичными жилами аплитов. Породы ГФ массива Санта Мария отличаются от гранитов массива Кана более грубозернистым строением при том же видовом минеральном составе. Структура пород - порфировидная, во вкрапленниках - кварц и плагиоклаз. Калиевый полевой шпат приурочен только к основной массе. Содержание биотита (Г = 82,2 %) выше, чем в массиве Кана и составляет 5-8 %. Структуры основной массы - гипидио-морфные.

Массив Чаймат расположен в окрестностях г. Далат. Он представляет собой шток площадью 1-1,5 км2. Главная фаза представлена средне-зернистыми, равномернозернистыми биотитовыми лейкогранитами, по структурно-минеральным особенностям несколько отличными от вышеописанных массивов. Содержание биотита - до 1-2 %, зерна его имеют ярко-красную окраску характерную для типичных высокоглинозе-

мистых гранитов [Изох, 1965]. Акцессорные минералы - циркон, апатит, иногда сфен.

Комплекс Пиа Оак (Северный Вьетнам). В состав комплекса входят небольшие массивы оловоносных гранитов, сосредоточенные в северо-восточной части Бак Бао. Эталонный массив Пиа Оак расположен западнее пос. Нгуйен Бинь. Он имеет штокообразную форму и сложен средне-крупнозернистыми порфировидными двуслюдяными лейкограни-тами. Вкрапленники микроклина достигают 2-3 см, кварца - 1-2 см. Породы обогащены слюдами (до 8-10 %), мусковит преобладает над биотитом. Структуры пород - гипидиоморфные. Акцессории - циркон, монацит, ильменит.

Петрохимические вариации гранитов, связь с минеральным составом. Сравнительный анализ показывает, что в химическом составе гранитов комплексов Кана и Пиа Оак имеются существенные различия. Так, породы комплекса Кана являются промежуточными между пересыщенными глиноземом и метаглиноземистыми, а комплекс Пиа Оак сложен типичными высокоглиноземистыми гранитами. По содержанию щелочей породы комплекса Пиа Оак отвечают гранитам и лейкогранитам нормальной щелочности, в то время, как породы комплекса Кана смещены в сторону субщелочных гранитов и лейкогранитов. На диаграмме Дебона-Ле Форта граниты Пиа Оак попадают в поле существенно мусковитовых гранитов, а породы комплекса Кана - в поле биотитовых и биотит-амфиболовых гранитов. Таким образом, граниты комплекса Пиа Оак отвечают типичным высокоглиноземистым гранитам. Комплекс Кана гете-рогенен по петрохимическому составу. Наиболее "зрелыми" являются здесь граниты массива Чаймат, наименее - массива Санта Мария.

Биотиты из гранитов комплекса Кана характеризуются относительно низкими содержаниями AI2O3 (13,3-16,8 мас.%), повышенными ТЮг, FeO и MgO. Биотиты массива Пиа Оак характеризуются более высокими содержаниями А^Оз, Na20, более низкими - ТЮ2, FeO, MgO, что свидетельствует о более низких температурах кристаллизации и высокой роли летучих в расплаве. На диаграмме в координатах "1-f" составы биотитов отвечает температурам кристаллизации расплавов приблизительно 750 °С для гранитов массива Кана, 650-700 °С для гранитов массива Чаймат и Санта Мария и Пиа Оак. Согласно этой же диаграмме, можно сказать, что кристаллизация гранитов массива Кана и Санта Мария проходила при более высоком химическом потенциале калия, чем гранитов массива Чаймат.

Биотиты комплекса Кана имеют повышенные содержания фтора (1,5-2,2 мае. %) и особенно хлора (0,18-0,57 мае. %). Для биотитов мас-

сива Пиа Оак характерна более высокая фтористость (2,86-3,73 мае. %) и крайне низкая хлористость (0,02-0,04 мае. %).

Мусковиты из гранитов массива Пиа Оак обогащены фтором (1,932,80 мае. °1о) при полном отсутствии хлора. По составу они отвечают мусковитам первично-магматического генезиса.

Анализ геохимического состава пород показал, что из рассматриваемых массивов, только Пиа Оак сложен гранитами редкометалльно-плюмазитового типа (по Л.В.Таусону). Эти граниты характеризуются высокими содержаниями 1л (420-580 г/т), Ве (7,5-26 г/т), резко повышенными КЬ и Се. Граниты комплекса Кана, напротив, тяготеют к составам толеитовой континентальной и (или) островодужной геохимических серий.

В целом для гранитов комплекса Кана характерны близкие к симметричным спектры РЗЭ, с превышением хондритового уровня в 70 - 100 раз, и отчетливым европиевым минимумом. Каждый массив характеризуется своими особенностями редкоэлементного состава. Так лейкограниты массива Санта Мария имеют резко повышенные содержания когерентных элементов (¿т - до 240, У - до 80, Сг - до 440, Ва - до 375, 5г - до 158 г/т) и пониженный уровень накопления литофилышх элементов, а породы массива Чаймат - минимальные среди всех массивов комплекса концентрации щелочноземельных редких металлов (Бг и Ва), сопоставимые с гранитами Пиа Оак.

Следует подчеркнуть, что по уровню накопления литофилышх редких элементов граниты массива Чаймат следует отнести к редкометалль-но-плгомазитовому геохимическому типу. Однако, обладая всеми чертами редкометалльно-плюмазитовых гранитов, граниты массива Чаймат имеют аномально высокие концентрации сидерофильных элементов (Сг, V, №). Эта особенность коррелируется с их специфическим флюидным режимом кристаллизации (аномально высокий хлор при "редкометалльном" уровне фтора). Эта особенность характерна и для других массивов комплекса Кана.

Граниты комплекса Пиа Оак имеют асимметричные спектры РЗЭ с глубоким европиевым минимумом. По содержаниям легких РЗЭ они резко отличаются от "стандартных" анатектических Б-гранитов и близки к редкометалльно-плюмазитовым гранитам Монголии [Коваленко и др., 1983], Забайкалья [Козлов, 1985] и Памира [Владимиров и др., 1991]. Их главное отличие - в меньшей глубине европиевого минимума.

Результаты изотопных исследований. При ШкЗг- изотопном исследовании гранитов Пиа Оак получена изохрона по валовым пробам,

мусковиту и биотиту. Ее параметры Т=83,5 + 6,2 млн лет, (87Sr/86Sr)0= = 0,73134±56, СКВО=9,85. Полученная дата хорошо согласуется с К-Аг-определением по мусковиту (Т=90,3 млн лет) и Ar-Ar-изотопным возрастом (Т=89,7±1,8 млн лет). Для гранитов массивов Кана изохрона, построенная по валовым пробам (4 экспериментальные точки) имеет параметры: Т=87,2±5,4 млн лет, (87Sr/86Sr)o=0,70626±21, СКВО=6,8. Для остальных массивов (Санта Мария, Чаймат) оценки возраста проведены на основе пар "вал - биотит". Возраст массива Чаймат оказался близким к возрасту массива Кана (в пределах ошибки), а массива Санта Мария - несколько более древним (Т = 93,3 + 1,5 млн лет).

Граниты комплексов Пиа Оак и Кана резко отличаются по изотопному составу Sr и Nd. Так граниты Пиа Оак имеют низкие значения параметра E(Nd)t (< -11). В сочетании с высоким отношением (87Sr/86Sr)o, это свидетельствует о формировании за счет субстратов зрелой континентальной коры. Граниты комплекса Кана имеют высокие (от -2,6 до -1,5) значения e(Nd)t и низкие - (87Sr/86Sr)o, что свидетельствует о формировании за счет мантийного источника или незрелой (островодужной) коры.

Модельный возраст субстрата TN(J(CHUR) для гранитоидов Пиа Оак составляет 1,64 млрд лет, а для комплекса Кана - 0,37-0,44 млрд. лет. Таким образом, граниты комплекса Пиа Оак образованы за счет субстратов зрелой континентальной коры с возрастом не менее 1,64 млрд лет. Для гранитов комплекса Кана наиболее вероятным представляется образование за счет материала мантии или "незрелой" коры, значительно более молодой, чем для гранитоидов Северного Вьетнама. Процесс образования гранитов Кана был, по-видимому, весьма сложным и представлял собой комбинацию различных петрогенетических механизмов. Один из наиболее приемлемых вариантов их петрогенезиса - контаминация коро-вым материалом (в различных пропорциях) в промежуточных камерах глубоких дифференциатов щелочно-базальтовых расплавов.

Глава 5. ТИПИЗАЦИЯ ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫХ ГРАНИТОВ ВЬЕТНАМА ПО СОСТАВУ, ГЕНЕЗИСУ И ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ПОЗИЦИИ

В течение 1960-1990 гг. было предложено не менее двух десятков классификаций гранитоидов. Сравнительный анализ наиболее важных из них [Э.П.Изох,1965; Didier, Lameyre, 1969; Chappell, White, 1974; Л.В.Таусон, 1977; Le Fort, 1981; Barbarin, 1990] позволяет выделить четыре типа высокоглиноземистых гранитоидов: Sa - автохтонные плюмази-

товые гранитоиды (Центрально-Французский тип), Sg - интрузивные дву-слюдяиые лейкограниты (Гималайский тип), Sp - интрузивные палинген-ные граниты (Герцинский или Западно-Европейский тип), Srm - редкоме-талльные шномазитовые граниты (Забайкальский тип). В скобках указаны эталонные петротипические провинции, для которых имеется - наиболее полная информация по выделенному генетическому типу гранитоидов. Диагностические признаки первых трех типов описаны в работе [Barbarin, 1990], а редкометалльно-плюмазитовых гранитов - в [Коваленко, 1977; Коваленко и др., 1983; Tâycon, 1977; Козлов, 1985].

Анализ фактического материала позволяет. установить, что высокоглиноземистые граннтоиды комплекса Шонг Чай отвечают Sa-muny, комплексов Хайван и Пиа Биок - Sp-muny, а комплексов Бана, Кана и Пиа Оак - Srm-muny. Рассмотрим происхождение выделенных типов по источникам магмогенерации.

Реконструкция субстратов и процессов их плавления производилась с учетом данных экспериментов по частичному плавлению различных субстратов [Douce, Jonston, 1990; Skjell, Jonston, 1992; Skjell, Douce, Jonston, 1993]. Расчеты проводились для условий равновесного плавления, описанных в [Arth, Hanson, 1975], с использованием рекомендаций [Arth, 1976]. При моделировании процессов с низкими степенями плавления использованы KD для расплавов с содержаниями SiÛ2>71% [Nash, Créerait, 1985]. При степенях плавления > 50%, - Kd для риолитов с содержаниями Si02 = 69-71% [Arth, 1976; Hanson, 1978].

Массив Шонг Чай. Изотопные данные свидетельствуют, что все гранитоиды массива Шонг Чай образовались из одного корового субстрата. Расчеты показали, что расплавы, по редкоземельному составу отвечающие гранодиоритам различных серий массива Шонг Чай могли образоваться за счет постепенного повышения степеней плавления (от 55% для натриевой серии до 78% для калиевой) одного и того же субстрата (высокоглиноземистых постархейских граувакк [Bhatia, 1983]) при близком составе реститовых парагенезисов. Гранодиориты высококалиевой серии, резко отличные по редкоземельному составу, не могут быть получены из этого субстрата. Подчеркнем, что последовательная генерация гранитоидов Шонг Чай невозможна без привноса калия в магмообразую-щий субстрат на фоне его прогрессивного плавления. Следовательно, можно предположить палингенно-метасоматическое происхождение гранитоидов этого комплекса.

Суммируя все фактические материалы, можно отметить, что в формировании массива Шонг Чай участвовало три существенно автономных

ассоциации (от ранних к поздним): 1) натриевые гранит-лейкограниты, выплавление которых могло произойти за счет метаграувакковых толщ, а внедрение происходило одновременно с коллизионной складчатостью; 2) калиево-натриевые и калиевые гранитоиды, становление которых произошло с некоторым опозданием во времени, но в тот же этап складчатости; 3) ультракалиевые гранитоиды, имеющие петрохимический состав, отклоняющийся от эвтектического. Отсутствие в их спектрах европиевого минимума указывает на резкую смену окислительно-восстановительного режима. По-видимому, граниты ультракалиевого типа были оторваны по возрасту от предшествующих породных групп.

Массивы Хайван и Бана имеют незначительную разницу в возрасте и тесно совмещены в пространстве. Они относятся к разным геохимическим типам: граниты Бана - редкометалльные, а гранитоиды Хайван - па-лингенные (Srm- и Sp-типы, соответственно). При этом гранитоиды комплекса Хайван отличаются от пород массива Шонг Чай пониженными содержаниями РЗЭ. Учитывая их петрохимический и редкоэлементный состав, приходится предполагать, что формирование гранитоидов Хайван и Шонг Чай происходило за счет разных источников. К этому выводу приводит и анализ изотопных отношений Nd, поскольку на позднетриа-совое время породы Шонг Чай имели более высокие значения параметра E(Nd), чем гранитоиды комплексов Хайван и Бана.

Судя по редкоэлементному составу пород, субстрат гранитоидов Хайван был обеднен РЗЭ не только относительно субстрата Шонг Чай, но и относительно постархейских глинистых сланцев, что может быть связано с примесью более древних (архейских) метапелитов, имеющих пониженные содержания РЗЭ [Тейлор, Мак-Леннан, 1988]. Это не противоречит модельным оценкам возраста для субстрата гранитоидов массива Хайван (1,45 млрд лет).

Дня проверки корректности этого предположения рассчитана модель частичного плавления "среднего корового" субстрата, имеющего содержания РЗЭ промежуточные между постархейскими глинистыми сланцами и архейскими метапелитами. Расчеты показали, что при степени плавления подобного субстрата около 55% редкоземельный состав генерируемого расплава будет близок к гранитоидам Хайван.

Граниты комплекса Бана имеет близэвтектический состав и обогащены относительно пород массива Хайван как легкими, так и тяжелыми лантаноидами. Поскольку при низких степенях плавления КоРЗЭ существенно выше, чем при высоких [Nash, Créerait, 1985], в случае "чисто" анатектического происхождения гранитов Бана их субстрат должен иметь

аномально высокие содержания РЗЭ (в 300-500 раз выше хондритовых). Метапелитовые субстраты с подобным редкоземельным составом не известны. Естественно, что образование гранитов Бана чисто анатектиче-ским путем за счет субстратов, сходных с предполагаемыми для гранито-идов комплекса Хайваи, невозможно. В то же время особенности изотоп-нош состава гранитоидов Бана могут служить свидетельством их корово-мантийного происхождения. С этим выводом согласуется, в частности, повышенная хлористость биотитов.

Для гранитов массива Пиа Оак характерны пониженные содержания всех РЗЭ и наличие глубокого европиевого минимума, что не противоречит образованию за счет низких степеней плавления метапелитов. Однако расчеты показывают, что даже при крайне низких степенях плавления метапелитового источника, обедненного РЗЭ, генерация редкоме-талльно-гранитных расплавов, отвечающих гранитам Пиа Оак представляется невозможной.

Для гранитов комплекса Кана рассматривать механизмы происхождения за счет коровых "зрелых" субстратов не имеет смысла. Для выявления источников генерации этих расплавов необходимы дальнейшие исследования.

Основные выводы. Высокоглиноземистые гранитоиды Вьетнама относятся к трем генетическим типам (8а, Яр 8П1,-типы). Первые два типа являются индикаторными для раинеколлизионных геодинамических об-становок, третий - внутриплитный, образовавшийся на тафрогенной стадии коллизионного или субдукционного орогенеза. Во Вьетнаме отсутствуют лейкограниты Гималайского типа ^-граниты), зато обнаружен специфический тип редкометалльных гранитов с корово-мантийными изотопными характеристиками.

Оценка наиболее вероятного состава магмогенерирующих субстратов позволяет считать, что только гранитоиды комплексов Хайван и Пиа Биок могли образоваться "чисто" анатектическим путем за счет коровою источника.

Для объяснения особенностей состава высокоглиноземистых гранитов комплекса Шонг Чай требуется допустить привнос интрателлуриче-ского калия в субстрат, состав которого, вероятнее всего, отвечал высокоглиноземистым метаграуваккам.

Редкометалльные плюмазитовые граниты комплексов Пиа Оак и Бана требуют специфических субстратов, обогащенных литофильными элементами и летучими. Предполагается, что здесь существенную роль играл интрателлурический привнос этих компонентов, а по степени коро-

во-мантийного взаимодействия редкометалльные граниты должны рассматриваться как породы смешанного источника.

Особенности изотопно-геохимического состава редкометалльных плюмазиговых гранитов комплекса Кана являются примером активной роли мантии в гранитообразовании. Эти граниты имеют корово-мантийные изотопные отношения Бг и N(1, содержат аномальные концентрации халькофильных элементов (Сг, V, N1, Со), а также аномальные концентрации хлора в биотитах.

Заключение

По содержанию соответствует защищаемым положениям.

Список РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. О некоторых типах магматических формаций и Вьетнаме // Научные доклады НЦНИ СРВ // Ханой, 1982 № 2, с. 20-28. Соавторы - Чан Куок Хунг, Чан Чонг Хоа, Хоанг Хыу Тхань, Ву Ван Ван, Нго Тхи Фыонг, Буй Ан Нъен (на вьетнамском языке).

2. О некоторых палеозойских гранитоидных образованиях в зонах Чыонг Шон и Северо-Запада Вьетнама // Науки о Земле. Ханой, 1982, С. 705-714. Соавторы - Чан Куок Хунг, Чан Чонг Хоа, Хоанг Хыу Тхань, Ву Ван Ван и Нго Тхи Фыонг (на вьетнамском языке).

3. Геологические и петрохпмические характеристики гранитои-дов комплекса Диенбиен // Вопросы петрологии и полезных ископаемых. Ханой, 1984, с. 43-53. Соавторы - Чан Куок Хунг, Чан Чонг Хоа, Ву Ван Ван, Хоанг Хыу Тхань (на вьетнамском языке).

4. Вопросы петрологии и полезных ископаемых некоторых магматических комплексов в Северном Вьетнаме. Итоговый отчет по государственной теме// Ханой, 1986. Гос. архив. Соавторы - Чан Куок Хунг, Чан Чонг Хоа, Нго Тхи Фыонг, Хоанг Хыу Тхань, Буй Ан Нъен, Нгуен Вьет И (на вьетнамском языке).

5. Геолого-петрографическая карта района Шонг Ба 1:200000// Ханой 1985. Соавторы - Нгуен Вьен И, Нго Тхи Фыонг, Буй Ан Нъен, Нгуен Куок Тханг (на вьетнамском языке).

6. Особенности распределения рудных элементов в оловоносных гранитондах Вьетнама // Тезисы доклада к симпозиуму "Науки о Земле". Ханой 1991, с. 20. Соавторы - Нгуен Вьен И, Ву Ван Ван, Чан Чонг Хоа, Нго Тхи Фыонг, Хоанг Хыу Тхань, Чан Куок Хунг, Буй Ан Нъен, Хоанг Вьет Ханг (на вьетнамском языке).

7. Геологическая позиция и особенности состава среднепалеозой-ских гранитогнейсов комплекса Шонг Чай (Северный Вьетнам): вклад в коллизионную тектонику Юго-Восточной Азии Н "Магматизм и геодинамика". Материалы Гго Всероссийского петрографического совещания. Кн. 1. Уфа, 1995, с. 43-46. Соавторы А.Г.Владимиров, А.П.Пономарева, С.Н.Руднев, В.А.Пономарчук, Е.В.Бибикова, Д.З.Журавлев.

8. Геохимическая типизация и геодинамические обстановки формирования позднемезозойских редкометалльно-плюмазитовых гранитов Вьетнама // Магматизм и геодинамика. Материалы Гго Всероссийского петрографического совещания. Кн. 4. Уфа, 1995, с. 43-44. Соавторы:

А.Г.Владимиров, С.Н.Руднев, Н.Н.Крук, В.А.Пономарчук, Е.В.Бибикова, Д.З.Журавлев.

9. Массив Шонг Чай (Северный Вьетнам): Тектоническое положение, изотопные данные (K-Ar, Rb-Sr, U-Pb, Sm-Nd) и петрогенезис П

Геология и геофизика, 1996. Соавторы - А.П.Пономарева,

A.Г.Владимиров, Чан Тат Тханг, Н.Н.Крук, С.Н.Руднев, Д.З.Журавлев,

B.А.Пономарчук (в печати).

10. Условия формирования гранитов из массивов Хайван, Бана по данным о содержании редких элементов и изотопных характеристиках II Науки о Земле. Ханой, № 4, 1995. Соавторы - А.Г.Владимиров, Чан Чонг Хоа (в печати).

11. Биотиты мезозой-кайнозойских высокоглиноземистых грани-товдов Вьетнама и их индикаторные признаки // Науки о Земле, Ханой, № 4, 1995 (в печати). Соавторы - А.Г.Владимиров, Чан Чонг Хоа, Чан Туан Ань (в печати).