Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ МЕТАЛЛОГЕНИЯ УДОКАН-ЧИНЕЙСКОГО РУДНОГО РАЙОНА (СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)

ВАК РФ 04.00.00, Геолого-минералогические науки

Автореферат диссертации по теме "ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ МЕТАЛЛОГЕНИЯ УДОКАН-ЧИНЕЙСКОГО РУДНОГО РАЙОНА (СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)"

На правах рукописи

-ОІГ-

ГОНГАЛЬСКИИ Бронислав Иосифович

ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ МЕТАЛЛОГЕНИЯ УДОКАН-ЧИНЕЙСКОГО РУДНОГО РАЙОНА (СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)

Специальность 25.00.11 - геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых; минерагения

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

- 1 НОЯ 2012

Москва - 2012 г.

005054230

Работа выполнена в Ордена Трудового Красного Знамени Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук (ИГЕМ РАН)

Официальные оппоненты:

ЕРЕМИН Николай Иосифович, член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук, профессор кафедры геологии и геохимии полезных ископаемых МГУ

ЧЕРНЫШОВ Николай Михайлович,

член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук, профессор, заведующий кафедрой минералогии и петрологии ВГУ

БЫХОВСКИИ Лев Залманович, доктор геолого-минералогических наук, заведующий отделом геолого-экономической и экологической оценки месторождений

вимс

Ведущая организация: Институт геологии и минералогии СО РАН им. B.C. Соболева

Защита состоится 05 декабря 2012 г. в 11.00 в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук (ИГЕМ РАН) по адресу: 119017 Москва, Старомонетнын пер., д. 35

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГЕМ РАН Автореферат разослан 22 октября 2012 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Д 002.122.02 (trm@igem.ru)

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проводимых исследований

Северное Забайкалье является одной из крупнейших металлогенических провинций не только в России, но и в мире. Здесь сосредоточены уникальные месторояедения меди (Удоканское, более 25 млн.т Си), ванадия и титана (Чинейское, прогнозные ресурсы 30 миллиардов тонн руды), тантала и ниобия (Катугинское), а также месторождения других полезных ископаемых (платиновых металлов, серебра, золота, урана и др.). Все они были сформированы в западной части Алданского щита в палеопротерозое -наиболее продуктивной эпохе концентрирования многих металлов, однако условия их образования до сих пор остаются до конца невыясненными. Между тем, установление закономерностей формирования месторождений в пространстве и во времени имеет важное значение не только с позиции обнаружения новых перспективных объектов в Удокан-Чинейском районе, но и играет существенную роль в решении фундаментальной проблемы генезиса крупных и суперкрупных месторождений, которой в последние годы придается большое значение (Kutina, 1988; Rundkvist, Kravchenko, 2001; Додин, 2002; Naldrett, 2004; Сафонов, 2004; Laznichka, 2006; Бортников, 2006; Коваленко и др., 2007; Еремин, 2010; Когарко, 2010).

Расслоенные ультрабазит-базитовые комплексы нередко рассматриваются как индикаторы древнего плюмового магматизма (Ernst, 2007; Рябчиков, 2003; Добрецов и др., 2011). При этом генезис локализованных в них магматических Cu-Ni и PGE месторождений регулярно обсуждается в литературе (Naldrett, 1996, 2005; Lee, 1996; Lightfoot, Howkesworth, 1997; Barnes et al„ 2000; Kruger et al„ 2000; Дистлер и др., 1988; Дюжиков и др., 1988; Маракушев, 1995; Чернышев, 2004; Лихачев, 2006; Додин и др., 2011), в то время как продукты завершающих этапов эволюции магм рассматриваются значительно реже, что обусловлено значительной вертикальной протяженностью рудно-магматических систем, редко доступной для исследований в полном объеме. В этой связи Удокан-Чинейский район является уникальным, поскольку именно здесь существует возможность изучения сложных рудоносных систем тга всем их протяжении за счет выведенных на поверхность разноглубинных месторождений. Наибольший интерес в теоретическом и прикладном аспектах вызывают месторождения меди и благородных металлов, представленные различными генетическими типами: магматическими рудами в расслоенных массивах - Луктурском, Чинейском (Рудное, Верхнечинейское. Сквозное, Контактовое, Магнитное, Этырко), удаленными от контактов интрузивов сульфидными рудами с признаками осадочно-гидротермального"" происхождения (Удоканское месторождение) и

чисто гидротермальными лотами (Правоингамакитское, Сакинское, Ункурское и др.). Кроме того, в последние годы в расслоенных массивах и в их ближайшем обрамлении выявлены месторождения новых генетических типов: золото-ттлатино-медного (Гонгальский и др., 2007) и редкоземельно-уранового (Макарьев и др., 2009, 2010), для которых также необходимо определить местоположение в общей схеме развития рудообразующего процесса в районе.

Главная цель работы состояла в изучении геологического строения и получении новых минералого-геохимических данных для месторождений Удокан-Чинейского района и разработке модели их формирования.

Задачи исследования включали:

1. Выявление тектонических структур, контролирующих размещение месторождений Удокан-Чинейского района.

2. Изучение петро-геохимических особенностей интрузивных ультрабазит-базитовых массивов с титаномагнетитовым и медно-благороднометальным оруденением и определение их формационной пр инадлежности.

3. Детальное изучение Чинейского массива и его руд как эталонного объекта магматических месторождений Удокан-Чинейского района (исследование внутренней структуры массива, распределения в его пределах главных, редких и рудных элементов; определение условий его кристаллизации).

4. Исследование минералогии и геохимии Удоканского месторождения и его месторождений-спутников (Красное, Ункур, Правоингамакитское и др.).

Фактический материал

Работа базируется на тридцатилетнем изучении автором геологического строения, петрографии, геохимии и минералогии платино-медно-никелевых месторождений и медных месторождений Кодаро-Удоканского района, а также Норильского района (2006-2008 гг.), выполненных в ЧИПР СО РАН (1982-1995 гг.) и ИГЕМ РАН (1995-2012 гг.). В ходе полевых исследований составлялись детальные разрезы интрузивных пород по коренным обнажениям (5.5 км) и глубоким (до 1.5 км) скважинам. Всего задокументировано и опробовано более 50 скважин протяженностью более 15 км. Собранная автором коллекция габброидов чинейского комплекса и пород удоканского карбонатно-терригенного комплекса насчитывает порядка 10 тыс. образцов и дубликатов проб по скважинам Чинейского массива, Удоканского и Правоингамакитского месторождений. В ходе геологических экскурсий автором были собраны представительные коллекции пород и руд из месторождений Бушвельд (ЮАР), Джинчуань (Китай), Садбери (Канада), массивов Прибайкалья, Урала,

Кольского полуострова, материал по которым частично также вошел в диссертацию.

Аналитические работы включали: 1. Рентгенофлуоресцентный анализ -1080 анализов - ЧИПР СО РАН, аналитик Н.С. Балуев; 38 анализов- ИГЕМ РАН, аналитик А.И. Якушев. 2. Метод индуктивно-связанной пипмы: 1) ICP-MS - 48 анализов пород - ИМГРЭ, аналитик Д.З. Журавлев; 2) LA-ICP-MS - 40 анализов стекол пород, 70 - пироксенов, 15 оливинов, Германия, г. Майнц, аналитик Д.В. Кузьмин; 3. Электронно-зондовый макроанализ («Cameca»SX 50 и SX ЮО-ГЕОХИ РАН, Москва - аналитик H.H. Кононкова; JXA 8200 -Институт Химии им. Макса Планка, г. Майнц, аналитик, Д.В. Кузьмин) - 660 -сульфидтгьтх минералов; 4. Электронная микроскопия: (ИЭМ, Некрасов А.Н.; ИГЕМ, Трубкин Н.В.; МГУ, Коротаева H.H.) 5. Исследование стабильных изотопов в породах (О, S) - 50 анализов, ГИН РАН, аналитик Б.Г. Покровский и ЦНИГРИ, аналитик С.Г. Кряжев; 6. Исследование радиогенных изотопов в породах (Sm-Nd, ИГЕМ РАН аналитик Ю.В. Гольцман, U-Pb, ВСЕГЕИ, аналитик А.Н. Тимашков); 7. Определение ЭПГ и Аи в породах и рудах: а) 112 анализов - ИГЕМ, аналитики В.А Сычкова и В.Г. Белоусов; Институт рудообразования, минералогии и геохимии НАНУ (аналитик A.A. Юшин). Определение параметров кристаллизации исходной магмы Чинейского массива было выполнено по программам «Петротип» и «КОМАГМАТ-3.5» при участии A.A. Арискина и Г.С. Николаева (ГЕОХИ).

Научная новизна

1. Впервые выделен Майлавский массив и доказана его принадлежность к чинейскому комплексу на основании геофизических и геолого-петрографических данных, полученных при изучении выходов габброидов, которые ранее были отнесены к первой фазе позднепалеозойского Лурбунского гранитного плутона.

2. Доказано сходство Чинейского, Луктурского и Майлавского массивов на основании петро-геохимических особенностей пород (включая распределение редких элементов и поведение радиогенных изотопов), а также близость титаномагнетитового и сульфидного типов минерализации, в результате чего обоснована принадлежность их к единому чинейскому интрузивному комплексу и разработана модель Удокан-Чинейской рудно-магматической системы.

3. Впервые в строении Чинейского расслоенного массива выделены разновозрастные габброиды (Sm-Nd и U-Pb изотопные исследоваїгия), установлена разноранговая ритмичность, скрытая расслоенность, детально изучено внутренне строение и геохимические особенности пород, а также условия кристаллизации сформировавших его магм.

4. Обнаружен новый типы платиновой минерализации в районе, связанный с гидротермальными кварц-сульфидными жилами Правоингамакитского месторождения.

5. Установлена впервые урановая минерализация в сульфидных рудах Ункурского месторождения.

Защищаемые положения

1. Удокан-Чинейский рудный район представляет собой уникальный металлогенический таксон, в котором совмещены крупные - гигантские месторождения осадочного, гидротермального и магматического происхождения (Удоканское 1'е-Л§-Си; Чинейские Л§-Аи-РОН-Рс-'П-У-Си; Катугинское и-Та-МЬ-гг-ИгН). Изучение геологического строения, изотопных Бт-Ш и и-РЬ (ЭКЕМР-И) систем в породах и цирконах чинейского комплекса позволило установить их принадлежность к палеопротерозою - времени формирования внутрикратонных прогибов (в том числе Кодаро -Удоканского), ультрабазит-базитовых и гранитных массивов.

2. Формирование габбронорит-анортозитового Чинейского массива произошло в результате неоднократных поступлений магм в интрузивную камеру. Основная масса пород образована ферробазальтовыми расплавами с 4-5 мас.% 1^0 при температуре внедрения около 1130°С, давлении 1-1.5 кб и фугитивности кислорода NN010.5. С помощью ЭВМ-моделирования установлено два типа порядка кристаллизации: "магнезиальный", для которого характерна ранняя котектическая кристаллизация оливина с магнетитом (1250"С) и оливина с плагиоклазом; и «высокоглиноземистый", характеризующийся наличием магнетит-плагиоклазовой котектики (12501200°С). Кристаллизационная дифференциация родоначальных магм привела к образованию уникальных по запасам ванадия Бе-Т! вкрапленных, жильных и массивных руд.

3. Завершение кристаллизации габброидов чинейского комплекса сопровождалось концентрированием рудных компонентов и образованием сульфидных руд. Наиболее высокотемпературной (Т=650-550°С) является халькопирит-пирротиновая минерализация в центральных частях массивов, образующая вкрапленность и прожилки в высокотитанистых габброидах. В эндоконтактовых зонах интрузивов кристаллизовались пирит-халькопиритовые и пирротин-халькопиритовые руды (Т=600-500°С), а в их экзоконтактовых частях в терригенных породах - борнит-халькопиритовые и миллерит-халькопиритовые руды (Т<400°С). По мере снижения температуры и изменения химического состава руд происходила эволюция

и их минерального состава, особенно наглядно проявленная в вариациях второстепенных и редких минералов. 4. В сульфидных месторождениях, локализованных в осадочных породах удоканского комплекса, особенно в месторождениях-сателлитах Удокана, существеш1ую роль в рудообразовании играли гидротермальные процессы, в результате деятельности которых сформированы жильные тела кварц-пирит-халькопиритового состава с благороднометальной минерализацией, а также уран-редкометальпые метасоматиты.

Практическая значимость работы Результаты исследований 1982-1992 гт. вошли в производственные отчеты Удоканской экспедиции ПГО «Читагеология», а также в виде глав в отчеты 1989-1993 гг. по программе «Сибирь» СО АН СССР (раздел «Медные руды Удокана»), Часть исследований выполнена в рамках хоздоговоры* работ ИГЕМ РАН с «ГМК «Норильский никель», в которых автор являлся ответственным исполнителем. Автор возглавлял тематические экскурсии на Чинейский массив в 1986 г., а также Удоканское, Апсатское и Чинейские месторождения в рамках металлогенического совещания в г. Новосибирске в 1987 г., участвуя в составлении путеводителя экскурсии. Результаты работ последних лет вошли в отчеты лаборатории рудных месторождений ИГЕМ РАН по базовым тематикам Программам Президиума РАН.

Апробация работы

Результаты исследований опубликованы в 143 работах: 4 монографиях, 23 статьях в реферируемых журналах, в 29 статьях в журналах и сборниках, а также 87 тезисах (га них 34 расширенных), главные из которых приведены в конце автореферата. Они систематически обсуждались на заседаниях лаборатории рудных месторождений ИГЕМ РАН, МГРИ, ЧИПР СО РАН, а также на НТС «ГМК «Норильский никель». Полученные данные и их интерпретация докладывались на многочисленных международных и российских конференциях, в том числе на Всероссийских платиновых совещаниях (Москва, 1992, 2002), IAGOD - 2006, Международных платиновых конгрессах (Москва, 1994; Садбери, 2010), на Международном Европейском союзе геонаук (EGU IX, X, XI, XII в г. Страсбурге, Ницце и Вене с 1999 по 2012 г.), на конференции Societies of Economic Geologists and GSA (r. Йоганнесбург, ЮАР, 2008), на Cu-Ni симпозиуме в Китае (2009 г), на совещаниях «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 1999, 2002, 2004, 2009), конференциях памяти А.Н.Заварицкого, А.Г.Бетехтина, Ф.И.Чухрова, 80-летия ИГЕМ (Москва, ИГЕМ, 2007-2010), на Смирновских Чтениях (МГУ, Москва, 2010), а также на международных и региональных совещаниях в Благовещенске (1991), Чите (2001, 2005, 2011), Хабаровске (2007), Владивостоке (2004), Улан-

Удэ (2007), Иркутске (2011), Новосибирске (2009), Шушенском (1985), Екатеринбурге (2009), Уфе (2002), Пстропавловске-Камчатском (2009), Петрозаводске (2004), Сыктывкаре (2000).

Благода рностн

Автор выражает признательность коллегам, оказавшим содействие в осуществлении полевых работ: геологам Удоканской экспедиции - В.С Чечеткину, И .А. Московцу, К.С Казанову, Н.Г Голевой, М.Ф. Дзюбенко, М.Н. Дэви, Ю. и J1. Сосновских, В.Г. Подгорбунскому; ООО «Востокгеология» - Г.А. Шевчуку, Ю.М. Житову. Автор с благодарностью вспоминает первого руководителя работ чл.-корр. АН СССР Ф.П. Кренделева, возглавлявшего исследования с 1982 по 1987 г. Автор признателен сотрудникам лаборатории магматических формаций ЧИПР СО РАН А.Б. Птицыну, Н.С.Балуеву, Л.Н. Скорнякову, В.Г. Сташевскому, Ф.М. Ступаку, В. Е. Поникаровскому, Г.А. Юргенсону, Л.В. Замане, Л.М. Бадьиной и лаборатории рудных месторождений ИГЕМ РАН - В.Ю. Алексееву, Б. А. Богатыреву, В.В. Викентьеву, A.B. Волкову, Г.Г. Кравченко, Т.М. Злобиной, К.В. Лобанову, В.В Наседкину, М. Г. Сарояну, H.A. Чижовой за дружескую и творческую атмосферу, чл.-корр. РАН A.B. Соболеву за предоставленную возможность проведения аналитических работ. Ряд вопросов образования месторождений обсуждался с академиком Н.Л. Добрецовым, чл.-корр. РАН Г.В. Поляковым, докторами геолого-минералогических наук A.A. Арискиным, П.А. Балыкиным, О.М. Глазуновым, В.В. Золотухиным, А.Э. Изохом, Э.Г. Конниковым, А.П. Кривенко, Н.Д. Толстых, В.И. Черновым, Е.В. Шарковым. Глубокую признательность автор выражает H.A. Криволуцкой за длительное сотрудничество в изучении базитовых рудоносных комплексов. Автор благодарен за постоянный интерес к изучению месторождений Забайкалья координатору программы ОНЗ РАН «Крупные и суперкрупные месторождения стратегических видов минерального сырья» академику Д.В. Рундквисту и заведующему лабораторией рудных месторождений ИГЕМ РАН чл.-корр. РАН Ю.Г. Сафонову.

Структура и объем работы

Диссертация объемом 355 стр. состоит из введения, 6 глав, заключения и приложения, содержит 65 рисунков, 35 таблиц, список литературы из 258 наименований. Первая глава посвящена истории изучения и проблемам геологии Удокан-Чинейского района, вторая — геологическому строению района, третья - оксидным и четвертая сульфидным рудам, в 5 главе охарактеризованы уран-редкоземельные метасоматические руды, а в шестой -условия образования разноформационных месторождений. В приложении содержатся анализы пород и минералов.

Краткие сведения о геологическом строении района

Удокан-Чинейский район расположен в пределах узкого клина западного окончания Алданского щита на юге Сибирской платформы между структурами Байкало-Муйского и Монголо-Охотского поясов (Рыцк и др., 2011). Согласно современным представлениям Сибирский кратон был сформирован к концу палеопротерозоя (2.0-1.8 Ga) и входил в состав суперконтинента Колумбии, в котором в результате аккреционных и коллизионных процесов были собраны почти все части континентальных блоков (Rogers, 1996; Хаин, 2001; Розен, 2001; Rogers, Santosh, 2002; Rozen et al., 1994 и др.). В Канаде с палеопротерозоем связаны медно-никелевые месторождения районов Сьюпириор, Томпсон, Раглан, а также Садбери (1,85 млрд. лет); в Австралии - месторождения оксидных и сульфидных руд районов Хале Крик и Пайп Крик (1,87-1,81 Ga) (Fraser et al., 2007). Близкие по составу месторождения присутствуют и на других континентах (Африка, Китай) и связаны с внутриконтинентальными рифтовыми структурами, возникшими на завершающей стадии формирования суперконтинента (Zhao et al., 2002).

Палеопротерозойская эпоха была высокопродуктивной на железо-серебряно-медные, железо-титан-ванадиевые, платино-медно-никелевые и уран-редкометальные месторождения в мировом масштабе. В России метаплогенической провинцией такого типа является Северное Забайкалье (Геологическое строение..., 2002). Именно здесь сосредоточены суперкрупные запасы минерального сырья: меди, серебра, титана, ванадия, редких металлов. Медные месторождения Удокан-Чинейского района (рис. 1) по суммарным запасам являются уникальными (более 50 млн.т. меди). Главные из них сосредоточены в гидротермально-осадочных халькозин-борнитовых, пирит-халькопиритовых рудах Удоканского месторождения (26 млн.т. Си) и в более мелких месторождениях в осадочных породах (более 12 млн.т. Си), а также в собственно магматических месторождениях Чинейского массива (более 10 млн.т. Си). Обнаружение в последние годы новых типов золото-платино-медных гидротермальных (Гонгальский и др., 2007) и уран-редкоземельно-редкометальных месторождений (Макарьев и др., 2009, 2010) в магматических и осадочных породах существенно расширяет перспективы промышленного освоения этого района.

Основные данные о строении территории Северного Забайкалья были получены в 60-е годы и обобщены в работах (Салоп, 1967; Федоровский, 1972 и др., Глуховский, 1972; Красный, 1980; Геологическое строение..., 2002). В геологическом строении выделяются породы фундамента и чехла. Фундамент представлен архейскими породами чарской серии общей мощностью более 10 тыс. м, сложенной кристаллическими сланцами с редкими прослоями

кальцифиров и мраморов, гнейсами и плагиогнейсами. В ее центральной части выделяются железистые кварциты (Сулуматское месторождение). Представителем позднеархейских зеленокаменных поясов является Олондинский трог, сложенный ортоамфиболитами, метабазальтами, тальк-хлоритовыми сланцами, биотитовыми микрогнейсами, магнетитовыми песчаниками, мраморами (Глуховский, 2009). Возраст метавулканитов трогового комплекса, определенный и-РЬ -методом по циркону равен 3,0-2,9 млрд. лет (Т^тап Л а1., 1992).

К образованиям древнего платформенного чехла относятся карбонатно-терригенные отложения Кодаро-Удоканского, Угуйского, Верхнеханинского и других прогибов, имеющих, как правило, тектонические границы с вмещающими породами. Наиболее крупным из них является Кодаро-Удоканский прогиб (протяженностью около 300 км и шириной 60-70 км, рис. 1). Он выполнен нижнепротерозойскими терригенно-карбонатными породами удоканского комплекса мощностью 11-14 км, расчленяющимися на три серии (макроритмы): кодарскую, чинейскую и кеменскую (Салоп, 1964; Кренделев и др., 1983; Бурмистров, 1990; Володин и др., 1994; Чечеткин и др., 2000). В пределах макроритмов наблюдается постепенная смена морских отложений континентальными во времени. Породы удоканского комплекса подразделяются на 11 свит, в составе которых наряду с терригенными присутствуют и карбонатные образования. Меденосные горизонты установлены во всех трех сериях, но доминируют в самой верхней из них -кеменской (талаканская, сакуканская, намингинская свиты), где в сакуканской свиге расположен главный медный горизонт Удоканского месторождения, в талаканской свите локализованы месторождения Ункур, Бурпала. В средней, чинейской, серии (инырская, читкандинская, александровская, бутунская свиты), находятся Правоингамакитское, Красное и другие мелкие месторождения. В нижних свитах кодарской серии известны многочисленные пирротинизированные горизонты с халькопиритом, содержащие Со, № (Богданов и др., 1966).

Породы удоканского комплекса прорываются интрузивами нескольких комплексов. К самым ранним образованиям относятся два небольших массива (3 и 18 км2) щелочных гранитов катугинского комплекса, к которым приурочено одноименное крупнейшее редкометалыюе месторождение. Эти массивы протягиваются в субширотном направлении вдоль южной краевой части Кодаро-Удоканского прогиба, на границе со Становым структурным швом. Возраст гранитов составляет 2066 ± 6 млн. лет (и-РЬ метод по циркону; Ларин и др., 2002). К кодарскому комплексу относится серия крупных гранитных массивов, в составе которых выделяют две интрузивные фазы. Для

них получены следующие оценки возраста 1876 ± 4 млн. лет (Кеменский массив) и 1873 ± 2 млн. лет (Ханинский массив) (и-РЬ метод по циркону; Ларин и др., 2000). С габброидами чинеиского комплекса (главным образом, Чинейского массива) ассоциируют месторояадения различных металлов: ранне-и позднемагматические Бе-И-У руды (Этырко и Магнитное), позднемагматические Си и ЭПГ (Рудное, Верхнечинейское, Сквозное, Контактовое), а в его ближайшем обрамлении располагаются пневматолито-гидротермальные Ре-Си-Аи-А§ руды Правоингамакитского и Сакинского месторождений, а также гидротермально-метасоматические уран-редкометальные Гудымовское и Базальтовое.

Основы металлогенического анализа были заложены исследователями производственных и научно-исследовательских организаций СССР при составлении металлогенической карты БАМ (под редакцией Ю.В. Богданова, 1984), где были суммированы основные достижения, полученные к этому периоду времени.

Защищаемое положение 1. Удокан-Чинейский рудный район представляет собой уникальный металлогенический таксон, в котором совлгещены крупные - гигантские месторождения осадочного, гидротермального и магматического происхождения (Удоканское Ре-А^-Си; Чипейские Ag-Au-РСЕ-Ре-Т1-У-Си; Катугинское и-Та-Ш-гг-ЯЕЕ). Изучение геологического строения, изотопных Бт-Ш и и-РЬ (БШМР-И) систем в породах и цирконах чинейского комплекса позволило установить их принадлежность к палеопротерозою - времени формирования впутрикратониых прогибов (в том числе Кодаро -Удоканского), ультрабазит-базитовых и гранитных массивов.

Представления о последовательности и длительности формировании местороиедений Удокан-Чинейского района (рис. 1) претерпевали эволюцию в зависимости от появления новых геолого-геохимических данных. Так, радиологический возраст удоканских отложений, определенный калий-аргоновым методом, составлял 1832-1980 млн. лет (Геологическое строение..., 2002). Стратиграфическое несогласие между чинейской и кеменской серией позволило выдвинуть предположение (Томбасов, Синица, 1990) о существенно более молодом возрасте кеменской серии, а, следовательно, и залегающих в этих породах месторождениях (в частности, удоканских руд). Действительно, особенности удоканской биоты допускали рифей-вендский возраст отложений кеменской серии (Вильмова, 1995, Синица и др., 2003; Салихов, 2010). Однако как установлено в последнее годы, они прорываются значительно более древними кодарскими гранитами (1875 Ма, Ларин, 2002).

о

Четвертичные отложения Платова мльты (N,-0) Юрские угленосные терригенные отложения

Гранитоиды ингамакитского комплекса (Р20 Нефелиновые сиениты ханинского комплекса (Р2 )

Р =

Чинейская серия Кодарская серия

Анортозиты каларского комплекса

Осадонно-вулканогенные толщи субганского комплекса Тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олскминского комплекса Плагиогнейсы. кристаллические сланцы, М1 кварциты чарской толщи Плагиогнейсы. кварциты и магнетитовые кварциты каларской толщи Разрывные нарушения Горизонт сульфидных руд Удоканского месторождения

Дайки габбродиабазов

Ордовика |_

| | | | Кембрия 5 Венда

1 с Габбро-диабазы ^^^ доросского комплекса I Габброиды п-

чинейекого комплекса I '

+ * Граниты кодарского комплекса

Рсдкомстальныс граниты катугинского комплекса I

Суперкрупные месторождения: I - Удоканское. II - Чинейекого массива. III-Катугинское .другие месторожденя: 1-Клюквенное. 2 - Сакинское, з - Правоингамакитское. 4 - Майлавского массива . 5-8 - Рудное (5), Верхнечинейское (6), Сквозное (7), Контактовое(8), Чинейекого массива. 9 - Луктурское: 10 - Ункурское. 11 - Красное. 12 - Бурпала, 13 - Читкандинское , 14 -Нижнечинейское

Рис. 1. Геологическая карта Удокан-Чинейского района(составлена в ПГО «Читагеология» с дополнениями автора)

12

Таблица 1

Изотопный состав пород Чинейского массива

Образец 8т N(1 1475Ш/144Ш І43Нсі/144Ж в N11 Т 1 МО,|

ррт ррт ±25 ±25 млн.лет

1 0.78 4,1 0,1149±2 0,511405±10 -4,6 2290

2 1,68 8,8 0,1156±2 0,511424±9 -4,5 2270

4 0,54 2,5 0,1303±3 0,511587±13 -4,8 2400

3 1,09 3,6 0,1842±4 0,512263±11 -4,4 *

5 2,05 8,5 0,1453±3 0,511757±8 -5,0 2600

* модельный возраст для данного образца неопределен, поскольку отношение |478т/|44Ыс1 в этой породе мало отличается от

соответствующего отношения в СНШ (0.1967)

Анализы выполнены в ИГЕМ РАН, аналитик Ю.В. Гольцман

Образцы: 1- анортозиты, 2-чиниты, 3- ТММ габбронориты, 4-

габбронориты,5 - ТьМг габбро

Рис. 2. Диаграмма 143Ш/,44Ш - 8т/144Ыс1 для пород Чинейского массива (номера образцов соответствуют номерам в таблице I).

Также предполагалось, что внедрите магм, сформировавших Чинейский массив и его руды, происходило только в отложения чинейской серии (Бурмистров и др., 1996), т.е. в докеменский период. Данные по детритовому циркону свидетельствуют о существенно более древнем возрасте пород читкандинской свиты чинейской серии (2180±50 млн. лет, Бережная и др., 1988). Между тем, в последние годы получены новые данные о времени кристаллизации пород Чинейского массива. Возрастные оценки различаются

для разных изотопных систем, что объясняется не только аналитическими погрешностями, но и реальными событиями - многократными и разновременными внедрениями базитовых расплавов, сформировавших интрузив. Так, если изучение 8т-Ш системы в породах (табл. 1, рис. 2) дает большую ошибку при определении возраста Чинейского массива - 1850190 (Гонгальский и др., 2008), то при исследовании и-РЬ системы в цирконах нам удалось разделить по возрасту породы разных групп: для высокотитанистьгх габброидов 2-й группы Чинейского массива он определен как 1858 ±17 млн. лет, а для низкотитанистых 3-й группы - 1811 ± 27 млн. лет (Гонгальский и др., 2012). Это в целом согласуется с данными других исследователей: для пород краевых фаций Чинейского массива получены следующие результаты исследования и-РЬ системы в цирконах - 1867±3 млн. лет (Попов и др., 2009) и Аг/Аг системы в слюдах -1880+16 млн. лет (Поляков и др., 2008).

Нами было также установлено, что Чинейский массив представляет собой только часть более крупной магматической системы, существовавшей в этот период времени (Гонгальский, 2010). Это продемонстрировано на основании как геофизических, так и минералого-геохимических данных. Так, в региональном масштабе территория Кодаро-Удоканского прогиба совпадает со структурой I порядка - крупным гравитационным минимумом (А gRocт - около 60 мГл), отражающим погружение блоков архейского фундамента (Архангельская и др., 2004). Как элементы II порядка выделяются две кольцевые купольные структуры с однотипным строением геофизических полей: Кеменская и Ингамакитская (Гонгальский и др., 1995). Для них характерно зональное строение: 1) центральные зоны обладают наиболее низкими значениями поля Дя, которые совпадают с одноименными массивами гранитоидов кодарского (РЯО и ингамакитского (PZ}) комплексов; 2) промежуточные зоны характеризуются градиентным нарастанием поля Дй и градиентно убывающим полем (ДТ) и коррелируются с терригенно-осадочными породами, подвергшимися интенсивной гидротермально-метасоматической проработке; 3) краевые зоны отличаются повышенными значениями полей силы тяжести с локальными максимумами Дя и ДТ над известными (Чинейский, Лукгурский) и невскрытыми базитовыми расслоенными массивами (Майлавский массив).

Последний выделен автором по результатам изучения редких выходов габброидов по периферии крупного гранитного Лурбунского плутона позднепалеозойского возраста. Авторы магнитометрических и

гравиметрических карт 60-х лет (рис. 3) высказывали предположения об идентичности пород, формирующих соответствующие аномалии, с

габброидами близко расположенного Чинейского массива, но эти рекомендации не были учтены на геологических картах.

Следует подчеркнуть, что выделение габброидов в гранитных массивах в первую фазу было распространенным явлением при геологических изысканиях, что было показано автором на примерах изучения гранитоидов олекминского (Павлинов и др., 1976; Гонгальский, 1977), амананского и амуджиканского (Гаврикова и др., 1976; Гаврикова, Гонгальский, 1980) комплексов в Восточном Забайкалье. Именно по этому принцип}' предшественниками габброиды в составе ингамакитского комплекса были отнесены к первой фазе его внедрения. Современные геохимические методы в настоящее время позволяют надежно разделять отдельные фазы и комплексы в пределах крупных магматических тел, именно на их основании и был выделен Майлавский массив чинейского комплекса.

Таким образом, нами были исследованы разнообразные ультрабазит-базитовые породы, образующие разобщенные выходы на поверхности на территории указанных выше геофизических аномалий. К ним относятся, кроме пород Чинейского и Майлавского массивов, габброиды Луктурского интрузива, Главная дайка Удокана (мощностью до 200 м, рассекающая месторождение в центральной его части), а также ряд более мелких даек и тел. Указанные

Рис. 3. Карты интенсивности гравитационного (а, в условных единицах) и магнитного (б, в нТл) полей района

(Ьир://уу\уц.у5еае1.ги/щ/1п1о/о|5а11а5/5го/гаьаука15ку кгау/Ыех.рИрЧ

образования при близости петрохимических характеристик (повышенном содержании титана, близком К20ЛМа20), но варьирующих концентрациях N^0, обладают однотипными спайдер-диаграммами.

На рис. 4 показаны нормированные к примитивной мантии (НоРтапп, 1988) спектры распределения редких элементов для габброидов Луктурского массива и титаномагнетитовых габбро Майлавского массива в сравнении со

спектрами пород Чинейского массива. Для последнего взяты представительные анализы слабодифференцированных габброидов титаномагнетит-габбровой и норитовой серий (второй и третьей групп), которые отличаются только присутствием положительной аномалии титана. В монцодиоритах Чинейского массива и биотит-содержаших габброноритах Луктурского массива устанавливаются наиболее высокие концентрации всех элементов, что свидетельствует об их накоплении в наиболее фракционированных породах в верхних частях интрузивов. Титаномагнетитовые габбро Майлавскош массива характеризуются пониженным уровнем содержаний всех элементов-примесей, особенно крупноионных литофильных элементов, а также положительными аномалиями титана (связанной с повышенными концентрациями оксидных минералов) и стронция.

Несмотря на отмеченные отличия в топологии спектров, обусловленные особенностями минерального состава, в целом они очень близки для рассмотренных пород: в них ярко выражены отрицательная Та-ЫЬ и положительная РЬ аномалии, близкие Ьа/8т и Ос1/УЬ отношения, отражающие общность их происхождения (рис. 4). Все они согласно данным характеристикам имеют признаки магм со значительным участием коровых компонентов, на это указывают также отрицательные значения ешт(-) 4,4-5 (табл. 1).

Кроме сходства петрографического и геохимического составов габброидов Чинейского, Луктурского и Майлавского массивов, в них присутствуют титаномагнетитовые и сульфидные руды с повышенными содержаниями платиновых металлов и золота. В связи с этим, можно сделать вывод о том, что область распространения пород чинейского комплекса с учетом геофизических данных превышает область распространения его пород, оцененная только по отдельным выходам их на поверхность. В частности, представляется, что Чинейский интрузив является лишь фрагментом выявленной крупной магматической системы, главной составляющей которого был Майлавский массив, в настоящее время прорванный позднепалеозойскими гранитоидами ингамакитского комплекса и перекрытый неоген-четвертичными вулканитами Удоканского лавового плато. Обнаруженные в последние годы рудопроявления и месторождения уран-редкоземельно-редкометального состава в пределах Чинейского массива и его обрамления, согласно и-РЬ изотопным данньм по ураниниту, также имеют возраст, близкий к основным типам руд указанных месторождений - 1.9 ва (Кнауф и др., 2001).

Сп/Спм

—О— Майлавский массив - габбро ■ Чина-01-пироксенит И Чина-норит

100

10

1

од

Rb Ва Th U Nb Та La Ce Pb Pr Nd Sr Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Но Er Tm Yb Lu

Рис.4. Спайдер-диаграммы пород чинейского комплекса

Синхронно с проявлением ультрабазит-базитового магматизма происходило формирование крупных массивов гранитоидов кодарского комплекса. В совокупности массивы гранитоидов и габброидов формировали устойчивые блоки, выраженные в геофизических полях и дешифрируемые по космоснимкам в виде кольцевых структур (Гонгальский и др.. 1995). Гранитоиды кодарского комплекса принадлежат к Южно-Сибирскому поясу гранитоидов (1870-1840 млн. лет) возникших при коллизионных процессах наиболее поздней стадии формирования раннепротерозойского суперконтинента (Гладкочуб и др., 2007).

Таким образом. в палеопротерозое была сформирована высокопродуктивная крупная металлогеническая провинция, включающая месторождения разных генетических типов - Fe-Ti-V и PGE-Ni-Cu в магматических породах, Fe-Ag-Cu в осадочных породах, U-Ta-Nb-Zr-REE в метасоматитах.

Защищаемое положение 2. Формирование габбронорит-инортозитового Чинейского массива произошло в результате неоднократных поступлений магм в интрузивную камеру. Основная масса пород образована ферробазальтовыми расплавами с 4-5 мас.% МцО при температуре внедрения около 1130"С, давлении 1-1.5 кб и фугитивности кислорода NNO±0.5. С помощью ЭВМ-моделирования установлено два типа порядка кристаллизации: "магнезиальный", для которого характерна ранняя котектическая кристаллизация оливина с магнетитом (125(ГС) и оливина

с плагиоклазом; и «высокоглипоземистый", характеризующийся наличием магнетит-плагиоклаювой котектики (1250-120(ГС). Кристаллизационная дифференциация родоначальных магм привела к образованию уникальных по запасам ванадия Гс-Т1 вкрапленных, жильных и массивных руд.

На территории России ультрабазит-базитовый Чинейский массив по отчетливой расслоенное™ и ритмичности является уникальным объектом. Он сопоставим по масштабам со Скаергаардским интрузивом, а по петрографическому составу - с Верхней зоной Бушвельда. Несмотря на значительно меньшие размеры по сравнению с последним, он содержит огромные запасы ванадия, которые всего в три раза уступают бушвельдским. В настоящее время здесь располагаются крупные месторождения железо-титан-ванадиевых руд - Магнитное и Этырко. В последние годы интрузив рассматривается в составе трансрегионального металлогенического пояса Енисейско-Алданских краевых структур обрамления Сибирской платформы, простирающегося от южного обрамления Сибирской платформы до Таймыра и включающего уникальные платино-медно-никелевые месторождения Норильского и Кодаро-Удоканского рудных районов (Додин, 2005; Криволуцкая и др., 2012). В отличие от большинства других расслоенных ультрабазит-базитовых интрузивов региона, Чинейский массив имеет определенную специфику, выражающуюся в преобладании в его строении габброидов с высокими концентрациями титаномагнетита, в широком развитии мономинеральных разновидностей пород (клинопироксениты,

ортопироксениты, титаномагнетититы, анортозиты) и в совмещении в его пределах месторождений оксидных и сульфидных руд.

Все перечисленное выше обусловливает неослабевающий интерес исследователей к Чинейскому интрузиву на протяжении многих лет (Петрусевич, 1946; Лебедев, 1962; Федотова и др., 1977; Белова, 1980; Шабалин, Шарапов, 1981; Конников, 1986; Свириденко, Кудрявцев, 1993; Гонгальский, Криволуцкая, 1993; Татаринов и др., 1998; Толстых и др., 2008 и др.). Массив представляет собой асимметричное лополитообразное тело (10x16 км), подошва которого на западе под углом 10-25° погружается к центру на 3 км, а на востоке имеет субгоризонтальное залегание; северный контакт -тектонический. На юго-западе массив прорван позднепалеозойскими гранитами (рис. 5).

Внутренне строение массива отличается от эталонных расслоенных интрузивов (Бушвельд, Стиллуотер и др.) частым выклиниванием горизонтов, отсутствием ультраосновной зоны в его составе. Только анортозитовые слои в верхней части прослеживаются через весь массив.

] Четвертичные отложения | | Терригенно-карбонатные

породы удоканского комплекса И Дайки габбро-диабазов

|+ Граниты ингамакитского комплекса (Р2,);

I.......I Сульфидные рудные тела

| 22 | Элементы залегания

Ингамакитский разлом | | Буровые скважины и

I * "I Породы норитовой серии

и

[..••'1 и Анортозитовые слои __. 3

I ■■ ■■! 5 Лейкогаббровая серия

•= Титаномаг нетит-габбровая серия

И

Монцодиориты Пироксениты Титаномагнетитовые руды

их номера

Рис. 5. Схематическая геологическая карта Чинейского массива (составлена с использованием материалов Удоканской экспедиции, Гонгальский, Криволуцкая, 1993).

На основании интрузивных взаимоотношений между различными породами нами выделены четыре группы (Гонгальский, Криволуцкая, 1993), отличающихся по составу и степени вторичных преобразований, в том числе и под действием более поздних внедрений. К первой группе отнесены крупные ксеноблоки и ксенолиты пироксенитов, реже - анортозитов. Вокруг них наблюдаются зоны закалки во вмещающих их габброидах мощностью первые дециметры. Пироксениты встречаются в центральных частях массива, но особенно широко они распространены в восточной оконечности интрузива.

Они состоят из клинопироксена (авгит, диопсид-авгит), к которому в более крупнозернистых (вплоть до пегматоидных) разновидностях присоединяются оливин (Ра55-59, ДО 5-10%), биотит, плагиоклаз (полностью замещенный вторичными минералами). Цветные минералы представлены слюдами, амфиболом, магнетитом, сфеном.

Вторая группа пород включает габброиды, характеризующиеся повышенными содержаниями титаномагнетита и подразделяющиеся на титаномагнетит-габбровую (мощностью около 1,0 км) и лейкогаббровую (до 1,5 км) серии. Породы титаномагнетит-габбровой серии разобщены в пространстве, они установлены на западе и юго-востоке интрузива (месторождения Этырко и Магнитное, рис. 5). Лейкогаббровая серия (массивные габбро, лейкогаббро и анортозиты с прослоями сплошных титаномагнетитовых руд) обнажается на поверхности в верхней центральной части массива, где в апикальной части наблюдаются также выходы габбродиоритов, монцодиоритов с многочисленными ксенолитами вмещающих осадочных пород.

Третью группу составляют нориты и габбронориты, объединенные в норитовую серию, породы которой выходят на поверхность в южной части массива. Мощность серии с запада на восток увеличивается от 300 до 800 м. Нориты и габбронориты нередко проникают в виде апофиз и силлов в залегающие выше породы второй группы - титаномагнетитовые габбро. Зоны закалки обычно проявлены слабо за счет близости составов пород (до первых сантиметров). Элементы залегания главных двух групп пород, как правило, близки. Но в южной части массива наблюдается резкое несогласие в углах залегания расслоенности пород норитовой серии относительно титаномагнетит-габбровой. Это подтверждает наличие временного перерыва между внедрением магм, сформировавших главные группы пород - вторую и третью.

Наиболее поздними образованиями являются флюидно-магматические брекчии с лампрофировым и габброноритовым цементом. Они образуют силлы в приподошвенной части интрузива (мощностью первые метры), дайки и трубообразные тела внутри массива (диаметром первые метры).

Доля разных групп пород в массиве различна: основной его объем (-90%) сложен породами второй и третьей групп (примерно 2:1), в то время как ксенолиты и магматические брекчии составляют всего по 5% от общего объема интрузива.

В породах второй и третьей групп отчетливо проявлена разнообразная расслоенность. Первый ее тип можно охарактеризовать как мелкомасштабную расслоенность (первые сантиметры - дециметры), обусловленную вариациями содержаний темноцветных минералов снизу вверх в пределах отдельных слоев

пород. Она типична для титаноматнетит-габбровой серии. Второй тип расслоенности - крупномасштабный - выражается в чередовании контрастных по составу довольно мощных (первые метры) слоев анортозитов, титаномагнетититов и массивных габбро. Этот тип расслоенности наиболее характерен для верхней части массива (лейкогаббровая серия).

В породах Чинейского интрузива установлена также многоуровневая ритмичность, вызванная изменением состава пород снизу вверх от меланократовых разновидностей к лейкократовым, что характерно для многих расслоенных массивов мира (Layered intrusions, 1996; Шарков, 2006, Богатиков и др., 2010). При этом выделяются не только серии пород, отмеченные выше (титаномагнетит-габбровая, лейкогаббровая и норитовая, мощностью до 1,5 км), но также более мелкие подразделения - макроритмы (пачки пород, первые сотни метров), ритмы (первые десятки метров), и, наконец, микроритмы (сантиметры - первые дециметры, рис. 6г).

Сводный вертикальный разрез западной части Чинейского массива показан на рис. 7: его нижняя часть изучена по скв. 83, а верхняя (до апикальной зоны интрузива) - по коренным обнажениям. Снизу вверх в разрезе массива выделяется несколько зон, отличающихся по составу и внутреннему строению. Нижняя зона (мощностью 200 м) сложена габброидами и анортозитами с титаномагнетитом, в которой кумулусными минералами являются титаномагнетит (Ti-Mt) и плагиоклаз (Р1). Ритмичное строение в ней проявлено слабо. В этой зоне доминируют средне-крупнокристаллические габбро, лейкогаббро и анортозиты, сложенные преимущественно плагиоклазом (Ап50-55) и титаномагнетитом, с небольшой примесью ортопироксена. Характерны идиоморфные зерна Ti-Mt среди крупных таблитчатых незональных кристаллов плагиоклаза. Выше располагается зона, в которой преобладают нориты с подчиненным количеством габброноритов и лейкогаббро (норитовая серия, мощностью около 400 м). Состав кумулуеных минералов (Орх ±Р1) меняется в пределах En59.6i Fs36.38 Wo3 и An50.60 соответственно. Расслоенность и ритмичность в строении пород проявлены достаточно отчетливо, но особенно ясно они выявляются по вариациям химических составов пород. Мощность отдельных слоев при этом в среднем составляет 1.5-2 м.

Центральная часть разреза представлена породами титаномагнетит-габбровой серии (мощностью 700 м), отличающейся прекрасно выраженной расслоенностью, где в нижних частях ритмических единиц доминируют ортопироксен EnS3.6sFS29-45Wo2-3 и клинопироксен En37.42FS15.20WO3g.42, а в верхних - плагиоклаз Ап52.57. Выше по разрезу располагаются породы лейкогаббровой серии (800 м), сложенной преимущественно массивными

габброноритами с линзами и слоями анортозитов, лейкогаббро и пород титаномагнетит-плагиоклазового состава, названных автором чинитами, (Гонгальский, 1993). Главный кумулусный минерал - Ап47.57, в обогащенных титаномагнетитом породах к нему присоединяется титаномагнетит (Ті-Мі±Р1), в породах в небольшом количестве (до 10 об. %) присутствует клинопироксен Епз7_з8 Рэ 19_2о Wo40-42. Апикальную часть массива образуют кварцевые диориты и монцодиориты, часто с гранофировой структурой.

Рис. 6. Титаномагнетитовые руды месторождений Чинейского массива: а) апофиза норитов в титаномагнетититы с ксенолитами последних и анортозитов (Верхнечинейское месторождение, шлиф, ширина 7 см), б-в) линзовидные (б) и шаровидные (в) формы обособления титаномагнетита, г) градационная расслоенность с постепенными изменениями соотношений титаномагнетита, пироксенов, плагиоклаза (месторождение Этырко, скв. 11, гл.642 м, ширина шлифа - 5 см)

Контрастное строение данного разреза подчеркивается и распределением главных породообразующих окислов, наиболее показательными из которых являются и Т)02 (рис. 7, 8). Породы норитовой серии (субпараллельный

оси абсцисс тренд, рис. 8) отличаются повышенным содержанием магния (в среднем 9.3 мас.% ГУ^О по сравнению с 5.7 мас.% в титаномагнетит-габбровой серии), а низкие концентрации оксидных минералов обусловливают пониженные содержания железа и титана (1.1 мае. % ТЮ2 по сравнению с 2.6 мае. % в титаномагнетит-габбровой серии).

Геологическая

колонка Кривые распределения главных окислов

Мощность, м ЭЮ, ТЮ, Ре.О, А1гО, СаО МйО

ГЦ 20 40 60 0 10 15 0 20 40

25 0 5 10 15 0 5 10 15

РеМ1/Тег у.О, 0 0.5 1 0 0.4 0,8

5

- монцодиоригы, кварцевые диориты

I■ | - нориты

- анортозиты

| ■ > |- лейкогаббро

Ш- габбро, габбронориты

Цу||

- тиганомагнетитовые р--габбронориты Рис. 7. Строение Чинейского массива (западная часть)

■мч

•л* •

•¿V .»•"г

| | - титаномагнститовыс руды

- ксенолит пироксенитов

- вмещающие породы удоканского комплекса

При этом, если в титаномагнетит-габбровой серии наблюдаются стабильно высокие содержания титана, то в породах лейкогаббровой серии на колонке той же группы распределение ТЮ2 приобретает пилообразный характер, отражающий чередование анортозитов и обогащенных титаномагнетитом габброидов (рис. 7).

Ритмичность в породах на уровне серий особенно наглядно выявляется по соотношению содержаний магнетитового железа к содержанию общего железа в породе (РеОМ[/РеО,), ТЮ2 и У205, что наиболее типично для титаномагнетит-габбровой серии (рис. 7). Однако наиболее контрастна смена пород в пределах микроритмов: ранняя кристаллизация титаномагнетита и его накопление у подошвы приводило к возрастанию концентраций в расплаве (крайний, наиболее изогнутый тренд на рис. 8) и кристаллизации М§-пироксенов (точки 642, 638, 622, 620, 603). Далее на ликвидусе появляется плагиоклаз, и с середины микроритмов (рис. 6г, 8) в них происходит изменение направления тренда кристаллизации. Вверх по разрезу постепенно расплав обогащался салическими компонентами, что приводило ко все большему смещению трендов влево (рис. 8), вплоть до образования пород титаномагнетит-плагиоклазового состава. Последние достигают мощности 80 м в верхней части

10 8 6 4 2

0 2 4 6 ^ 8 10 12 14 16

□ 265-305 Ш 642 П638 П622

Л0-100 л 100-136 о 126-166 □ 166-265 О990-1060 □ 1060-11 50 "1150-1316 П265-305

■ 620 О 603

° 482-562 0 712-990 □ 305-482 □ 458-464

Рис. 8. Диаграмма ТЮ2-Р^О пород Чинейского массива по скв. 11. Цифрами показаны интервалы отбора керновых проб в метрах.

титаномагнетит-габбровой серии, фиксируя переход к породам лейкогаббровой серии.

Анализ геологических и петрохимических данных позволяет проинтерпретировать существующее разнообразие пород массива. На основании обработки 213 петрохимических составов пород Чинейского массива по программе «Петротип» были выделены 13 типов пород, которые позволили выявить более тонкую структуру массива. А для оценки температуры и составов расплавов, из которых кристаллизовались породы Чинейского интрузива, произведены расчеты по моделированию равновесной кристаллизации расплавов, соответствующих этим выделенным петрохимическим типам (вариант геохимической термометрии интрузивных базитов, Арискин, Бармина, 2000).

Для проведения термометрических вычислений были определены давление, содержания летучих компонентов и редокс-условия при кристаллизации магматических расплавов. Так, содержание 0.8 - 1.3 мае. % АЬОз в чинейских ортопироксенах указывает на небольшие глубины становления массива при давлениях не выше ~1.5 кбар (по диаграмме Мак-Грегора). Отсутствие в главных типах пород первично магматических гидроксилсодержащих минералов свидетельствует о недосыщенности исходных магм Н2О, что при отмеченных выше давлениях позволяет предполагать низкие содержания воды в расплавах -не выше ~0.5 мас.%. Поэтому расчеты проводились для номинально сухих условий и общем давлении Р=1 кбар. Для оценки окислительно-восстановительных параметров магм в этих условиях было проведено моделирование равновесной кристаллизации расплавов 11 -ти представительных пород с известным соотношением Ре3+Л"е2+. Результаты этих вычислений с использованием ЭВМ-модели КОМАГМАТ-3.5 позволили установить вероятный диапазон температур расплавов, который составил 1100-1150°С. При этом редокс-условия кристаллизации для всех типов пород оказались близки буферному равновесию NN0-1-0.5. Характерной их особенностью является присутствие оливина, который в пяти случаях появляется в качестве первой кристаллизующейся фазы и еще пять раз отмечен на котектиках совместно с плагиоклазом, пироксенами и магнетитом. Последовательности кристаллизации минералов показывают, что оливин находился в реакционных соотношениях с расплавом и полностью растворился в результате перитектической реакции, замещаясь пироксенами и магнетитом при Т=1110-1150°С. Эти наблюдения указывают на насыщенный или слабопересыщенный по 8Юг характер исходных расплавов, повышенную кремнекислотность интеркумулусных систем и их эволюцию в направлении реакционной точки

01/0Рх. Перитектические реакции обусловили почти полное отсутствие оливина и широкое распространение норитов в строении массива. В целом, модельные порядки кристаллизации делятся на два вида: "магнезиальный", для которого характерна ранняя котектическая кристаллизация Ol-Mt и 01-Р1 и "высокоглиноземистый" с магнетит-плагиоклазовой котектикой. Для последнего типично раннее появление плагиоклаза (выше 1250"С) и магнетита (около 1200"С). Наиболее примитивными являются петрохимический типы, представляющие собой нориты и отличающиеся высокомагнезиальным составом раннего ликвидусного оливина (Fos3 и Fog4 соответственно). Температура ликвидуса этих расплавов составляет 1230-1250"С. Третьей кристаллизующейся фазой в них (при температурах около 1150"С) является Aug или низко-Са пироксен.

Результаты вычислений, использованные для оценки температуры и составов расплавов для разных петрохимических типов пород, указывают на относительно узкий диапазон температур кристаллизации чинейских магм: 1140-1080"С. Высокие содержания FeO и ТЮ2 (в среднем около 3 мас.%) подчеркивают ферробазальтовую специфику магм, сформировавших породы Чинейского интрузива, близких по температуре, но различающихся по фазовым составам.

Однотипный характер кристаллизации установлен для магм Чинейского, Майлавского массивов и Главной дайки Удоканского месторождения (рис. 9). Модельные последовательности кристаллизации этих пород близки к отмеченному выше «магнезиальному» тренду эволюции чинейских магм. Они начинаются с кристаллизации оливина, исчезающего в результате перитектической реакции с расплавом при снижении температуры. В этом отношении наибольшим сходством обладают титаномагнетит содержащие габбро Майлавского массива и титаномагнетитовые габбро Чинейского массива. В первом случае на ликвидусе появляется достаточно магнезиальный оливин Fo76 , во втором - Fo85. Далее для обоих составов характерна субкотектическая кристаллизация авгита, плагиоклаза, и магнетита в небольшом интервале температур (15-20"С).

Титаномагнетитовые руды представлены вкрапленными и массивными разновидностями. Первые преобладают в Майлавском и западной части Чинейского массива (месторождение Этырко), массивные руды доминируют в Луетурском и на востоке Чинейского массива (месторождение Магнитное). Состав их соответственно меняется в зависимости от количества оксидов в породах: содержания Fe304 варьируют от 30 до 80% ТЮ2 -от 2-3 до 12 %, а V205 от долей процентов до 1,5 % соответственно во вкрапленных и сплошных рудах.

1300

1200

1100 -

1000 1300 -1

1200 -

09

Ап Еп . ■ 4в

\Л

И Г

и 1« «

О! Р1 Аи

Й а.

и Н

1100

1000

Р1 Ли

¿.'Л-2

М1

5068

Ап

70 Еп

63 47

63 46 иь

58 44

51 42

46 40

\п

5008

Ап

168 I

6

.IЯ ■

Еп

43 1ЛУ

41 . 15

42 123

40 "45

О! 14 Аи

9401

Ео

Еп

О! Р1 Аи Рй

М(

г 1300

1200=В'

в О.

и

- 1100 §

1000 1300

1200 ,

Еп

59 |49 .5? 52 149 Г " 47 '

СВ

5« I чя

20 г 1100

М1

1000

Рис. 9. Сравнение температур и порядков кристаллизации пород Чинейского массива (09), Майлавского интрузива (обр. 5008) и даек Удоканского месторождения (обр. 5068, 9401). Ро-форстерит, Ап -анортит, Еп-энстатит, Аи - авгит, Ц1у -ульвёшпинель.

Руды сложены титаномагнетитом со структурами распада нескольких порядков и ильменитом, причем титаномагнетит относится к высокотитанистой разновидности (содержанием ТЮ2 достигает 17-19% во вкрапленных рудах и 13-14 % - в массивных). Нередко Ре-Т1 оксиды встречается в виде округлых обособлений в породах или струйчатых выделений (рис. 86, в). Согласно скорректированному геотермометру Баддингтона-Линдли (Полтавец, 2002), и основанному на составе сосуществующих титаномагнетита и ильменита (Гонгальский, Криволуцкая, 1993), руды были образованы при Т - 870-960°С и фугитивности кислорода ^Го2=Ю-14.5. Для сравнения можно отметить, что температуры, полученные аналогичным путем для феррогаббро Скаергарда, колеблются от 890 до 970°С.

Защищаемое положение 3. Завершение кристаллизации габброидов чииейского комплекса сопровождалось концентрированием рудных компонентов и образованием сульфидных руд. Наиболее высокотемпературной (Т=650-55(/'С) является халъкопирит-пирротиновая минерализация в центральных частях массивов, образующая вкрапленность и прожилки в высокотитанистых габброидах. В эндоконтактовых зонах интрузивов кристаллизовались пирит-халькопиритовые и пирротин-халькопиритовые руды (Т=600-500°С), а в их экзоконтактовых частях в терригенных породах - борнит-халькопиритовые и миллерит-халькопиритовые руды (Т<400°С). По мере снижения температуры и изменения хшшческого состава руд происходила эволюция и их минерального состава, особенно наглядно проявленная в вариациях второстепенных и редких минералов.

Формирование сульфидной вкрапленности, достигающей промышленных концентраций, происходило постепенно, по мере кристаллизации и остывания массивов габброидов. Состав сульфидных руд во внутренних зонах массивов чинейского комплекса существенно варьирует по соотношению главных компонентов и элементов-примесей. Наиболее низким Cu/Ni отношением, близким к 1, характеризуются вкрапленные руды Луктурского массива, связанные с норитами. Мелагаббро Майлавского массива содержат более богатую медью минерализацию — отношение Cu/Ni колеблется от 2 до 5. И, наконец, самыми высокими отношениями характеризуются руды Чинейского массива, в которых медь резко преобладает над никелем и указанное соотношение колеблется от 10 до 100. Сульфидные руды массивов чинейского комплекса являются комплексными: помимо никеля и кобальта они обогащены благородными металлами и включают в себя как золото-серебряную, так и платино-палладиевую минерализацию. Обогащенность Си отражается и на поведении благородных металлов: они концентрируются преимущественно в рудах с высоким Cu/Ni отношением (среднее содержание Pd+Pt=3 ppm в чинейских рудах, достигая ураганных концентраций 400-450 ppm). Как обычно в месторождениях такого типа палладия обычно в 3 раза больше, чем платины; однако в луктурских рудах его доля несколько снижается за счет увеличения концентраций Pt. Состав руд (Cu/Ni отношение) отражает составом силикатной части массивов — в более магнезиальных породах Луктурского массива это отношение самое низкое, в железистых Чинейского массива - самое высокое.

Изменения химического состава сульфидной минерализации сказываются и на минеральном составе руд. Так, в чинейских месторождениях пентландит и миллерит - основные носители никеля встречаются в качестве второстепенных

и даже редких минералов, в то время как в луктурских рудах пентландит является одним из главных минералов.

Поскольку сульфидные минералы, исходя из текстурно-структурных взаимоотношений с железо-титановыми окислами, образовались после них, то температура их кристаллизации заведомо ниже 700"С. Для вкрапленных руд Чинейского массива, локализованных в титаномагнетит содержащих габбро-норитах (рис.10 а, б), установлено, что они образовались в интервале 670-570"С. Для этой оценки была использован измеренный состав пентландита с учетом зависимости его изоморфной емкости (в отношении кобальта) от температуры: пентландит с концентрацией 18% Со образовался при температуре около 660°С. По наличию в халькопирите двойников превращения, температуры его кристаллизации превышали 550"С (Воробьев, 1984). По распределению кобальта в пирротине и халькопирите - одноименного геотермометра (Безмен и др., 1973) - получены близкие значения температур (1ср. = 560"С).

По-видимому, часть сульфидных минералов была сформирована при активном участии летучих компонентов, концентировавшихся у кровли слоев в пегматоидных обособлениях лейкократового состава. При этом перенос мельчайших капелек мог осуществляться газовыми пузырьками. В случае при открывания трещин в результате тектонических движений сульфиды вместе с летучими могли выноситься за пределы отдельных слоев и концентрироваться в зонах повышенной проницаемости в верхних частях разреза, либо выноситься за пределы массива и отлагаться во вмещающих породах

Месторождения Чинейского массива - Рудное, Верхнечинейское, Сквозное и Контактовое (рис. 1) — расположены по периферии массива (с востока на запад) и приурочены к его контакту с вмещающими породами, однако минерализация не прослеживаются на всем его протяжении. Особый интерес в этом отношении вызывает участок между Верхнечинейским и Сквозным месторождениями, на котором жильные рудные тела пирит-халькопиритового состава во вмещающих породах сосредоточены в узкой зоне, расположенной под углом к контакту интрузива и постепенно удаляющейся от него на 4 км. Самые отдаленные лоты и прожилково-вкрапленные руды являются наиболее богатыми и образуют Правоингамакитское месторождение (рис. 5), о котором речь пойдет ниже.

Эндоконтактовые руды на указанных месторождениях приурочены к разным типам пород в приподошвенной части массива: к лейкократовым габбро, кварцевым диоритам и монцодиоритам, где отмечается вкрапленность сульфидов, а также согласные с расслоенностью и секущие прожилки (рис. 106). Морфология рудных тел — пластообразная, они конформные

направлением расслоенности пород, мощность их меняется от 15 до 60 м, протяженность достигает первых километров.

Наиболее высокими концентрациями в рудах из благородных металлов обладает серебро - обычно его содержания составляют 10-15, в то время как для золота типичны на порядок меньшие средние значения. Концентрации Рс1 в среднем составляют 2.0 ррт, они существенно превышают таковые платины: Рст варьирует от 3 до 10. По данным Н.Д. Толстых образовании Р1-Рс1 и

связано с халькопиритовой

' 3|»Я эндоконтактовых руд

Среди эндоконтактовых | РУД Доминируют пирротин-

■ также диагностированы титаномагнстит, магнетит. '¿ь •«- ильменит. а также

^^В " л Щ сфалерит, галенит, пирит.

ЙЬ'-'М' (Лу^яТ пентландит, линнеит. Из

благородных установлены самородное, сперрилит и Рс1

(преимущественно теллуриды и арсениды). В эндоконтактовых рудах наблюдаются обособления арсенидов, сульфоарсенидов (кобальтина-гередорфита, леллингита, саффлорита и др.) и отдельные гнезда и прожилки среди сульфидных руд (Криволуцкая, 1987; Толстых и др., 2008; Гонгальский 201 I). В западной части Чинейского массива развиты халькопирит-пиритовые руды. Температуры образования сульфидов данного типа минерализации немного отличаются от отмеченных выше для сульфидов из центральных частей массивов, судя по пониженным значениям содержаний Со в пентландите и составу пирротина - они составляют 610-500"С.

Рис.10. Вкрапленные (а), прожилковые (б) руды в титаномагнетитовых рудах месторождения Этырко (ширина образцов 5 см); линзы (в), брекчии (г) массивных халькопиритовых руд месторождения Рудное.

минералов

металлов

золото

кюстелит,

минералы

Экзоконтактовые руды присутствуют на всех месторождениях, наиболее богатые из них установлены в юго-восточном обрамлении Чинейского массива. Исключение составляет Контактовое месторождение, поскольку здесь габброиды прорваны гранитоидами ингамакитского комплекса. Руды залегают в виде сплошных жил или линз (рис. 10в), часто брекчированньгх тел (рис. Юг), а также образованы вкрапленностью в ороговикованных песчаниках удоканской серии. Они выполняют систему субгоризонтальных трещин в приподошвенной части массива, но встречаются и секущие жилы. Мощность жил достигает первых метров, протяженность - 30-40 м. На Рудном месторождении маломощные прерывистые прожилки халькопиритового состава с метасоматическими ореолами прослеживаются до 500 м вниз от контакта габброидов, что может свидетельствовать о более позднем формировании сульфидов относительно габброидов.

Экзоконтактовые сульфидные руды Чинейского плутона имеют преимущественно медный состав. Это предопределило более высокие концентрации элементов платиновой группы в них, особенно Р<1. Среди руд преобладают халькопиритовые, борнит- и миллерит-халькопиритовые разновидности, реже встречаются пирротин-халькопиритовые. В качестве редких минералов диагностированы арсеногаухекорнит, маухерит, никелин, гессит, кубанит, маккинавит, миллерит, никелин, кобальтин, герсдорфит, галенит, сфалерит, гюбнерит, сперрилит и многочисленные минералы Рс1: соединения его сВ\, Те, вЬ, 8п и Ав.

Se ч X X ♦

■ А ♦♦ ♦

■

Л •• As

0 0,1 0,2 0,3

Рис. 1 1 . Диаграмма Бе-Аб (мас.%) для халькопиритов месторождений Удокан-Чинейского района

А Правоингамакитское

♦ Луктур ■ Рудное

А Контактовое ХВерхнечинейское □ Майлавский

• Удокан-Озерный

На диаграмме T-fS2 (Scott, Bames, 1971) область кристаллизации экзоконтактовых руд Чинейского массива определяется отсутствием арсенопирита в них, а также наличием практически безкобальтового пентландита, борнита и других минералов: при этом температура кристаллизации сульфидов снижалась от 550"С в жильных рудах до почти 300"С, а lg фугитивности серы изменялся от -9 до -11. Если же сравнить

содержания летучих компонентов в рудообразуюших минералах, в частности, халькопиритах разных месторождений, то они различаются для разных месторождений (рис. 11), причем при возрастании роли этих элементов в рудах в целом их содержания снижаются в главных сульфидах, поскольку они образуют самостоятельные минералы (никелин, герсдорфит-кобальтин и т.д.).

Таким образом, сульфидные платино-никелево-медные руды являются результатом длительно развивающейся магматической системы, их образование происходило на разных стадиях - от собственно магматической до постмагматической, на которой были сформированы экзоконтактовые руды в осадочных породах, часто на значительном удалении от габброидов, где существенную роль играли летучие компоненты - мышьяк, сурьма и др.

Защищаемое положение 4. В сульфидных месторождениях, локализованных в осадочных породах удоканского комплекса, особенно в месторождениях-сателлитах Удокана, существенную роль в рудообразоваиии играли гидротермальные процессы, в результате деятельности которых сформированы жильные тела кварц-пирит-халькопиритового состава с благородномепшлльной минерализацией, а также уран-редкометальные метасоматиты.

Наиболее ярким представителем гидротермальных образований в районе является Правоипгамакитское месторождение, расположенное в ближайшем обрамлении Чинейского массива. Оно разведывалось как месторождение медистых песчаников в 60-е годы прошлого столетия Удоканской экспедицией. Однако при детальном изучении этих руд автором в 2004-2006 гг. выяснилось (Гонгальский и др., 2007), что оно имеет более сложное строение и сильно отличается от эталонного объекта данного генетического типа - Удоканского месторождения. Вмещающими породами рудных тел являются терригенно-карбонатные породы средней части читкандинской свиты (PRi). Прерывистые рудные тела на месторождении представлены двумя типами: 1) жилами и линзами, сложенными молочно-белым сливным кварцем с прожилками и гнездами сульфидов (рис. 11) и 2) кулисообразно залегающими залежами массивных сульфидов, окруженными вкрапленностью пирита и халькопирита. Протяженность кварцевых жил по простиранию достигает первых десятков метров при мощности от 0.3 до 1 м, а сульфидных тел мощностью 3-5 м и протяженностью 300-440 м. Содержание меди в рудных телах колеблется от 0.47 до 10.5 мае. %, причем они характеризуются высокими и сильно варьирующими соотношениями Cu/Ni (от 10 до 700 для разных участков). По составу золото-платино-медные руды Правоингамакитского месторождения

отличаются от медных руд Удокана и имеют черты сходства с экзоконтактовыми рудами месторождения Рудное Чинейского массива.

Руды представлены пирит-халькопиритовыми разновидностями, для которых характерны прожилковые и брекчиевые текстуры (рис. 12). Максимальное обогащение никелем кварцевых жильных руд обусловлено высокими концентрациями никелевых минералов - миллерита и пентландита. Именно в этом типе руд установлены высокие концентрации благородных металлов, ррш: до 2.2 РТ; 6.2 Рс1; 0.4 Аи. В них диагностированы мелкие (до 10 мкм) выделения клаусталита (РЬ, 00(§ео.^Б^),00, гессита Аё|98Те102, бравоита

^'о7з^ео зо^1 97 богдановичита AgBiSe2, с ними связаны также интерметаллиды палладия, состав которых из-за мелких размеров (первые микроны) точно не определен. Отличительной особенностью главных рудных минералов этих участков являются высокие концентрации никеля и кобальта, особенно в пирите, где содержания указанных элементов достигают 1.75 мае. % № и 1.48 мае. % Со.

Рис. 11. Миллерит-пирит-халькопиритовые руды Правоингамакитского месторождения, а - образец 45-3, б -то же под микроскопом. На врезках -тонкие фазы (первые микрометры) клаусталита, гессита, богдановичита.

В телах сплошных сульфидных руд, сильно обогащенных медью, концентрации благородных металлов в рудах существенно меньше (0.04 Р(, 0.6 Рс1, 0.4 Аи г/т), чем в жилах, исключая серебро, максимальные содержания которого сосредоточены именно в этом типе оруденения и достигают в штуфах ураганных значений (до 371 ррт Ай). Примеси № и Со в главных рудных минералах низкие.

Гидротерманьные образования представлены также и на Удоканском Ре-Ag-Cu месторождении (рис. 1). В пределах рудного горизонта выделяются крупные линзовидные и пластовые тела, имеющие халькозин-борнитовый (67,5 %), халькопиритовый (6,5 %) и малахит-брошантитовый (26,0 %) состав. Руды месторождения среднего качества (1-2% меди), с участками богатых (более 2% меди).

Рис. 13. Оксидные и сульфидные руды Удоканского месторождения а) вкрапленность халькопирит-пиритового состава (Сру'+Ру1) и секущий прожилок (Сру"+Руп); б) осадочные слойки магнетита (Мг), жилки и вкрапленность (д-фрагмент) халькозин-борнитового состава (СЬс+Вг) и новообразованные кристаллы магнетита (М1П),

в) линзы и секущий прожилок халькозин-борнитовых руд (е-фрагмент), г) массивные халькозин-борнитовые руды, содержащие до 10% новообразованного магнетита.

На месторождении широко распространены послойные и секущие халькозин-борнитовые прожилки (рис. 13). Ф.П. Кренделев с соавторами (1983) выделяли 4 их типа, связывая их образование с региональным или контактовым метаморфизмом. Такую же точку зрения приводят и другие исследователи Удоканского месторождения (Богданов и др., 1966; Юргенсон, 1968; Наркелюн и др., 1977, 1987; Чечеткин и др., 1995, 2000; Габлина, 1997), рассматривая их приуроченность к косым слойкам. В то же время П.П. Петровский показал, что рудные концентрации приурочены к слойкам только определенной ориентировки и они связаны с тектоническими послойными подвижками вдоль этих направлений, образованием трещин и заполнением их гидротермальными растворами (Петровский, 2003; Петровский, Салихов, 2005).

Нами на Удоканском месторождении (участки Западный, Озерный, Наминга) было установлено широкое распространение кулисообразных линзочек сульфидов с кварцем, а также секущих прожилков халькозин-борнитовых руд (рис. 13в). Были также обнаружены зоны брекчированных вмешаюших пород (песчаников, аргиллитов), сцементированных жильным кварцем с халькозином, борнитом и халькопиритом. Кварц-сульфидные прожилки окаймляются метасомэтическим магнетитом (рис. 13 в, е), который отличается от магнетита осадочных слойков (рис. 13 б, д) по морфологии и составу. В прожилках устанавливаются повышенные концентрации золота - до 0,3 г/т (в безрудных песчаниках их концентрации менее 0,01 г/т). В секущих прожилках определены повышенные концентрации и, РЬ и низкие Та, N1), П (рис. 14).

41), халькозин-борнитовых руд - субсогласных альбититов (111345-ж) и лампрофиров (УШТ9-42) и секущих (УШТ9-44) (110437)

Особый интерес вызывает месторождение Красное, где в отличие от других месторождений и рудопроявлений типа медистых песчаников описываемого района отсутствует первичный халькозин и исключительно широко представлен пирротин (Богданов и др., 1966; Аксенова и др., 1969). В составе руд диагностированы арсенопирит, блеклые руды, линнеит и кобальтин. Помимо рудоносных горизонтов, залегающих согласно с вмещающими породами, присутствуют и секущие сульфидные тела. Они имеют линзовидную форму и сложены пирротином в ассоциации с халькопиритом, марказитом, пиритом и нерудными минералами. В пробах из руд месторождения Красное в ассоциации с блеклыми рудами концентрации (ррт) серебра достигают 240, золота - 0,32, а из борнит-халькопиритовых руд — 72 и 0,27 ррт соответственно.

Рудные тела месторождения Бурпала залегают среди карбонатно-терригенных отложений талаканской свиты кеменской серии, прорванных глистообразными интрузиями габбро. Главными минералами являются пирит, халькопирит, реже отмечаются халькозин, борнит и ковеллин (Богданов и др., 1966; Аксенова и др., 1969). Пирит и халькопирит образуют равномерную, очень тонкую вкрапленность, реже — нитевидные послойные и секущие прожилки. Халькозин и борнит присутствуют только в прожилках, преимущественно секущих, обычно совместно с халькопиритом. Самые высокие концентрации серебра установлены (ррт) в халькозин-борнитовых рудах -125,2 при содержаниях меди - 3,01%, в халькопирит-борнитовых - 113,3 и пирит-халькопиритовых - 26,7. При содержаниях меди менее 0,01% концентрации серебра минимальны - 3,5 ррт. Содержания золота достигают 0.8 ррт в борнит-халькозиновых рудах и 0,08 ррт - в халькопирит-борнитовых. Халькозин-борнитовые руды сопровождаются альбитизацией вмещающих пород (песчаников), в них присутствует новообразованный магнетит.

Существенная роль магматогешплх флюидов, принимавших участие в рудообразовании на месторождениях-спутниках Удокана, и отчасти, его самого, подтверждается изотопным составом серы сульфидов из этих руд (рис. 16). Так, типично осадочные руды Удоканского месторождения сильно обогащены легким изотопом серы: наиболее легкий состав (5348 = — 27,2%о) характерен для пиритов Намингинского участка (скв. 928, глубина 405м), в то время как для вкрапленных халькопирит-пиритовых руд участка Медный установлены значения - 12,9%о. Близкие значения типичны и для руд месторождения Бурпала (от - 8 до -12%о; Богданов, Голубчина, 1971).

В целом же сульфиды месторождений Удокан и Бурпала характеризуются двумя уровнями: очень легкая сера пирита, пирротина и халькопирита (-15-40%о) нулевого рудоносного уровня (Чечеткин и др., 2000) и (- 5 -12%о) слоев, линз и секущих прожилков различного состава. Так, в секущих халькопирит-пиритовых прожилках (рис. 13а) эти значения составляют -13,2 %о, а в халькозин-борнитовых они подвержены сильным колебаниям: от -8,6%о до -2,7%.

Последнее значение уже близко к таковым для типично магматогенных руд, которые изучены для месторождений Чинейского массива. Так, изотопный состав серы пирротинов месторождения Рудное варьирует в пределах 8348= +2,6 - +4,4%о, халькопиритов-+1,7 - +2,6%о а для минералов Верхнечинейского месторождения эти значения соответственно равны +3,6 и +3%о. Пириты Контактового месторождения характеризуются средними значениями +3,3%о (рис. 16).

о

и Намин-инская

воо-1000

Мссторождени

5343,%о

-20 -10 0 10 20

Саку кап екая

16003000

ф ооа№впс о Ш^ШН

О ООО

О О ООО % О

°8° <ШТС1

(врой

Талакаи икая

10001500

Бурпала

О

Бутун-ская

8002000

Алексан дровска!

2501000

Красное. Мр.-Пнгамакигскш

О 1Д) (ЩУО

Чкткаи-динская

8001500

Чкисйскнн массив: Рудное.

Всрхнсчинсйскос.

Контактовое

Рис. 16. Вариации изотопного состава серы в сульфидах месторождений Удокан-Чинейского района

Условные обозначения. Кружки: черные и зеленые (Богданов, Голубчина, 1966), сиреневые и коричневые (Конников и др., 1987), красные квадраты и ромбы — данные автора, аналитик С. Г. Кряжев, ЦНИГРИ).

Из изученных месторождений-спутников Удокана многие обладают изотопными характеристиками сульфидных руд, типичными для магматических систем. В первую очередь, это касается сульфидов Правоингамакитского месторождения, где значения 8348 для пиритов и халькопиритов меняются от +2 до +4,2%о. Изотопный состав серы пирротинов Сакуканского рудопроявления также характеризуется близким к мантийным значениями <у'48 =+1,9 - +2,9%о (рис. 16). И на месторождении Красное также преобладают положительные значения 5348 для сульфидов (от+1-до+4%о).

Таким образом, приведенные выше данные для изотопов серы сульфидов магматических месторождений Чинейского массива и пиритов и халькопиритов Правоингамакитского, Красного месторождений и Сакуканского рудопроявления имеют общий глубинный источник. Напротив, наиболее легкая

сера пирротинов и пиритов осадочных толш и месторождений (5348 меньше (-) 12-15%о) является продуктом осадочного рудообразования, а отрицательные промежуточные значения (5 '48 - 3-8%о) сульфидов могут свидетельствовать о смешанном источнике серы, участии ювенильных и вадозных вод в сульфидообразовании в осадочных толщах удоканского комплекса.

Помимо сульфидных руд в рассмотренных выше месторождениях Удокан-Чинейского района нередко присутствуют минералы редких земель, тория и урана. Например, на месторождении Ункур нами помимо минералов

Рис. 17. Урановые и торий-урановые минералы в виде каемок вокруг халькопирита (а,б), включения самородного серебра и галенита (в, г) на Ункурском месторождении

благородных металлов были обнаружены выделения и и ТЬ-и минералов преимущественно в виде каемок вокруг халькопирита (рис. 17 а, Ь), реже - в виде изолированных мелких зерен среди сюшкатов.

Самым крупным объектом данного типа является месторождение урана Читканда в альбитизированных песчаниках с магнетитовыми слойками и сульфидной минерализацией (Минеева, Архангельская, 2007; Машковцев и др., 2010), расположенное в непосредственной близости от месторождения Красное.

В скважинах месторождений Этырко и Контактовое геофизиками ПГО «Сосновгеология» в 90-е годы в альбитизированных габброидах была установлена урановая минерализация. В 2006-2008 гг. там же редкометально-торий-урановая минерализация была описана геологами ВСЕГЕИ (Макарьев и др., 2009, 2010). Нами также были задокументированы альбититы с высокими содержаниями апатита в скв. №11 на глубине 1344-1345 м (Тонгальский, Криволуцкая, 1993). В альбититах в верхней части разреза чинейской серии

удоканского комплекса (Кнауф и др., 2001) было обнаружено более десятка зерен палладиевых фаз (соболевскит, фрудит, мертиит и паоловит), золота (электрум и гессит) и урана. Альбититы, развитые по габброидам Чинейского массива, имеют близкие уровни концентрации редкоземельных элементов (рис. 15) с лампрофирами основной массы флюидно-магматических брекчий (4-ая группа), а также с монцодиоритами верхней и нижней частей массива (месторождение Рудное). По-видимому, это явление также связано с эволюцией Удокан-Чинейской рудно-магматической системы.

Заключение

Несмотря на уникальную рудоносность Кодаро-Удоканского региона и его выдающуюся роль в формировании сырьевой базы России (Лаверов и др., 2004), многие месторождения этой территории остаются недостаточно изученными, что сказывается на перспективах их освоения. Проведенные в последние годы исследования автора и других геологов свидетельствуют о наличии генетических связей между многими типами руд, позволяющих прогнозировать обнаружение новых объектов.

Главными в пределах металлогенической провинции Северного Забайкалья являются месторождения меди, серебра, золота, платиноидов, железа и ванадия. Все они были сформированы в палеопротерозойскую эпоху в несколько этапов. Наиболее ранними из них являются халькопирит-пиритовые и пирротиновые рудные тела в осадочных породах, затем магматические руды в габброидах, далее гидротермальные и гидротермально-осадочные руды, и самыми поздними являются гидротермально-метасоматические образования с уран-редкоземельной минерализацией. В этой последовательности наблюдается во многом преемственность в рудообразовании, а также проявление телескопирования различных рудных минеральных ассоциаций в пределах ряда объектов.

К главным результатам настоящих исследований можно отнести установление существования в палеопротерозое крупной магматической системы, продукты кристаллизации которой частично обнажены на современной эрозионной поверхности (массивы чинейского комплекса), а частично, устанавливаются на глубине и могут служить потенциальным источником платино-медно-никелевых руд. Результатом функционирования этого крупного очага магматизма явилось не только образование уникальных крупных месторождений ванадиевых и медных руд, но и его воздействие на ранее сформированные месторождения в терригенно-карбонатных породах удоканского комплекса. Последнее выразилось в частичном переотложении рудного вещества в пределах продуктивных горизонтов, а также в образовании

новых типов оруденения - гидротермального и гидротермально-метасоматического, где существенную роль наряду с магматическими флюидами играли метеорные воды. В описываемый период существовала крупная рудно-магматическая система (рис. 18), на разных уровнях которой находились различные месторождения, подверженные тепловому и флюидному воздействию.

Главными металлами рассматриваемых месторождений являлись медь, благородные металлы, железо. Они могли поступать из магматических камер или заимствоваться из вмещающих пород. Почти во всех изученных объектах главных являются борнит, постоянно самородное

из

одними минералов халькопирит, пирротин, присутствуют золото, серебро, а минералы ЭПГ.

также

Рис. 18. Модель Удокан-Чинейской рудно-магматической системы

Менее очевидной представляется принадлежность к Удокан-Чинейской рудно-магматической системе уран-редкометальной минерализации. Ее локализация в метасоматитах титаномагнетитовых руд месторождения Этырко свидетельствует о ее более позднем формировании по сравнению с габброидами. Однако близость по содержаниям всех редкоземельных элементов ураноносных метасоматитов к цементу флюидно-магматических брекчий Чинейского массива, к альбититам за его пределами, а также наличие палладиевой и медной минерализации в них, могут свидетельствовать о принадлежности этих образований к завершающему этапу функционирования Удокан-Чинейской рудно-магматической системы. Рассмотренные месторождения имеют много общего с выделяемым в последние годы семейством железо-оксидно-золото-медных месторождений (ЮСв) с ураном и редкими элементами (Нкгтап е1 а1, 1992; Р1га]по, 2007; Соловьев, 2011).

——Удокапекое

I Ункурскос

Сакпнское ' '

Лукгурский

массив

Рудное

Ьурпалннское

Чинейскиїг массив

с кое

Промежуточная магматическая камера

В последующие периоды в результате интенсивных тектонических движений территория была разбита на блоки, вертикальные смещения которых привели к тому, что на поверхность были выведены разноглубинные составляющие Удокан-Чинейской рудно-магматической системы, доступные непосредственному изучению.

Список основных публикации по теме диссертации

Монографии

Гонгальский Б.И.. Криволуцкая H.A. Чинейский расслоенный плутон.

Новосибирск: ВО "Наука", Сибирская издательская фирма, 1993. 184 с. Голев В.Н., Гонгальский Б.И.. Дэви М.Н. и др. Кодаро-Удоканский рудный район. Путеводитель экскурсии XI Всесоюз. металлоген. совещ. "Металлогения Сибири". Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987. 81с. Богнибов В.И., Кривенко А.П., Изох А.Э., ...Гонгальский Б.И. и др. Платиноносность ультрабазит-базитовых комплексов Юга Сибири. РАН, Сиб. отд-ние. Новосибирск, 1995. 151 с. Месторождения Забайкалья. (Отв. составитель). Т 1. Кп 1 - 2. М.: Геоинформмарк. 1995.

Статьи в лсурнилих ВАК

Гонгальский Б.И.Особенности основного магматизма Удокан-Чинейского

рудного района (Северное Забайкалье). Литосфера. 2010. № З.С. 87-94. Гонгальский Б.И. Ресурсный потенциал Удокан-Чинейского рудного района

(Забайкальский край). Руды н металлы. 2011. №3-4. С.45 Krivolutskaya N.A., A.V. Sobolev, S. G. Snisar, B.I. Gongalskiy et al. Mineralogy, geochemistry and stratigraphy of the Maslovsky Pt-Cu-Ni sulfide deposit, Noril'sk Region, Russia. Mineralium Deposita. 2012. V.47. P.69-88. Krivolutskaya N.A., Gongalskiy B.I., Shlychkova T.B., Yushin A.A., Kononkova N.N., Tushentsova I.N. Mineralogical and Geochemical Characteristics of Pt-Cu-Ni Ores of the Maslovsky Deposit in the Noril'sk area, Russia. Canadian Mineralogist. 2011. V. 49. №6. P. 1649-1674. Gongalskiy B. and N. Krivolutskaya.Udokan-Chiney ore-magmatic system, Russia.

Northwestern Geology. 2009. V.42. P. 180-184. Криволуцкая H.A., Михайлов B.H., Снисар С.Г., Гонгальский Б.И. Внутреннее строение и состав Микчангдинского ультрабазит-базитового массива в Норильском рудном районе (Сибирская трапповая провинция). Вестннк КРАУНЦ. Науки о Земле. 2009. № 2. Выпуск № 14. С. 29-48. Гонгальский Б.И.. Криволуцкая H.A., Арискин A.A., Николаев Г.С. Строение, состав и формирование Чинейского анортозит-габброноритового массива в Северном Забайкалье. Геохимия. 2008. № 7. С. 691-720. Гонгальский Б.И.. Ю.Г. Сафонов, H.A. Криволуцкая, В.Ю. Прокофьев, A.A. Юшин. Новый тип золото-платино-медного оруденения в Северном Забайкалье. Докл. РАН. 2007. Т. 414. №5. С. 645-648. Волков A.B., Генкин А.Д., Гонгальский Б.И. Геология, генезис и вопросы освоения комплексных месторождений благородных металлов —

международный симпозиум. Геология рудных месторождений. 2003. Том 45. №З.С. 279-286.

Криволуцкая H.A., Гонгальский Б.И. Сергеева Н.Е.Особенности минерального состава сульфидных руд Чинейского массива. Горный журнал. 1997. № 7.С. 187-201.

Гонгальский Б.И.. Головатый A.C., Абушкевич С.А. Зональные кольцевые структуры хребта Удокан. ДАН. 1995. Т.343. N 1. С. 80-82.

Кривенко А.П., Изох А.Э., Толстых Н.Д., Гонгальский Б.И. Устойчивость минералов платины и палладия при разрушении сульфидных руд. ДАН. 1995. Т. 342. №5. С. 640-643.

Гонгальский Б.И. О месте чинитов (плагиоклаз-титаномагнетитовых пород) в формировании Чинейского расслоенного плутона (Северное Забайкалье). Бюлл. МОИП, отд.геол., 1993. Т.68, Вып.2. С.83-88.

Гонгальский Б.И.. Криволуцкая H.A. Микроритм 1106420 Чинейского плутона. ДАН. 1987. Т. 296. № 5. С. 1199-1203.

Гонгальский Б.И. Криволуцкая H.A. К вопросу о структуре Чинейского массива. Вестннк МГУ, сер. геол., 1985. N 4. С. 76-80.

Гаврикова С.Н., Гонгальский Б.И. Щелочность и кислотность гранитоидов Олекминского Становика. Геохимия. 1980. N 10. С. 1481-1500.

Гонгальский Б.И. Роль тектонических структур в формировании

Бугарихтинского плутона гранитоидов. Изв. вузов, геол. и разв. 1977. N 3. С. 150-152.

Гаврикова С.Н., Павлинов В.Н., Орлов В.Н., Гонгальский Б.И. и др.

Мезозойская тектоно-магматическая активизация юго-западной части Олекминского Становика (В.Забайкалье). Изв. вузов, геол. и разв. 1976. N. 10. С. 12-19.

Павлинов В.Н., Гаврикова С.Н., Гонгальский Б.И. и др. Домезозойское тектоно-магматическое развитие юго-западной части Олекминского Становика (В.Забайкалье). Изв. вузов, геол. и разв. 1976. N. 8. С. 10-24.

Статьи в сборниках

Гонгальский Б.И. Элементы платиновой группы в породах и рудах месторождений Удокан-Чинейского района. Платина России. Т. VII Красноярск. 2011. 253-263.

Гонгальский Б.И. Сульфидные руды Удокан-Чинейского рудного района. Труды XXI Межд. Конф. поев. 100-летию акад. В.И. Смирнова. М.: МГУ. 2010. 272-289.

Гонгальский Б.И . Ю Г. Сафонов, H.A. Криволуцкая, Л.П. Носик, В.Ю. Прокофьев,

А.И. Якушев. Уникальная Удокан-Чинейская рудно-магматическая система (С. Забайкалье). 2006. С. 483-510.

Гонгальский Б И.. Изох А.Э., Кривенко А.П., Криволуцкая Н.А, Толстых Н.Д.

Гигантские концентрации меди в месторождениях Кодаро-Удоканского района (Северное Забайкалье). Крупные и суперкрупные месторождения: закономерности формирования и размещения. М.: ИГЕМ. 2004. С.206-218.

Гонгальский Б.И.О происхождении медных руд в осадочных и магматических (Чинейский массив) горных породах. Недра Востока. 1993. №2. С. 2-4.

Толстых Н.Д., Кривенко А.П., Криволуцкая H.A., Гонгальский БИ. Житова Л.М., Котельникова М.В. Благороднометалльная минерализация сульфидных руд

Чинейского плутона. Платина России.Т. 5. М., Геоинформмарк, 2004. С. 225249.

Gongalskv В.. Krivolutskava N. The Udokan-Chiney Ore-Magmatic System the Northtems Baikalia, Siberia, Russia. Understanding the genesis of ore deposits to meet the demands of the 21 -st century. 12-th quadrennial IAGOD symposium. 2006. 277. 4 p.

Gongalskv B.I.. Krivolutskaya N.A. Unique copper metallogenic province of the North Transbaikalia (Siberia, Russia). Metallogeny of the pacific Northwest: Tectonic, Magmatism and Metallogeny of active continental margins. Vladivostok, Dalnauka. 2004.443-446.

Гонгальский Б.И.. Криволуцкая Н А Минералогия и геохимия платиновых металлов Чинейского массива. Платина России. T.IV. Проблемы развития МСБ платиновых металлов в XXI веке (минералогия, генезис, технология, аналитика). М.: Геоинформмарк. 1999. С.30-40.

Гонгальский Б.И.. Криволуцкая Н А., Голева Н.Г. Месторождения Чинейского массива. Месторождения Забайкалья. 1995. М.: Геоинформмарк. Т.1. Кн.1. С.20-28.

Тезисы

Gongalskiv В.. Krivolutskava N.. Murashov К., et al. Fe-U-PGE-Au-Ag-Cu Deposits of the Udokan-Chiney Region (East Siberia, Russia). Geophysical Research Abstracts. 2012. Vol. 14. EGU2012-12313.

Гонгальский Б.И.. Тимашков A.H., Вояковский C.Jl. U-Pb результаты датирования цирконов палеопротерозойских интрузивов Удокан-Чинейского рудного района (Россия). Материалы V Рос. конф. по изотоп, геохрон. Москва: ИГЕМ РАН. 2012. С. 110-112.

Gongalskiv B.I.. Safonov Yu.G., Krivolutskaya N.A. Platinum Mineralization in the Titanomagnetite and Sulfide Ores of the Chineyskiy Layered Massif (Northern Transbaikalia, Russia).llth International Platinum Symposium, June 21-24, 2010. Ontario Geological Survey, Miscellaneous Release-Data.269, 4.

Гонгальский Б.И.. Макарьев Л.Б., Вояковский C.K. Мезо- кайнозойский магматизм Удокан-Чинейского района и урановое оруденение. Вулканизм и геодинамика. Петропавловск-Камчатский. 2009. С. 321-323

Gongalskiv B.I.. Glukhovskiv M.Z., Krivolutskaya N.A., Sukhanov M.K. Traces of Plumes of Various Ages in the Structure of the Udokan-Chiney Area. Large igneous provinces of Asia, mantle plumes and metallogeny. Novosibirsk. 2009. P. 109-111.

Гонгальский Б.И.. Суханов M.K., Гольцман Ю.В. Sm-Nd изотопная система Чинейского анортозит-габброноритового плутона (Восточное Забайкалье). Проблемы геологии рудных месторождений, минералогии, петрологии и геохимии. М„ ИГЕМ РАН. 2008. С. 57-60.

Подписано в печать 15.10.2012. Формат 60x90/16. Печать цифровая Тираж 150 экз. Заказ № 7

Издательская группа ИГЕМ РАН 119017, Москва, Старомонетный пер., д. 35

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Гонгальский, Бронислав Иосифович

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА

1.1 Общая характеристика территории

1.2. Породы фундамента

1.3. Породы платформенного чехла

1.4. Интрузивные образования района

ГЛАВА 2.ЧИНЕЙСКИЙ РАССЛОЕЕНЫЙ МАССИВ: СТРОЕНИЕ,

УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ И ТИТАНОМАГНЕТИТОВЫЕ РУДЫ

2.1. Общая характеристика массива

2.2. Внутреннее строение массива

2.2.1. Грубозернистые анортозиты и монцодиориты

2.2.2. Высокотитанистые габброиды

2.2.3. Низкотитанистые габброиды

2.2.4. Флюидно-магматические брекчии с лампрофировым цементом

2.2.5. Детальные разрезы Чинейского массива

2.3. Петрохимические особенности и общая типизация пород Чинейского массива

2.4. Реконструкция температуры и составов чинейских магм

2.5. Редкие элементы в породах массива

2.6. Титаномагнетитовые руды в габброидах

2.6.1. Месторождения Магнитное и Этырко Чинейского массива

2.7. Формирование Чинейского массива

ГЛАВА 3. СУЛЬФИДНЫЕ РУДЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

ЧИНЕЙСКОГО КОМПЛЕКСА 148 3.1. Месторождения Чинейского массива

3.1.1. Общая характеристика

3.1.2. Месторождение Рудное

3.1.3. Месторождение Контактовое 170 3.1.3. Сульфидная минерализация в титаномагнетитовыхрудах

3. 1.6. Сульфидная минерализация, приуроченная к тектоническим нарушениям

3.2. Месторождения и рудопроявления в массивах чинейского комплекса (Луктурского, Майлавского и др.)

3.2.1. Месторождения Луктурского массива

3.2.2. Рудопроявления медно-никелевых руд в габброидах 185 Майлавского массива

3.3. Распределение элементов платиновой группы в породах и рудах месторождений чинейского комплекса

ГЛАВА 4. УДОКАНСКОЕ Fe-Ag-Cu МЕСТОРОЖДЕНИЕ

4.1. Геологическая позиция месторождения

4.2. Строение и состав рудных горизонтов

4.3. Состав руд

4.3.1. Химический состав руд

4.3.2. Структуры и текстуры руд

4.3.2. Минеральный состав руд

4.3.3. Метаморфические преобразования пород и руд

ГЛАВА 5. ГИДРОТЕРМАЛЬНО- ОСАДОЧНЫЕ И МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ

МЕСТОРОЖДЕНИЯ

5.1. Гидротермально-осадочные месторождения

5.1.1. Правоингамакитское месторождение

5.1.2. Месторождение Красное

5.1.3. Месторождение Бурпала

5.1.4. Ункурское месторождение 237 5. 2. Метасоматические месторождения и рудопроявления

5.2.1. Катугинское месторождение

5.2. 2. Читкандинское месторождение

5.2.3. Рудопроявления урана в породах Чинейского массива

ГЛАВА 6. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ СЕВЕРНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

6.1. Краткая история изучения месторождений Северного Забайкалья

6.2. Актуальность исследования месторождений Северного Забайкалья

6.3. Этапность формирования месторождений

6.4. Палеомагматическая система Кодаро-Удоканскогорайона

6.5. Раннепротерозойская рудно-магматическая система Кодаро-Удоканского района

Введение Диссертация по геологии, на тему "ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ МЕТАЛЛОГЕНИЯ УДОКАН-ЧИНЕЙСКОГО РУДНОГО РАЙОНА (СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)"

Постановка проблемы и актуальность проводимых исследований

Проблема формирования крупных и уникальных месторождений на Земле является одной из ведущих в геологии в последние годы. Это определяется, в первую очередь, важнейшей экономической ролью месторождений-гигантов: составляя менее 5 % от общего количества разрабатываемых в мире месторождений, они на 85 % удовлетворяют мировую потребность в сырье. Поэтому отработка именно таких месторождений должна лечь в основу концепции устойчивого развития цивилизации (Рундквист, Кравченко, 1996). Палеопротерозойская эпоха рудообразования была высокопродуктивной на медно-никелевые и РОЕ месторождения. Вторым важным аспектом при рассмотрении суперкрупных месторождений являются проблемы их генезиса, поскольку по сути они представляют собой гигантские геохимические аномалии в земной коре (например, концентрации платиновых металлов в норильских рудах возрастают на 6-7 порядков по сравнению с их кларковыми значениями). Россия обладает одной из крупнейших в мире разведанной и в различной степени оцененной минерально-сырьевой базой титана и ванадия со значительными перспективами ее расширения за счет прогнозных ресурсов, которые для Чинейского массива по титану оцениваются в 30 миллиардов тонн. Наиболее яркими примерами освоения и промышленного использования титаномагнетитовых руд за рубежом являются месторождения Бушвельдского массива (ЮАР), Лак-Тио (Канада), Паньжихуань (КНР) и др. (Быховский, Тигунов., 2009).

Вопрос о механизме выноса глобальных концентраций рудного вещества из глубин Земли и дальнейшего его концентрирования в виде суперкрупных месторождений обсуждается на протяжении последних десятилетий (Рябчиков, 2003; Кадик, 2003) и до сих пор вызывает оживленные дискуссии. Главным остается вопрос: были ли сформированы месторождения-гиганты в результате рядовых геологических процессов или они образованы в особых, специфических условиях (Овчинников, 1988; Добрецов, 1994). Эта проблема рассматривалась на заседаниях Международной Ассоциации по Генезису Рудных Месторождений (IAGOD - 1999, 2001, 2004, 2008), Симпозиумах по суперкрупным и крупным месторождениям (Adelaida, 2010), Международной Минералогической ассоциации (IMA -2000), и более мелких совещаниях (Санкт-Петербург, 1996; Москва, 2000). Этой теме был посвящен специальный проект Международной программы геологической корреляции №354 (1995-1999 гг.).

Для эндогенных месторождений в свете решения данной проблемы особое значение приобретает природа их связи с магматизмом, глубинная суть которой остается до конца нераскрытой. Даже для редкометальных месторождений было убедительно показано, что они сформировались из особого типа магм, хотя в целом роль магматизма не превышала 25 %.от общей суммы геологических факторов - структурных, литологических и т.д. (Коваленко, 1977; Соболев и др., 2009). Логично было бы предположить, что для собственно магматических месторождений, в которых руды являются составной частью ультрабазит-базитовых комплексов, этот показатель должен быть существенно выше, вплоть до образования в природе особых рудоносных магм. Тем более, что принципиально такая возможность известна на примере образования высокожелезистых расплавов вулкана Эль-Лако (Чили), рудных расплавов в восточной части Тихого океана (хребет Хуан- де-Фука, Жмодик, 2002).

Крупным Pt-Cu-Ni месторождениям, локализованным в пределах расслоенных плутонов или небольших интрузивных тел, посвящено огромное количество работ (Campbel et al., 1983; Naldrett, 2004, 2010; Lee, 1996; Barnes et al., 1986; Kruger et al., 2005; Дистлер и др., 1988; Додин, 2002; Дюжиков и др., 1988; Лихачев, 2006; Чернышов, 2004). Однако значительная их часть касается металлогенических построений: от анализа глобальных закономерностей размещения на планете до рассмотрения локальных геолого-структурных условий в пределах рудных полей (Kutina, 1999; Rundkvist, Mitrofanov, 1999) в то время как глубинной сути связи магматизма с рудообразованием, уделяется значительно меньше внимания (ЫаИгей, 1996; 2009, Г^Ыйю! & НолукезлуогЛ, 1997; Маракушев, 1979; Лихачев, 2006).

Среди месторождений данного класса существует два главных типа, как правило, разобщенные в природных объектах: существенно платиновые в крупных расслоенных плутонах (Бушвельд, Великая Дайка, Стиллуотер и др.) и сульфидные медно-никелевые (Садбери, Войсис Бэй, Джинчуань, Дулут, Лак-дез-Иль). Разновозрастные ультрабазит-базитовые массивы окаймляют кратон Сьюпириор, где присутствуют РОЕ и Си-№ месторождения. Для каждого из них проблема связи оруденения с магматизмом решается по-своему.

Северное Забайкалье является одной из крупнейших металлогенических провинций не только в России, но и в мире. Здесь сосредоточены уникальные месторождения меди (Удоканское, более 25 млн.т Си), ванадия и титана (Чинейское, прогнозные ресурсы 30 миллиардов тонн руды), тантала и ниобия (Катугинское), а также месторождения других полезных ископаемых (платиновых металлов, серебра, золота, урана и др.). Достаточно многочисленны менее изученные месторождения, как перечисленных типов, так и новых: Бе-Au-Ag-Cu месторождения в осадочных породах (Ункур, Красное, Правоингамакитское, Бурпала и др.), уран-редкометальных Чинейского массива (Гудымовское, Базальтовое). Здесь присутствуют также месторождения железистых кварцитов (Сулумат), сынныритов (Голевское), углей (Апсат), полиметаллические, золоторудные проявления и т.д. (Геологическое ., 2002). Все они были сформированы в западной части Алданского щита в палеопротерозое - наиболее продуктивной эпохе концентрирования многих металлов, однако условия их образования до сих пор остаются до конца невыясненными. Между тем, установление закономерностей формирования месторождений в пространстве и во времени имеет важное значение не только с позиции обнаружения новых перспективных объектов в Удокан-Чинейском районе, но и играет существенную роль в решении фундаментальной проблемы генезиса крупных и суперкрупных месторождений, которой в последние годы придается большое значение (Кийпа, 1988; НипсИтзг, КгаусЬепко, 2001; Додин, 2002; МаИгей, 2004; Сафонов, 2004; ЬагтсЫса, 2006; Бортников, 2006; Коваленко и др., 2006; Еремин, 2010; Когарко, 2010).

Главный интерес представляют медные месторождения Кодаро-Удоканского района, которые по суммарным запасам являются уникальными - в них сконцентрировано более 50 млн.т. меди. Балансовые запасы сосредоточены в осадочно-гидротермальных халькозин-борнитовых рудах Удоканского месторождения (>25 млн. т), а также в собственно магматических месторождениях Чинейского массива (10 млн.т. Си). Ресурсы гидротермальных прожилково-вкрапленных преимущественно пирит-халькопиритовых (± борнит, халькозин) руд, залегающих в осадочных породах, составляют более 12 млн.т. Си.

С массивами Чинейского комплекса (Чинейский, Майлавский, Луктурский и др.) пространственно ассоциируют месторождения различных металлов и генетических типов: ранне- и позднемагматические Ре-'П-У руд (Этырко и Магнитное), позднемагматические Си и ЭПГ (Рудное, Верхнечинейское, Сквозное, Контактовое), пневмато-гидротермальные Бе

Си-Аи-А§ (Правоингамакитское, Сакинское), гидротермально-метасоматические уран редкометальные (Гудымовское, Базальтовое), гидротермальные полиметаллические жилы в центре массива.

Помимо протерозойских образований, рудопроявления меди с ураном, золотом встречаются и в более молодых породах: венд-кембрийских отложениях Верхнекаларской впадины (рудопроявление Кильчерис), среди гранитоидов ингамакитского (позднепалеозойского) комплекса и мезозойских базальтах Чукчудинского грабена. (Ступак и др., 1987). Повышенные концентрации меди и никеля установлены в базальтах неоген-четвертичного возраста (Крупные ., 2006). Мезозойская сульфидная минерализация (0,1% Си и до 0,06% № в базальтах) может быть парагенетически связана с протерозойскими месторождениями меди: она была заимствована и мобилизована поздними расплавами и флюидами из более ранних рудных тел.

Важный резерв запасов меди сосредоточен в ряде месторождений (Правоингамакитское, Сакинское, Ункур, Красное, Бурпала), которые, как и Удоканское месторождение, залегают среди осадочных пород удоканского комплекса, но существенно отличаются уровнями концентраций сопутствующих элементов, в первую очередь золота и серебра.

Как известно, генезис месторождения Удокан является предметом оживленной дискуссии. Большинство авторов (Богданов и др., 1966, 1973; Наркелюн и др., 1983; Кренделев и др., 1983; Володин и др., 1994) интерпретируют медное оруденение как изначально отложенное при осадконакоплении в дельте крупной палеопротерозойской реки, эродировавшей архейские медные и железо-медные месторождения, расположенные предположительно на севере территории. Хотя таких «питающих» месторождений не обнаружено, эта модель согласуется с дельтовой природой вмещающих осадочных пород и с субсогласным (с осадочной слоистостью) распределением сульфидов меди. Многие авторы признают также роль постседиментационных диагенетических и последующих (метаморфических и метасоматических) процессов, которые внесли дальнейший вклад в формирование промышленного медного оруденения (Кренделев и др., 1983; Чечеткин и др., 2000). Однако еще на ранних стадиях изучения месторождения осадочная модель была поставлена под сомнение. В частности, помимо проблемы источника меди В.И. Казанский (1988) ставил вопрос о причинах столь интенсивной концентрации «осадочной» медной минерализации в весьма локальном вертикальном и латеральном интервале. Другие авторы предполагали гидротермальный генезис оруденения в связи с близко расположенными или невскрытыми интрузивами (Резников, 1965; Вольфсон, Архангельская, 1972, 1987; Апольский, 1992).

В последние годы ураганная рудоносность Удокан-Чинейского рудного района (УЧРР) связывается с воздействием мантийных процессов, протекавших при дезинтеграции суперконтинента Колумбии. Расколы и раздвигание частей суперконтинента, ставших в последствии остовами древних кратонов, происходили по крупным разломам, рассекавшим земную кору. В дальнейшем они явились путями внедрений ультрабазит-базитовых магм.

Крупные запасы серебра и железа в удоканских рудах позволяют рассматривать их как принадлежащих к семейству железооксидно-золото-медных (IOCG) руд, весьма экономически важных эндогенных рудных месторождений (Соловьев, 2011). Обычно к этой формации относят месторождения малосернистых низкотитанистых (<0,5 вес.% Ti) существенно магнетитовых и / или гематитовых руд, содержащих, как правило, в целом не менее 20 об.% железооксидных минералов - магнетита и/или гематита, и существенно обогащенных медью, золотом, а в ряде случаев - также ураном и/или редкоземельными элементами (Hitzman et al., 1992; Hitzman, 2000; Haynes, 2000; Porter, 2000, 2002; Williams et al., 2005; Corriveau, 2007; Groves et al., 2010; Соловьев, 2011). Наибольшая промышленная ценность этих месторождений представлена рудами меди и золота, а иногда также урана и/или редкоземельных элементов, тогда как железные руды обычно рассматриваются всего лишь как побочный продукт или вообще не перерабатываются. Выделению IOCG послужило открытие и последующие разведка и изучение одного из крупнейших рудных месторождений мира - месторождения Олимпик Дэм (Roberts, Hudson, 1983). Это месторождение примечательно не только благодаря своим крупным размерам (т.е. запасам и ресурсам меди, золота и урана, а также редкоземельных элементов), но также и четко проявленной ассоциацией крупных концентраций указанных металлов с большим количеством оксидов железа. Первоначально они рассматривались как осадочно-диагенетические, а при проведении более детальных работ - вулканогенные.

Совмещение в пространстве месторождений Fe-Ti-V, Fe-Ag-Cu, Cu-PGE, U-REE Удокан-Чинейского рудного района и имеющих палеопротерозойский возраст, вероятно, является результатом развития подобной рудно-магматической системы, сформированной в течение более длительного периода времени.

Расслоенные ультрабазит-базитовые комплексы нередко рассматриваются как индикаторы древнего плюмового магматизма (Ernst, 2007; Добрецов и др., 2011). При этом генезис локализованных в них магматических Cu-Ni и PGE месторождений регулярно обсуждается в литературе (Naldrett, 1996, 2005; Lee, 1996; Lightfoot, Howkesworth, 1997; Barnes et al., 2000; Kruger et al., 2000; Дистлер и др., 1988; Дюжиков и др., 1988; Маракушев, 1995; Чернышов, 2004; Лихачев, 2006; Додин и др., 2011), в то время как продукты завершающих этапов эволюции магм рассматриваются значительно реже, что обусловлено значительной вертикальной протяженностью рудно-магматических систем, редко доступной для исследований в полном объеме. В этой связи Удокан-Чинейский район является уникальным, поскольку именно здесь существует возможность изучения сложных рудоносных систем на всем их протяжении за счет выведенных на поверхность разноглубинных месторождений. Наибольший интерес в теоретическом и прикладном аспектах вызывают месторождения меди и благородных металлов, представленные различными генетическими типами: магматическими рудами в расслоенных массивах -Луктурском, Чинейском (Рудное, Верхнечинейское, Сквозное, Контактовое, Магнитное, Этырко), удаленными от контактов интрузивов сульфидными рудами с признаками осадочно-гидротермального происхождения (Удоканское месторождение) и чисто гидротермальными жилами (Правоингамакитское, Сакинское, Ункурское и др.). Кроме того, в последние годы в расслоенных массивах и в их ближайшем обрамлении выявлены месторождения новых генетических типов: золото-платино-медного (Гонгальский и др., 2007) и редкоземельно-уранового (Макарьев и др., 2009, 2010), для которых также необходимо определить местоположение в общей схеме развития рудообразующего процесса в районе.

Главная цель работы состояла в изучении геологического строения и получении новых минералого-геохимических данных для месторождений Удокан-Чинейского района и разработке модели их формирования.

Задачи исследования включали:

1.Выявление тектонических структур, контролирующих размещение месторождений Удокан-Чинейского района.

2. Изучение петро-геохимических особенностей интрузивных ультрабазит-базитовых массивов с титаномагнетитовым и медно-благороднометальным оруденением и определение их формационной принадлежности.

3. Детальное изучение Чинейского массива и его руд как эталонного объекта магматических месторождений Удокан-Чинейского района (исследование внутренней структуры массива, распределения в его пределах главных, редких и рудных элементов; определение условий его кристаллизации).

4. Исследование минералогии и геохимии Удоканского месторождения и его месторождений-спутников (Красное, Ункур, Правоингамакитское и др.).

Фактический материал

Работа базируется на тридцатилетнем изучении автором геологического строения, петрографии, геохимии и минералогии платино-медно-никелевых месторождений и медных месторождений Кодаро-Удоканского района, а также Норильского района (2006-2008 гг.), выполненных в ЧИПР СО РАН (1982-1995 гг.) и ИГЕМ РАН (1995-2012 гг.). В ходе полевых исследований составлялись детальные разрезы интрузивных пород по коренным обнажениям (5.5 км) и глубоким (до 1.5 км) скважинам. Всего задокументировано и опробовано более 50 скважин протяженностью более 15 км. Собранная автором коллекция габброидов чинейского комплекса и пород удоканского карбонатно-терригенного комплекса насчитывает порядка 10 тыс. образцов и дубликатов проб по скважинам Чинейского массива, Удоканского и Правоингамакитского месторождений. В ходе геологических экскурсий автором были собраны представительные коллекции пород и руд из месторождений Бушвельд (ЮАР), Джинчуань (Китай), Садбери (Канада), массивов Прибайкалья, Урала, Кольского полуострова, материал по которым частично также вошел в диссертацию.

Аналитические работы включали: 1. Рентгенофлуоресцентный анализ - 1080 анализов - ЧИПР СО РАН, аналитик Н.С. Балуев; 38 анализов- ИГЕМ РАН, аналитик А.И. Якушев. 2. Метод индуктивно-связанной плазмы: 1) ICP-MS - 48 анализов пород - ИМГРЭ, аналитик Д.З. Журавлев; 2) LA-ICP-MS - 40 анализов стекол пород, 70 - пироксенов, 15 оливинов, Германия, г. Майнц, аналитик Д.В. Кузьмин; 3. Электронно-зондовый микроанализ («Cameca»SX 50 и SX ЮО-ГЕОХИ РАН, Москва - аналитик H.H. Кононкова; JXA 8200 - Институт Химии им. Макса Планка, г. Майнц, аналитик, Д.В. Кузьмин) - 660 -сульфидных минералов; рентгеновский микроанализ (ИЭМ, Некрасов А.Н.; ИГЕМ, Трубкин Н.В.; МГУ, Коротаева H.H.) 5. Исследование стабильных изотопов в породах (О, S) - 50 анализов, ГИН РАН, аналитик Б.Г. Покровский и ЦНИГРИ, аналитик С.Г. Кряжев; 6. Исследование радиогенных изотопов в породах (Sm-Nd, ИГЕМ РАН аналитик Ю.В. Гольцман, U-Pb, ВСЕГЕИ, аналитик А.Н. Тимашков); 8. Определение ЭПГ и Аи в породах и рудах: а) 112 анализов - ИГЕМ, аналитики В.А Сычкова и В.Г. Белоусов; Институт рудообразования, минералогии и геохимии НАНУ (аналитик A.A. Юшин). Определение параметров кристаллизации исходной магмы Чинейского массива было выполнено по программам «Петротип» и «КОМАГМАТ-3.5» при участии A.A. Арискина и Г.С. Николаева (ГЕОХИ).

Научная новизна

1. Впервые выделен Майлавский массив и доказана его принадлежность к чинейскому комплексу на основании геофизических и геолого-петрографических данных, полученных при изучении выходов габброидов, которые ранее были отнесены к первой фазе позднепалеозойского Лурбунского гранитного плутона.

2. Доказано сходство Чинейского, Луктурского и Майлавского массивов на основании петро-геохимических особенностей пород (включая распределение редких элементов и поведение радиогенных изотопов), а также близость титаномагнетитового и сульфидного типов минерализации, в результате чего обоснована принадлежность их к единому чинейскому интрузивному комплексу и разработана модель Удокан-Чинейской рудно-магматической системы.

3. Впервые в строении Чинейского расслоенного массива выделены разновозрастные габброиды (8т-Ы<1 и и-РЬ изотопные исследования), установлена разноранговая ритмичность, скрытая расслоенность, детально изучено внутренне строение и геохимические особенности пород, а также условия кристаллизации сформировавших его магм.

4. Обнаружен новый типы платиновой минерализации в районе, связанный с гидротермальными кварц-сульфидными жилами Правоингамакитского месторождения.

5. Установлена впервые урановая минерализация в сульфидных рудах Ункурского месторождения.

Защищаемые положения

1. Удокан-Чинейский рудный район представляет собой уникальный металлогенический таксон, в котором совмещены крупные - гигантские месторождения осадочного, гидротермального и магматического происхождения (Удоканское Ре-А§-Си; Чинейские Ag-Au-PGE-Fe-Ti-V-Cu; Катугинское и-Та-М^г-ЯЕЕ). Изучение геологического строения, изотопных Бт-Ш и и-РЬ (8ШМР-П) систем в породах и цирконах чинейского комплекса позволило установить их принадлежность к палеопротерозою - времени формирования внутрикратонных прогибов (в том числе Кодаро -Удоканского), ультрабазит-базитовых и гранитных массивов.

2. Формирование габбронорит-анортозитового Чинейского массива произошло в результате неоднократных поступлений магм в интрузивную камеру. Основная масса пород образована ферробазальтовыми расплавами с 4-5 мас.% М^О при температуре внедрения около 1130°С, давлении 1-1.5 кб и фугитивности кислорода №ТО±0.5. С помощью ЭВМ-моделирования установлено два типа порядка кристаллизации: "магнезиальный", для которого характерна ранняя котектическая кристаллизация оливина с магнетитом (1250°С) и оливина с плагиоклазом; и «высокоглиноземистый", характеризующийся наличием магнетит-плагиоклазовой котектики (1250-1200°С). Кристаллизационная дифференциация родоначальных магм привела к образованию уникальных по запасам ванадия Бе-Тл вкрапленных, жильных и массивных руд.

3. Завершение кристаллизации габброидов чинейского комплекса сопровождалось концентрированием рудных компонентов и образованием сульфидных руд. Наиболее высокотемпературной (Т=650-550°С) является халькопирит-пирротиновая минерализация в центральных частях массивов, образующая вкрапленность и прожилки в высокотитанистых габброидах. В эндоконтактовых зонах интрузивов кристаллизовались пирит-халькопиритовые и пирротин-халькопиритовые руды (Т=600-500°С), а в их экзоконтактовых частях в терригенных породах - борнит-халькопиритовые и миллерит-халькопиритовые руды (Т<400°С). По мере снижения температуры и изменения химического состава руд происходила эволюция и их минерального состава, особенно наглядно проявленная в вариациях второстепенных и редких минералов.

4. В сульфидных месторождениях, локализованных в осадочных породах удоканского комплекса, особенно в месторождениях-сателлитах Удокана, существенную роль в рудообразовании играли гидротермальные процессы, в результате деятельности которых сформированы жильные тела кварц-пирит-халькопиритового состава с благороднометальной минерализацией, а также уран-редкометальные метасоматиты.

Практическая значимость работы

Результаты исследований 1982-1992 гг. вошли в производственные отчеты Удоканской экспедиции ПГО «Читагеология», а также в виде глав в отчеты 1989-1993 гг. по программе «Сибирь» СО АН СССР (раздел «Медные руды Удокана»). Часть исследований выполнена в рамках хоздоговорых работ ИГЕМ РАН с «ГМК «Норильский никель», в которых автор являлся ответственным исполнителем. Автор возглавлял тематические экскурсии на Чинейский массив в 1986 г., а также Удоканское, Апсатское и Чинейские месторождения в рамках металлогенического совещания в г. Новосибирске в 1987 г., участвуя в составлении путеводителя экскурсии. Результаты работ последних лет вошли в отчеты лаборатории рудных месторождений ИГЕМ РАН по базовым тематикам Программам Президиума РАН.

Апробация работы

Результаты исследований опубликованы в 143 работах: 4 монографиях, 23 статьях в реферируемых журналах, в 29 статьях в журналах и сборниках, а также 87 тезисах (из них 34 расширенных), главные из которых приведены в конце автореферата. Они систематически обсуждались на заседаниях лаборатории рудных месторождений ИГЕМ РАН, МГРИ, ЧИПР СО РАН, а также на НТС «ГМК «Норильский никель». Полученные данные и их интерпретация докладывались на многочисленных международных и российских конференциях, в том числе на Всероссийских платиновых совещаниях (Москва, 1992, 2002), IAGOD - 2006, Международных платиновых конгрессах (Москва, 1994; Садбери, 2010), на Международном Европейском союзе геонаук (EGU IX, X, XI, XII в г. Страсбурге, Ницце и Вене с 1999 по 2012 г.), на конференции Societies of Economic Geologists and GSA (r. Йоганнесбург, ЮАР, 2008), на Cu-Ni симпозиуме в Китае (2009 г), на совещаниях «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 1999, 2002, 2004, 2009), конференциях памяти А.Н.Заварицкого, А.Г.Бетехтина, Ф.И.Чухрова, 80-летия ИГЕМ (Москва, ИГЕМ, 2007-2010), на Смирновских Чтениях (МГУ, Москва, 2010), а также на международных и региональных совещаниях в Благовещенске (1991), Чите (2001, 2005, 2011), Хабаровске (2007), Владивостоке (2004), Улан-Удэ (2007), Иркутске (2011), Новосибирске (2009), Шушенском (1985), Екатеринбурге (2009), Уфе (2002), Петропавловске-Камчатском (2009), Петрозаводске (2004), Сыктывкаре (2000).

Благодарности

Автор выражает признательность коллегам, оказавшим содействие в осуществлении полевых работ: геологам Удоканской экспедиции - В.С Чечеткину, И.А. Московцу, К.С Казанову, Н.Г Голевой, М.Ф. Дзюбенко, М.Н. Дэви, Ю. и J1. Сосновских, В.Г. Подгорбунскому; ООО «Востокгеология» - Г.А. Шевчуку, Ю.М. Житову. Автор с благодарностью вспоминает первого руководителя работ чл.-корр. АН СССР Ф.П. Кренделева, возглавлявшего исследования с 1982 по 1987 г. Автор признателен сотрудникам лаборатории магматических формаций ЧИПР СО РАН А.Б. Птицыну, Н.С.Балуеву, J1.H. Скорнякову, В.Г. Сташевскому, Ф.М. Ступаку, В. Е. Поникаровскому, Г.А. Юргенсону, JT.B. Замане, JI.M. Бадьиной и лаборатории рудных месторождений ИГЕМ РАН - В.Ю. Алексееву, Б. А. Богатыреву, В.В. Викентьеву, A.B. Волкову, Г.Г. Кравченко, Т.М. Злобиной, К.В. Лобанову, В.В Наседкину, М. Г. Сарояну, И.А. Чижовой за дружескую и творческую атмосферу. Чл.-корр. РАН A.B. Соболев предоставил возможность поведения аналитических работ в его лаборатории в Институте Химии им. М. Планка (аналитики О. и Д. Кузьмины). Ряд вопросов образования месторождений обсуждался с академиком Н.Л. Добрецовым, чл.-корр. РАН Г.В. Поляковым, докторами геолого-минералогических наук A.A. Арискиным, П.А. Балыкиным, О.М. Глазуновым, В.В. Золотухиным, А.Э. Изохом, Э.Г. Конниковым, А.П. Кривенко, Н.Д. Толстых, В.И. Черновым, Е.В. Шарковым. Глубокую признательность автор выражает H.A. Криволуцкой за длительное сотрудничество в изучении базитовых рудоносных комплексов. Автор благодарен за постоянный интерес к изучению месторождений Забайкалья координатору программы ОНЗ РАН «Крупные и суперкрупные месторождения стратегических видов минерального сырья» академику Д.В. Рундквисту и заведующему лабораторией рудных месторождений ИГЕМ РАН чл.-корр. РАН Ю.Г. Сафонову.

Заключение Диссертация по теме "Геолого-минералогические науки", Гонгальский, Бронислав Иосифович

Выводы

1. В результате детального изучения химического и минерального состава руд Чинейского массива установлено, что наиболее высокотемпературными являются сульфиды, сконцентрированные в его центральных частях в титаномагнетитовых рудах. Они кристаллизовались в интревале температур от 650оС до 550. Эндоконтактовые вкрапленные руды, локализованные в монцодиоритах, габбро-диоритах и габбро были образованы при более низкой темпертауре - 600-500ос, в то время как руды в экзоконтакте массива являются самыми низкотемпературными: их формирование происходило в максимальном диапазоне температур - от 550 до 400оС. Указанные закономерности отражают процесс кристаллизации массива и эволюцию состава его расплава ( в том числе обогащение летучими компонентами).

2. В других массивах чинейского комплекса сульфидные руды и зоны минерализации близки к таковым Чинейского массива, однако обладают своими собственными особенностями, отражающими состав вмещающих их габброидов. Так, руды Луктурскго массива являются более никелистыми (при повышенной магнезиальности пород), а Майлавского - близки к чинейским, связанным с титаномагнетитовым оруденением.

ГЛАВА 4 . УДОКАНСКОЕ Ге^-Си МЕСТОРОЖДЕНИЕ

Медные месторождения Кодаро-Удоканского района, локализованные в песчаниках, характеризуются наиболее сильной изменчивостью строения и состава по сравнению с другими месторождения района. Они были сформированы на самой ранней стадии развития рудной системы в районе. Их формирование охватывает период в несколько миллионов лет, в течение которого в разрезе преимущественно терригенных пород удоканского комплекса на разных стратиграфических уровнях (расположенных в 2-3 км по вертикали друг от друга) произошло накопление сульфидных минералов (Наркелюн и др., 1977; Кренделев и др., 1983; Габлина, 1983, 1997). Самым продуктивным на медное оруденение явилась сакуканская серия, именно в ее породах локализовано крупнейшее в мире Удоканское медное месторождение, открытое Е.И. Буровой в 1949 г.

4.1. Геологическая позиция месторождения

Удоканское Ге-А£-Си месторождение является частью крупного Намингинский рудного узла, куда относятся такие месторождения и рудопроявления как Правоингамакитское, Ункур, Сакинское (рис. 1.2). На Удоканском месторождении основной горизонт медистых песчаников приурочен к верхней подсвите сакуканской свиты (РЯО. В его пределах выделяются крупные линзовидные и пластовые тела, имеющие халькозин-борнитовый (67,5 %), халькопиритовый (6,5 %) и малахит-брошантитовый (26,0 %) состав (Архангельская и др, 2004; Володин и др., 1994; Чечеткин и др., 2000).

В строении месторождения принимают непосредственное участие только две, самые верхние, свиты удоканского комплекса - сакуканская, включающая горизонты медистых песчаников, и перекрывающая её намингинская. Удоканское месторождение приурочено к Намингинской брахисинклинали (рис. 4.1), расположенной в осевой части Кодаро-Удоканской зоны. Ядро складки сложено метаморфизованными терригенными образованиями намингинской свиты, а крылья - породами сакуканской свиты. В плане брахисинклиналь образует неправильный эллипс размером 10x15 км, вытянутый в запад-северо-западном направлении. Породы северного, восточного и западного крыльев падают к центру структуры под углами от 10-12° до 35-40°. Южное крыло складки имеет более сложное строение. В его западной части породы залегают нормально и падают на север под углами 25-30°, а в средней и в восточной частях имеют опрокинутое залегание и круто (под углами 45-50°) падают на юго-юго-запад. На глубине залегание пород становится вертикальным, а затем их опрокинутое южное падение сменяется на нормальное северное. В центральной части складки породы залегают почти горизонтально.

Строение синклинали осложнено зонами дробления, взбросами и взбросо-сдвигами с амплитудой перемещения от 0,1 до 15 м., сопровождающимися зонами интенсивно трещиноватых пород различной мощности. Отмечаются также более крупные взбросо-сдвиги, которые фиксируются дайками различного состава. По одному из таких нарушений, к которому приурочена мощная дайка габбро-диабазов, в южном крыле складки амплитуда перемещения достигает 1.500 м. Послойные и секущие зоны дробления имеют мощность от 5 до 25 см и встречаются в разрезе через каждые 30-70 м; они прослеживаются на сотни метров, реже до 2-3 км. Залегание пород на крыльях брахисинклинали осложнено небольшими складками более высокого порядка, мелкими флексурными перегибами, послойными и секущими Широко распространённые трещины скалывания и отрыва иногда выполнены кварцем и кальцитом, а в случае пересечения ими меденосных отложений - также и сульфидами меди - борнитом, халькопиритом и халькозином.

Северо-восточнее Намингинской брахисинклинали отложения удоканской серии прорваны крупным массивом гранитоидов кодарского комплекса (нижний протерозой), южнее - Чинейским габброидным массивом чинейского комплекса (Салоп, 1967, Кренделев и др., 1983). В пределах самой брахисинклинали широко распространены дайковые образования, связываемые с различными интрузивными комплексами. Среди

PR.sk,

I km О I 2km D

2000 1600 1200 | Четвертичные отложения

-» а ш f г Намин! инская свита | Верхнесакуканская свита

S.B

С Ш

I | 5 | I Нижнесакуканская свита | | Элементы талегания

Грани гоилы ингамакитского комплекса

Главная лайка габбро-диоритов

Дайки габбро-долнритов (а). Гранодиоритнорфиров (Ь) 4 Рудный горизонт

Границы участков и их названия: Md-Мсдный, ВI - Блуждающий, Sk-Секущий. Sk-Сколыкий. SKr-Шумный-Крутой, LbN-Лсвый борт Наминги. Vs-Висячий, Vs 1 -Восточный-1. Vs2-B0CT04Hbifi-2, LN-Левая Наминга. Ог-СЬерный, ZOz-Заочерный, and Снежный F

2000 1600 1200 НОЛ

Рис. 4.1. Схематическая геологическая карта Удоканского месторождения авторы Ф.П. Кренделев, Р.Н. Володин, B.C. Чечеткин и др.)

Рис. 4. 2. Общий вид Западного (а, с канавами на склоне) и Намингинского (б) участков Удоканского месторождения них наиболее широко проявлены дайки габбро-диабазов чинейского и доросского комплексов.

Породы на площади, очерчиваемой выходами пород меденосной сакуканской свиты, подразделяются 3. Гринталем и Л. Наркелюном (Наркелюн и др.,1968), В.Чечеткиным и другими исследователями (2000) на три подсвиты - нижнюю, среднюю и верхнюю. Меденосные горизонты месторождения располагаются в средней части верхнесакуканской подсвиты, (мощностью около 650 м). В пределах месторождения верхнесакуканская подсвита, в свою очередь, подразделяется на три пачки - подрудную, рудную и надрудную.

Подрудная пачка мощностью около 250 м. сложена серыми и розовато-серыми мелко- и среднезернистыми косослоистыми кварц-полевошпатовыми песчаниками с серицит-кварцевым и кальцитовым цементом. Характерная черта подрудной пачки - наличие многочисленных, встречающихся в разрезе через каждые 1-5 м., линзовидных слоев косослоистых известковистых песчаников мощностью от 0,05 до 1,5 м. Весьма убогая вкрапленность сульфидов меди, наблюдаемая в породах пачки, представляет лишь минералогический интерес.

Характерной особенностью рудной пачки (и отдельных ее ритмов) является увеличение количества кластогенного материала и уменьшение его размера вверх по разрезу. На восточном замыкании складки мощность рудной пачки не превышает 20 м, на южном крыле составляет 140 м, а на северном - достигает 330 м. Надрудная пачка верхнесакуканской подсвиты мощностью 100 м. представлена светлосерыми и розовато-серыми преимущественно мелкозернистыми горизонтально - и волнисто-слоистыми кварц-полевошпатовыми песчаниками, реже алевролитами. Медная минерализация в отложениях пачки отсутствует.

4.2. Строение и состав рудных горизонтов

Общая мощность меденосного горизонта Удоканского месторождения колеблется от нескольких метров до 300 м, он прослеживается на 14 км. В его пределах выделяются участки (с запада на восток): Медный, Блуждающий, Секущий, Скользкий, Шумный-Крутой, Левый борт Наминги, Висячий, Восточный-1, Восточный-2, Левая Наминга, Озерный, Заозерный и Снежный (рис. 4.1). В строении вертикального разреза выделяется выделяются четыре горизонта - рудных пачки, (рис.4.3). Они отличаются сложным строением, большим разнообразием типов пород и обильной вкрапленностью сульфидов меди. В строении горизонтов принимают участие аргиллиты, алевролиты, алевритистые песчаники, песчанистые известняки и конгломерато-брекчии с весьма сложными взаимопереходами как по простиранию, так и по разрезу. В отдельных разрезах отмечаются ритмически повторяющиеся чередования слоев (снизу вверх): конгломерато-брекчии - песчаники - алевролиты. Свыше 90% мощности рудной пачки составляют песчаники, глинистые породы занимают 3-5%.

Среди песчаников резко преобладают слабоизвестковистые и безызвестковистые разности; на долю песчаников с известковистым цементом приходится менее 40% общего объема рудной пачки. Песчаники преимущественно кварцевые, серые, мелко-, средне- и разнозернистые. В них наряду с резко преобладающими кластическими зёрнами кварца развиты обломки альбит-олигоклаза, соссюритизированного плагиоклаза, микроклина, кварцитов, микропегматитов и кислых эффузивов. Акцессорные минералы представлены

Среднесакуканская подсвита /

Рис. 4. 3. Схема расположения рудных горизонтов Удоканского месторождения (Чечеткин и др., 2000) магнетитом, титаномагнетитом, ильменитом, цирконом, турмалином, апатитом, гематитом, титанитом и др. Цемент песчаников преимущественно серицит-кварцевый с примесью кальцита. В нижней части разреза преобладают известковистые среднезернистые и безызвестковистые мелко- и разнозернистые песчаники, залегающие в виде маломощных (до 2,5 м.) пластов и линз небольшой протяженности (не более 300 м.). В верхней части - сравнительно широко развиты кварцевые мелко-, реже разнозернистые песчаники - наиболее характерные рудовмещающие отложения Удоканского месторождения. По облику это сливные светло-серые породы, кластические зёрна которых нередко сцементированы сульфидами меди - халькозином и борнитом. Для песчаников в целом характерна косая и волнисто-косая слоистость. Песчаники с косой слоистостью чаще наблюдаются в нижней части разреза. Наиболее минерализованной является северная часть Намингинской синклинали.

Рудные тела представляют собой стратиформные или линзообразные залежи, нередко кулисообразно расположенные, максимальная протяженность которых достигает

201

2-3 км. Они имеют общее юго-западное склонение. В южном крыле мощности рудных тел значительно сокращаются. Внутреннее строение рудных тел определяется частым чередованием и постепенными взаимопереходами слоев с различной интенсивностью оруденения как по падению и простиранию, так и в направлении мощности, в связи с чем они имеют вид "слоёного пирога". Часто рудные тела представлены многочисленными сближенными прожилками, крупными гнездами сульфидов (рис. 4.4).

Рис. 4.4. Морфология халькозин-борнитовых руд на участке Медный: а) прерывистые тонкие линзы, б) прожилки вдоль косых слойков, в) ветвящиеся жилы, г) брекчии, д) послойные прожилки (в керне рудного интервала), е) изометричные гнезда.

4.3. Состав руд 4.3.1. Химический состав руд

В рудах Удоканского месторождения сосредоточены огромные запасы меди (более 25 млн.т), железа (10 млн.т), серебра (12 тыс.т) и золота (13 т). По составу руды подразделяются на сульфидные (70-100% сульфидов), окисленные (0-30% сульфидов) и смешанные (30-70% сульфидов). Подсчитанные запасы руд состоят на 43% из сульфидных руд, 40% смешенных, and 17% окисленных. В таблице 4.1. показаны соотношения разных типов руд на разных участках месторождения на поверхности и на глубине.

Библиография Диссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Гонгальский, Бронислав Иосифович, Москва

1. Апольский О. П. О генезисе медистых песчаников Кодаро-Удоканской зоны. Докл. РАН. 1992. Т. 324. №4. С. 871-875.

2. Арискин A.A., Бармина Г.С. Моделирование фозовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм. М.: Наука, МАИК «Наука/Интерпериодика», 2000. 363 С.

3. Архангельская В. В. Редкометальные щелочные комплексы южного края Сибирской платформы. М.: Недра, 1974. 127с.

4. Архангельская В.В., Быков Ю.В., Володин Р.Н. и др. Удоканское медное и Катугинское редкометальное месторождение Читинской области России. Чита. 2004. 520 с.

5. Балыкин П.А., Руднев С.Н., Изох А.Э. Петрология и рудомосность Якутскогогабброидного массива (СеверноеЗабайкалье). Новосибирск: ИГиГСО АН СССР, 1983. С. 57—96.

6. Барышев В. Б., Колмогоров Ю. П., Кренделев Ф. П., Кулипанов Г. Н., Скринский А. Н. Элементный анализ руд Удоканского месторождения с использованием синхротронного излучения. ДАН СССР, 1983, т. 270, №4, с.968-970.

7. Безмен Н.И., Еремин Н.И., Наразаули И.Г. и др. Пирит-халькопиритовый геотермометр: распределение кобальта. Геохимия. 1978. № 3. С. 384-389.

8. Белова Н.Б. Структура Чинейского интрузивного массива (Северное Забайкалье) иусловия его формирования: Автореф. дис. д-ра геол.-мин. наук. М.: МГРИ, 1980. — 16 с.

9. Бережная К.К., Бибикова Е.В., Сочава А.Е. и др. Изотопный возраст чинейской подсвиты удоканской серии Кодаро-Удоканского прогиба. ДАН СССР. 1998. Е.302. №5. С.673-676.

10. Березкин В.И., Тимофеев В.Ф., Смелое А.П. и др. Геология и петрологияпалеопротерозойской нижнеханинской грабен-синклинали (Алдано-Становойщит): к проблеме поисков следов древнейшей жизни на Земле. Отечественная геология. 2007. № 5. С. 62-71.

11. Богданов Ю.В., Бурьянова Е.З., Кутырев Э.И. и др. Стратифицированные месторождения меди СССР. Л.: Недра, 1973. 312 с.

12. Богданов Ю.В., Кочин Г.Г., Кутырев Э.И. и др. Медистые отложения Олекмо-Витимской горной страны. Л.: Недра, 1966. С. 386.

13. Богнибов В.И., Кривенко А.П., Изох А.Э и др. Платиноносность ультрабазит-базитовых комплексов Юга Сибири. РАН, Сиб. отд-ние. Новосибирск, 1995. 151 с.

14. Борисенко А. С. Изучение солевого состава газово-жидких включений в минералах методом криометрии. Геология и геофизика. 1977. №8. С. 16-27.

15. Боришанская С.С., Виноградова P.A., Кругов Г.А. Минералы никеля и кобальта. М.: Изд-во МГУ, 1981. 224 с.

16. Бортников Н.С. Геохимия и происхождение рудообразующих флюидов в гидротермально-магматических системах в тектонически активных зонах Геология рудных месторождений. 2006. Т. 48. № 1. С. 3-28.

17. Бурмистров В.Н. Строение и состав кеменской серии удоканского комплекса Восточной Сибири // Геология и геофизика. 1990. № 3. С. 26-34.

18. Быховский Л. 3., Тигунов Л. П. Состояние минерально-сырьевой базы добычи,потребления и импорта металлов, применяемых для производства ферросплавов / Черная металлургия . 15.04.2009. N 4 . С. 25-28 .

19. Быховский Л.З., Пахомов Ф.П., Турлова М.А. Комплексные руды титаномагнетитовых месторождений России крупная минерально-сырьевая база черной металлургии. Разведка и охрана недр. 2007. № 6. С. 20-23.

20. Вильмова Е. С. Возможная реконструкция колоний удоканий из протерозойскихотложений Южного Забайкалья. Актуальные проблемы наук о Земле. Вуз. сб. научных трудов,- Чита, 1990.- С.33-38.

21. Водовозов В. Ю., Диденко А. Н., Гладкочуб Д. П., Мазукабзов А. М., Донская Т. В. Результаты палеомагнитных исследований раннепротерозойских образований Байкальского выступа Сибирского кратона // Физика Земли. 2007. №10. С. 60-72

22. Володин Р.Н., Чечеткин B.C., Богданов Ю.В. и др. Удоканское месторождение медистых песчаников (Восточная Сибирь) // Геология рудных месторождений. 1994. Т. 36. № 1. С. 3-30.

23. Вольфсон Ф.И., Архангельская В.В. Об условиях образования месторождений медистых песчаников. Литология и полезные ископаемые. 1972. №3. с.11-25.

24. Вольфсон Ф.И., Архангельская В.В. Стратиформные месторождения цветных металлов-М.:Недра, 1987.-255 с.

25. Воробьев Ю.К. Температурные превращения в халькопирите: Авторефераты сотрудников ИГЕМза 1971 г. М., 1972. С. 92-93.

26. Ворцепнев В.В. Термобарогеохимические условия образования Талнахского медноникелевого месторождения: Автореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. М.: ИГЕМ, 1978. 25 с.

27. Габлина И.Ф. Особенности формирования крупных месторождений медистых песчаников и сланцев. Геология рудных месторождений. 1997. Т. 38. № 4. С. 372-386.

28. Габлина И.Ф. Условия меденакопления в красноцветных континентальных формациях. М.: Наука, 1983. 111 с.

29. Габлина И.Ф., Ермилов В.В. Новые данные о магнетитах рудовмещающих отложений Удокана. 1990. С. 119-123.

30. Гаврикова С.Н., Гонгальский Б.И. Щелочность и кислотность гранитоидов Олекминского Становика. Геохимия, 1980. N 10. С. 1481 1500.

31. Гаврикова С.Н., Павлинов В.Н., Орлов В.Н., Гонгальский Б.И. и др. Мезозойская тектоно-магматическая активизация юго-западной части Олекминского Становика (В.Забайкалье). Изв. вузов, геол. и разв., 1976. N. 10. С. 12 19.

32. Геологическая карта региона БАМ масштаба 1:500 000. Лист 0-(50-Б)-51-А. Гл. ред.: Бельтенев Е.В., Тихомиров И.Н. Ахметов Р.Н.,

33. Геологическое строение и полезные ископаемые Читинского участка БАМ. Чита. 2002. 63 с.

34. Глуховский М.З. Палеопротерозойский термотектогенез ротационно-плюмовая модель формирования алданского щита. Геотектоника. 2009. № 3. С. 51-78.

35. Путеводитель экскурсии XI Всесоюз. металлоген. совещ. "Металлогения Сибири". Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987. 81с. Гонгальский Б.И. Атлас взаимоотношений пород Чинейского расслоенного плутона

36. Чинейский массив) горных породах. Чита, Недра Востока, 1993. №2. С. 2-4. Гонгальский Б.И. Особенности основного магматизма Удокан-Чинейского рудного района

37. Северное Забайкалье). Литосфера, 2010, № 3, с. 87-94. Гонгальский Б.И. Ресурсный потенциал Удокан-Чинейского рудного района

38. Забайкальский край). Руды и металлы. 2011, №3-4, С.45 Гонгальский Б.И. Роль флюидов в формировании пород Чинейского плутона (С.

39. Забайкалье). Магматизм, флюиды и оруденение. Благовещенск: 1992. - Т.2. -С.

40. Гонгальский Б.И. Сульфидные руды Удокан-Чинейского рудного района. Труды XXI

41. Межд. Конф. поев. 100-летию акад. В.И. Смирнова. Москва, МГУ, 2010. 272-289.

42. Гонгальский Б.И. Чинит-плагиоклаз-титаномагнетитовая порода. Бюл. МОИП. 1992. Т.67, вып. 1.С. 145.

43. Гонгальский Б.И. Элементы платиновой группы в породах и рудах месторождений

44. Удокан-Чинейского района. Платина России. Сборник научных трудов. Т. VII // Красноярск. 2011. С.

45. Гонгальский Б.И., Головатый A.C., Абушкевич С.А. Зональные кольцевые структуры хребта Удокан. Докл. РАН. 1995. Т., N , С. 80-82.

46. Гонгальский Б.И., Криволуцкая Н.А Минералогия и геохимия платиновых металлов

47. Чинейского массива. Платина России. T.IV. Проблемы развития МСБ платиновых металлов в XXI веке (минералогия, генезис, технология, аналитика). М.: Геоинформмарк, 1999. С.30-40.

48. Гонгальский Б.И., Криволуцкая H.A. Микроритм 1106420 Чинейского плутона. ДАН СССР, 1987. Т. 296. - № 5. - С. 1199-1203.

49. Гонгальский Б.И., Криволуцкая H.A. К вопросу о структуре Чинейского массива. Вестн. МГУ. Сер.геол. 1985. №4. С. 76-80.

50. Гонгальский Б.И., Криволуцкая H.A. Чинейский расслоенный плутон. Новосибирск: ВО "Наука", Сибирская издательская Фирма, 1993. 184 с.

51. Гонгальский Б.И., Криволуцкая H.A., Арискин A.A., Николаев Г.С. Строение, состав и формирование Чинейского анортозит-габброноритового массива в Северном Забайкалье // Геохимия, № 7, 2008 г. С. 691-720.

52. Гонгальский Б.И., Криволуцкая H.A., Голева Н.Г. Месторождения Чинейского массива / В кн.: Месторождения Забайкалья. 1995. М.: Геоинформмарк. Т.1. Кн.1. С.20-28.

53. Новый тип медно-благороднометального оруденения в Северном Забайкалье. Докл. РАН

54. Диденко А.Н., Водовозов В.Ю., Козаков И.К. и др. Палеомагнитное и геохронологическое изучение постколлизионных раннепротерозойских гранитоидов юга Сибирской платформы: методические и геодинамические аспекты // Физика Земли. 2005. № 2. С.66-83.

55. Добрецов Н.Л., Конников Э.Г., Цой Л.А. Новая модель формирования ритмической расслоенности базитовых плутонов. Геология и геофизика. 1984. № 2. С. 3-11.

56. Додин Д.А. Металлогения Таймыро-Норильского региона (север Центральной Сибири). -СПб.: Наука, 2002. 822 с.

57. Додин Д.А., Чернышев Н.М., Яцкевич Б.А. Платинометальные месторождения России. СПб.: Наука. 2000. 755 с.

58. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Ковач В.П., Мазукабзов A.M. Петрогенезисраннепротерозойских постколлизионных гранитоидов юга Сибирского кратона. Петрология. 2005. Т. 13. № 3. С.253-279.

59. Дук В.Л., Кицул В.И., Березкин В.И. Структуры и метаморфизм раннего докембрия Алданского щтипа в бассейнах рек Тимптон и Сутам . Геодинамические исследования. М.: Сов радио, 1979.- С. 7-29.

60. Дюжиков O.A., Дистлер В.В., Струнин Б.М. и др. Геология и рудоносность Норильского рудного района. М.: Наука, 1988.

61. Еремин Н.И. Платформенный магматизм: геология и минерагения. Геология рудных месторождений, 2010, том 52, № 1, с. 85-88

62. Житова Л.М., Борисенко А.С, Боровиков A.A., Дашкевич Я.Г. В кн.: Актуальныепроблемы рудообразования и металлогении. Новосибирск: Гео, 2006. 84-85 с.

63. Жмодик A.C. Состав и термодинамические условия развития магматической рудной минерализации в базальтах сегмента клефт хребта Хуан-де-Фука. 2002. 26.

64. Кадик A.A. Восстановленные флюиды мантии: связь с химической дифференциацией планетарного вещества. Геохимия. 2003. № 9. 928-940.

65. Казанский В.И. Металлогения раннего докембрия//Итоги науки и техники: Рудные месторождения. М.: ВИНИТИ, 1983 т. 13 94 с.

66. Казанский В.И. Разломы Байкало-Амурского региона и связь с ними эндогенногооруденения. Разломы и эндогенное оруденение Байкало-Амурского региона. М.: Наука, 1982. С. 5-14.

67. Казанский В.И. Эволюция рудоносных структур докембрия. М.: Недра, 1988. 286 с.

68. Карпова О.В. Типоморфные особенности титаномагнетита как индикатора условий рудообразования. Условия образования магматических рудных месторождений. М.: Наука, 1979. С. 171-210.

69. Классификация и номенклатура магматических горных пород. Андреева Е.Д., Богатиков O.A., Бородаевская М.Б. и др. М.: Недра, 1981. 160 с.

70. Кнауф В.В., Макарьев Л.Б., Ланда Э.А. Новый тип платиноносной минерализации в

71. Кодаро-Удоканском прогибе. Доклады Академии Наук. 2000. Т. 371. № 3. С. 347350.

72. КОВАЛЕНКО В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Н.: Наука, СО, 1977, 205 стр.

73. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Андреева И.А. и др. Типы магм и их источники в истории Земли. 2. Редк'ометальный магматизм: ассоциации пород, состав и источники магм, геодинамические обстановки формирования. М.: ИГЕМ РАН, 2006.

74. Когарко Л. Н. Проблемы генезиса гигантских апатитовых и редкометалльныхместорождений Кольского полуострова (Россия). Геология рудных месторождений. 1999. Т. 41. №5. С. 387-403.

75. Конников Э.Г. Дифференцированные гипербазит-базитовые комплексы докембрия Забайкалья. Новосибирск: Наука. 1986а. 224 с.

76. Конников Э.Г. Роль вмещающей среды в размещении магматического оруденения в

77. Чинейском плутоне // Геология месторождений полезных ископаемых докембрия. Л.: Наука. Ленингр. отд-ние, 1981. С. 135-147.

78. Конников Э.Г. Соотношение медистых песчаников Кодаро-Удоканской зоны сдо кембрийским базитовым магматизмом. Геология и геофизика. 19866. №3. С. 28-33.

79. Конников Э.Г., Трунева М.Ф. Об источнике вещества сульфидных руд Чинейскогоместорождения меди (Северное Забайкалье). Докл. АН СССР. 1982. Т. 264, № 1. С. 216-219.

80. Конников Э.Г., Трунева М.Ф., Кавиладзе М.Ш. Генетические соотношениястратиформного и магматического медного оруденения Кодаро-Удоканской зоны. Изв. Ан СССР. Серия геологическая, 1986. №10. С.102-110.

81. Коробейников А.Ф. Металлы платиновой группы в рудах Удоканского серебро медного месторождения. Поиски и разведка месторождений полезных ископаемых Сибири. Томск: ТПУ, 2000. С. 145-157.

82. Красный Л.И. Геология региона Байкало-Амурской магистрали. М.: Недра, 1980. 159 с.

83. Кренделев Ф.П., Бакун H.H., Володин Р.Н. Медистые песчаники Удокана. М.: Наука. 1983.248 с.

84. Криволуцкая H.A. Минералого-геохимические особенности и генезис медных руд

85. Чинейского месторождения. Диссертация. канд. геол.-мин. наук. Чита: ЧИПР СО АН СССР, 1989. 321 с.

86. Криволуцкая H.A. Сульфидная минерализация Чинейского массива. Геология рудных месторождений. 1986. № 5. с. 94-100.

87. Криволуцкая H.A. Формирование платино-медно-никелевых месторождений в процессе развития траппового магматизма в Норильском районе. Геология рудных месторождений. 2011.Т. 53. 4. С.346-378.

88. Криволуцкая H.A., Гонгальский Б.И. Сергеева Н.Е.Особенности минерального состава сульфидных руд Чинейского массива. Горный журнал. 1997, № 7, с. 187-201.

89. Крупные и супекрупные месторождения рудных полезных ископаемых. Том 2. Стратегические виды рудного сырья. М.: ИГЕМ РАН. 2006. 672 с.

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

91. Куликов А.И., Голев В.К., Григорьев В.М., Крюков В.К. Геологическое строение ититаномагнетитовые руды Чинейского габброидного массива. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. Иркутск, 1981. С. 26-35.

92. Куликов А.И., Крюков В.К., Морозова H.H., Гречишников Д.Н. Типы руд Чинейского титаномагнетитового месторождения и особенности их состава. Геология рудместорождений. 1980. №5. С. 85-88.

93. Лаверов Н.П., Козицын A.A., Митин А.Н. Зачем России Удокан. Екатеринбург: Издат. дом "Пироговъ". 2004. 320.

94. Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. О возрасте Катугинского Ta-Nbместорождения (Алдано-Становой щит): к проблеме выделения новой глобальной редкометальной металлогенической эпохи. Докл. РАН. 2002. Т. 383. № 6. С. 807811.

95. Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Глебовицкий В.А., Суханов М.К., Яковлева

96. Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Новые данные о возрасте гранитов

97. Кодарского и тукурингрского комплексов, Восточная Сибирь: геодинамические следствия. Петрология. 2000. Т. 8. № 3. с. 267-279.

98. Лебедев А.П. Чинейский габбро-анортозитовый плутон (Восточная Сибирь). М.: Изд-во АН СССР, 1962. 100 с.

99. Лихачев А.П. Платино-медно-никелевые и платиновые месторождения. М.: Эслан, 2006. 496 с.

100. Лурье A.M., Габлина И.Ф. Принципиальная схема образования экзогенныхместорождений меди. Докл. АН СССР. 1978. Т. 241. № 6. С. 1402-1406.

101. Магматические горные породы. М.: Наука, 1983. Т. 1, ч. 1. 367 с.

102. Макарьев Л.Б., Вояковский С.К., Илькевич И.В. Золотоносность урановых объектов в Кодаро-Удоканском прогибе. Руды и металлы. 2009. № 6. С. 56-64.

103. Макарьев, Ю. Б. Миронов, С. К. Вояковский О перспективах выявления новых типовпромышленных комплексных урановых месторождений в Кодаро-Удоканской зоне (Забайкальский край, Россия) / Геология рудных месторождений. 2010, том 52, № 5, С. 427-438

104. Маракушев A.A. Проблема генезиса расслоенных интрузий. Контактовые процессы и оруденение в габбро-перидотитовых интрузиях. М.: Наука, 1979. С. 5-29.

105. Машковцев Г.А., Константинов А.К., Мигута А.К., Шумилин М.В., Щеточкин В.Н. Уран российских недр. М.: ВИМС, 2010. 850 с

106. Мельникова K.M. Условия локализации оруденения и перспективы рудоносности

107. Чинейского стратифицированного массива основных пород // Магматические формации складчатых областей Сибири, проблемы их происхождения, рудоносности и картирования. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1981. С. 203205.

108. Мельникова K.M., Белова Н.Б. Об особенностях структуры Чинейского рудного поляюжная часть Кодаро-Удоканского прогиба). Изв. вузов. Геология и разведка. 1979. №3. С. 46-53.

109. Минеева И.Г., Архангельская В.В. Новое направление в методологии выявления урановых и золотоурановых месторождений на щитах и в докембрийских складчатых областях. Разведка и охрана недр. 2007. №11. С. 18-25.

110. Минералогические индикаторы генезиса эндогенных руд. М.: Наука, 1987. 231 с.

111. Морозова H.H., Бегизов В.Д. Рудоносность и благороднометалльная минерализация массива габбро-норитов. Изв. вузов. Геология и разведка. 1978. № 9. С. 180-182.

112. Налдретт А.Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и платинометальных руд. С.-Пб.: СПбГУ. 2003. 487 с.

113. Наркелюн Л.Ф., Безродных Ю.П., Трубачев А.И. и др. Медистые песчаники и сланцы южной части Сибирской платформы. М.: Недра, 1977. 223 с.

114. Наркелюн Л.Ф., Безродных Ю.П., Трубачев А.И., Юргенсон Г.А. Особенности геологии и вопросы генезиса Удоканского месторождения медистых песчаников. Геология некоторых месторождений Забайкалья. Чита, 1968. С. 70-90.

115. Наркелюн Л.Ф., Салихов B.C., Трубачев А.И. и др. Медистые песчаники и сланцы мира. М.: Недра, 1983.414 с.

116. Наркелюн Л.Ф., Трубачев А.И., Салихов B.C., Куницын В.В., Чечеткин B.C., Зиновьев

117. Ю.И., Криволуцкая H.A. Окисленные руды Удокана. Новосибирск: Наука, 1987. -С.102.

118. Неймарк Л.А., Ларин-А.М., Немчин A.A. и др. Геохимические, геохронологические (U-РБ) и изотопные (Pb, Nd) свидетельства анорогенного характера магматизма СевероБайкальского вулкано-плутонического пояса. Петрология. 1998. Т. 6. № 2. С. 139-148

119. Некрасов И.Я., Горбачев Н.С. Физико-химические условия формированиядифференцированных интрузий и медно-никелевых руд норильского типа. Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука, 1978. Вып. 7. С. 92-123.

120. Овчинников Л.Н. Образование рудных месторождений. М.: Недра, 1988. 256 с.

121. Островский И.А., Ольшанский Я.О. Система фаялит магнетит. Докл. АН СССР. 1956. Т. 107, №6. С. 881883.

122. Павлинов В.Н., Гаврикова С.Н., Гонгальский Б.И. и др. Домезозойскос тектоно-магматическое развитие юго-западной части Олекминского Становика (В.Забайкалье). Изв. вузов, геол. и разв., 1976. N. 8. С. 10 24.

123. Патнис А., Мак-Коннелл Дж. Основные черты поведения минералов. М.: Мир, 1983. 304 с.

124. Петровский П. П. Литолого-структурные факторы рудогенеза. Удокан: геология, рудогенез, условия освоения. Новосибирск: Наука, 2003. С. 48-59.

125. Петровский П.П. Тектоно-магматический фактор рудогенеза на Удоканском месторождении медистых песчаников. Проблемы метасоматизма и рудообразования Забайкалья. Новосибирск: Наука. 1985. С.66-73 .

126. Петровский П.П., Салихов B.C. О проявлениях вулканизма на Удоканскомместорождении меди (Восточная Сибирь), Мат. докладов VII Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле», М.: 2005. Т. 2. С. 166.

127. Петрографический словарь. М.: Недра, 1981. 496 с.

128. Петрусевич М.Н. Чинейское титаномагнетитовое месторождение. Сов. геология. 946. №10. С. 91-94.

129. Покровский Б.Г., Григорьев B.C. Новые данные о возрасте и геохимии изотоповудоканской серии, нижний протерозой Восточной Сибири. Литология и полезные ископаемые. 1995. № 3. С. 273-283.

130. Поляков Г.В., Изох А.Э., Кривенко А.П. Платиноносные ультрамафит-мафитовыеформации подвижных поясов Центральной и Юго-Восточной Азии. Геология и геофизика, 2006, т. 47, № 12, с. 1227-1241.

131. Попов Н.В., Котов А.Б., Постников A.A. и др. Возраст и тектоническое положение

132. Чинейского расслоенного массива (Алданский щит). Докл. РАН, 2009. Т.242. №4. С. 517-521.

133. Рамдор П. Рудные минералы и их срастания. М.: Изд-во иностр. лит., 1962. 1132 с.

134. Ранний докембрий Алданского массива и его обрамления. Изд-во "Наука," Ленинградское отд-ние, 1985. 184с.

135. Резников И.П. К вопросу о генезисе Удоканского месторождения. Литология и полезные ископаемые. 1965. № 2. С. 85 94.

136. Рундквист Д.В., Кравченко С.М. Промышленные суперконцентрации металлов влитосфере. Геология рудных месторождений. 1996. Т. 38. № 3. 1996. С. 298-303.

137. Рыцк Е.Ю., Ковач В.П., Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Богомолов Е.С., Котов А.Б.

138. Изотопная структура и эволюция континентальной коры Восточно-Забайкальского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса. Геотектоника. 2011. № 5. С. 17-51.

139. Рябчиков И.Д .Механизмы и условия магмообразования в мантийных плюмах. Петрология. 2003. Т. 11. № 6. С. 548-555.

140. Салихов B.C., Федотова В.М., Августинчик И.А. и др. Типоморфные особенностихалькопиритов Кодаро-Удоканской меднорудной провинции. Изв. вузов. Геология и разведка. 1989а. №5. С. 41-47.

141. Салихов B.C., Федотова В.М., Августинчик И.А. и др. Типоморфные особенностихалькопиритов Кодаро-Удоканской меднорудной провинции. Изв. вузов. Геология и разведка, 19896. №6. С. 90-96.

142. Салихов B.C. К проблеме возраста удоканской серии (западная часть Алданского щита) Геология и минерагения Забайкалья. 2010. С. 77-83

143. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. М.: Недра, Т.1. 1964. 515 с. Т.2. 1967. 699 с.

144. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Магматизм, тектоника, история геологического развития. М.: Недра, 1967. Т. 2. 699 с.

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

146. Синица С. М. Проблема удоканской биоты Кодаро-Удоканского района Забайкалья// Проблемы рудообразования. Новосибирск, 1996.-С.177-181.

147. Смелов А.П., Кравченко A.A., Березкин В.И., Добрецов В.Н. Геология и геохимиядокембрийских базит-ультрабазитовых комплексов центральной части Алданского щита и нижнекоровых ксенолитов. Отечественная геология. 2007. № 5. С. 53-62.

148. Смирнов В. И. Фактор времени в образовании стратиформых рудныхместорождений//Геология рудных месторождений. 1970. №6. С. 3-15.

149. Соболев A.B., Криволуцкая H.A., Кузьмин Д.В. Петрология родоначальных расплавов и мантийных источников магм Сибирской трапповой провинции. Петрология. 2009. Т. 17. №3. С. 276-310.

150. Соловьев С.Г. Железооксидно-золото-медные и родственные месторождения. МюЮ Научный мир. 2011. 472 с.

151. Ступак Ф.М. Кайнозойский вулканизм хребта Удокан. Новосибирск: Наука. 1987. 169с.

152. Ступак Ф.М. Кренделев Ф.П., Криволуцкая H.A., Ступак P.M. Новый тип медного оруденения в хр. Удокан. ДАН СССР 1987. Т.297. № 4. С.929-931

153. Сульфидные медно-никелевые руды норильских месторождений. М.: Наука, 1981. 234 с.

154. Татаринов A.B., Яловик Л.И., Чечеткин B.C. Динамометаморфическая модельформирования расслоенных массивов основных пород (на примере Чинейского в Северном Забайкалье). Новосибирск: Наука. 1998. 120 с.

155. Быховский Л. 3., Тигунов Л. П.Титановое сырье России. Российский Химический Журнал (ЖРХО им. Д. И. Менделеева). 2010. Т. 54, N 2. С. 73-86.

156. Толстых Н.Д., Орсоев Д.А., Кривенко А.П., Изох А.Э. Благороднометалльнаяминерализация в расслоенных ультрабазит-базитовых массивах юга Сибирской платформы. Новосибирск. «Параллель». 2008.194 с.

157. Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные породы. М.: Мир, 1970. 551 с.

158. Федоровский B.C. Стратиграфия нижнего протерозоя хребтов Кодар и Удокан. М.: Наука, 1972. Вып. 236. 130 с.

159. Федоровский B.C. Нижний протерозой Байкальской горной области. М.: Наука, 1985. Вып. 400. — 200 с.

160. Федоровский B.C. Стратиграфия нижнего протерозоя хребтов Кодар и Удокан. М.: Наука, 1972. 130 с.

161. Федотова В.Чечеткин B.C., Савченко A.A., Кузьмина JI.C. Особенности железотитанового оруденения Чинейского габбро-норитового массива в Забайкалье. Сов. геология. 1977. №4. С. 136-141.

162. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. М. Научный мир. 2003. 348 с.

163. Хисина Н.П. Субсолидусные превращения твердых растворов породообразующих минералов. М.: Наука, 1987. 207 с.

164. Чернышов Н.М. Платиноносные формации Курско-Воронежского региона (Центральная Россия). Воронеж, Изд-во Воронеж, ун-та, 2004. 448 с.

165. Чернышов Н.М. Сульфидные медно-никелевые месторождения юго-востока Воронежского кристаллического массива (породы, руды, генетические особенности). Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1971. 312 с.

166. Чернышов Н.М., Додин Д.А., Додина Т.С., Золоев К.К., Коротеев В.А. Платина России: состояние и перспективы наращивания минерально-сырьевой базы. Регион: системы, экономика, управление. 2010. Т. 10. № 3. С. 85-105.

167. Чечеткин В.С Некоторые особенности медно-никелевого оруденения в Чинейскомстратифицированном габбро-норитовом плутоне. Геология и полезные ископаемые Забайкалья. Чита: ЗабНИИ. 1966. С.54-65.

168. Чечеткин B.C., Юргенсон Г.А., Наркелюн Л.Ф., Трубачев А.И., Салихов B.C. Геология и руды Удоканского месторождения меди. Геология и геофизика, 2000. Т.41, №5. С. 733-745.

169. Чумаченко Н.М., Никитина Н.К., Быков В.Ю., Федоров В.П. Особенности строенияместорождения ванадийсодержащих титаномагнетитовых руд. Разведка и охрана недр. 2000. №1.33-36. К

170. Чухров Ф.В. Об изотопном составе серы и вопросах генезиса руд Джезказгана и Удокана. Геология рудных месторорждений. 1969. №3. 18-25.

171. Шабалин Л.И., Шарапов В.Н. Элементы динамики дифференциации Чинейскогогабброидного массив. Вопросы генетической петрологии. Новосибирск: Наука. 1981.С. 163-180.

172. Шарков Е.В. Петрология расслоенных интрузий. JL: Наука. Ленингр. отд-ние, 1980. 183 с.

173. Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними оруденения//Москва, Научный мир, 2006. 365 стр.

174. Юргенсон Г.А., Абрамов Б.Н. Минеральный состав железистых песчаников и источники обломочного материала мединосных отложений удоканской серии. ЗВМО, 2000. Вып.2. С. 44-53.

175. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Глубинная геодинамика, мантийные плюмы и их роль в формировании Центрально-Азиатского Складчатого пояса // Петрология. 2003. Т. 11. №6. С. 556-586.

176. Ярошевский А.А. О происхождении ритмических структур изверженных горных пород // Геохимия. 1970. №5. С.562-574.

177. Ярошевский А.А. Геохимическая структура магматических комплексов (напримереКиваккского расслоенного оливинит-габбро-норитового интрузива, Северная Карелия)// Геохимия, 2004. № 12. С.1251-1270.

178. Ярошевский А.А., Болиховская С.В., Коптев-Дворников Е.В. Геохимическая структура Иоко-Довыренского расслоенного дунит-троктолит-габбро-норитового интрузива, Северное Прибайкалье // Геохимия. 2006.

179. Ariskin АА, Barmina GS. COMAGMAT: Development of magma crystallization model and its petrological applications. Geochemistry International. 2004, 42:1-157.

180. Barnes S.J., Naldrett A.J. Geochemistry of the J-M reef Stillwater Complex, Minneapolis adit area. II: Silicate mineral chemistry and petrogenesis. J. Petrol. 1986. V. 27. P. 791-825.

181. Bodnar R. J., Vityk M. O. Interpretation of microterhrmometric data for H20-NaCl fluidinclusions. Fluid inclusions in minerals: methods and applications. Edited by: Benedetto De Vivo & Maria Luce Frezzotti. Pontignano-Siena. 1994. Pp. 117-130.

182. Brown P. Flincor: a computer program for the reduction and investigation of fluid inclusion data

183. Buddington A.F., Faney T., Vlisidis A. Gravity stratification as a criterion the interpretation of the structure of certain intrusives of the Northwestern Adirondacks. Rept. 16-th Intern. Geol. Congr. Washington, 1936.

184. Campbel I.N., Naldrett A. J., Barnes S.J. A model for origin of the platinum-rich sulfide, horisont in the Bushveld and Stillwater complexes. J.Petrol. 1983. N24. P. 133-165.

185. Condie K.C. Mantle plumes and their record in Earth history. Cambridge: University Press. 2001. 305 p.

186. Corriveau, L. and Mumin, A.H.; Exploring for Iron Oxide Copper-Gold (Ag-Bi-Co-U)

187. Deposits. Canada and Global Analogues. Editors, Mineral Deposits Division, Geological Association of Canada and Geological Survey of Canada, Short Course Vol. 20, 189 p.

188. Davies G., Cawthom R.G. Mineralogical data on a multiple intrusion in the Rustenburg Layered Suite of the Bushveld Complex. Miner. Mag. 1984. V. 48, N 4. P. 469-480.

189. Ernst R.E. Large Igneous Provinces in Canada Through Time and Their Metallogenic Potential. Mineral Deposits Division, Special Publication, 2007, 5, pp. 929-937.

190. Ernst R.E., and Buchan, K.L. Large Igneous Provinces (LIPs) in Canada and adjacent regions: 3 Ga to Present. Geoscience Canada, 2004; 31-3, p. 103-126.

191. Ernst, R.E., Bleeker, W. Large igneous provinces (LIPs), giant dyke swarms, and mantle plumes: significance for breakup events within Canada and adjacent regions from 2.5 Ga to present Canadian Journal of Earth Sciences, 2010. V. 47, P. 695-739.

192. Frutos J., Oyarzun J.M. Tectonic and geochemical evidence concerning the genesis El-Lako magnetit lava flow deposit. Econ. Geol. 1975. V. 70, N 5. P. 988-990.

193. Gladkochub D.P., Pisarevsky S.A., Donskaya T.V. et al. Proterozoic mafic magmatism in Siberian craton: an overview and implications for paleocontinental reconstruction. Precambrian Research. 2010; 183: 660-8.

194. Gongalskiy B. and N. Krivolutskaya. Udokan-Chiney ore-magmatic system, Russia. Northwestern Geology. 2009. V.42. P. 180-184.

195. Gongalskiy B.I., Krivolutskaya N. A. Magmatic, hydrotermal ang sedimentery deposits of the Udokan-Chiney ore-magmanic system in the Northtransbaikalia, Siberia, Russia. Africa Uncovered: Mineral Resources for the Future. 2008. C. 326-329.

196. Gongalskiy BI, Glukhovskiy MZ, Krivolutskaya NA, Sukhanov MK. Traces of plumes ofvarious ages in the structure of the Udokan-Chiney area. In: Large igneous provinces of Asia, mantle plumes and metallogeny. Novosibirsk; 2009. p. 109-111.

197. Gongalsky B.I., Krivolutskaya N.A. Unique copper metallogenic province of the North

198. Trunsbaikalia (Siberia, Russia) //In: Metallogeny of the pacific Northwest: Tectonic, Magmatism and Metallogeny of active continental margins. Vladivostok, Dalnauka. 2004. P.443 446.

199. Haynes D.W. Iron Oxide Copper (-Gold) Deposits: Their Position in the Ore Deposit Spectrum and Modes of Origin. Hydrothermal Iron Oxide Copper-Gold and Related Deposits: A Global Perspective, PGC Publishing, Adelaide, v. 1, 2000. P 71-90.

200. Hitzman MC. Iron oxide-Cu-Au deposits: What, where, when, and why? In Porter TM, ed., Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits: A global perspective. Adelaide:PGC Publishing; 2000. p. 9-25.

201. Hitzman, M.W., Oreskes, N., and Einaudi, M.T., 1992, Geological characteristics and tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-LREE) deposits: Precambrian Research, v. 58, p. 241-287.

202. Hoatson D.M. Platinum-group element mineralisation in Australian Precambrian layered mafic-ultramafic intrusions. AGSO J. Australian Geol. and Geophys., 1998, v. 17, № 4, p. 139151.

203. Hofmann A. W., "Chemical Differentiation of the Earth: Relationship between Mantle, Continental Crust, and Oceanic Crust" Earth Planet. Sci. Lett. 1988. 90, 297-314.

204. Hofmann A. W., "Sampling Mantle Heterogeneity through Oceanic Basalts: Isotopes and Trace Elements," Treatise on Geochemistry 2003. V.2. P. 61-101.

205. Kirkham R.V. The distribution, settings and genesis of sediment-hosted stratiform copper deposits. Sediment-hosted, Stratiform copper deposits. Geol. Assoc. Can. Spec. Pap. 1989. №36. P. 3-38.

206. Klemm D.D. Synthesen and analusen den Dreieck diagrammen FeAsS - CoAsS- NiAsS und FeS2-COS2 NiS2. Neues Jb. Mineral. Monatsh. 1965. N8.

207. Krivolutskaya N.A., A.V. Sobolev, S. G. Snisar, B.I. Gongalskiy, et al. Mineralogy,geochemistry and stratigraphy of the Maslovsky Pt-Cu-Ni sulfide deposit, Noril'sk Region, Russia. Mineralium Deposita. 2011.

208. Krivolutskaya N.A., Gongalskiy B.I., Shlychkova T.B., Yushin A.A., Kononkova N.N.,

209. Tushentsova I.N. Mineralogical and Geochemical Characteristics of Pt-Cu-Ni Ores of the Maslovsky Deposit in the Noril'sk area, Russia. Canadian Mineralogist. 2011

210. Kruger, F. J. Filling the Bushveld Complex magma chamber: lateral expansion, roof and floor interaction, magmatic unconformities, and the formation of giant chromitite, PGE and T-V-magnetitite deposits. Mineralium Deposita. 2005, 40, 451-472.

211. McPhie, J and Kamenetsky, VS and Chambefort, I and Ehrig, K and Green, N. Origin of the supergiant Olympic Dam Cu-U-Au-Ag deposit, South Australia: Was a sedimentary basin involved? Geology, 2011. 39 (8). pp. 795-798.

212. Molyneux T.G. The geologi of the area in the vicinity of magnet heights, Eastern Transvaal,with special reference to the magnetic iron ore. Geol. Soc. S. Afr. Spec. Publ. 1. 1970. P. 228241.

213. Naldrett A.J. et al. The formation of stratiform PDE deposits in layered intrusions. Origin of Igneous Lauering. 1987. P. 313-397.

214. Naldrett A.J., von Gruenewaldt G. Association of platinum group element with chromitite in layered intrusion and ophiolite complexes. Econ. Geol. 1989. V. 84. P. 180-187.

215. Naldrett AJ. Magmatic sulfide deposits: geology,geochemistry and exploration. Springer, Berlin, 2004.727 p

216. Naldrett AJ. Secular variation of magmatic sulfide deposits and their source magmas. Economic Geology 2010; 105: 669-688.

217. Nokleberg, W.J., Parfenov, L.M., Monger, J.W.H., Norton, I.O., Khanchuk, A.I., Stone, D.B., Scotese, C.R., Scholl, D.W., Fujita, K., 2000. Phanerozoic tectonic evolution of the Circum-North Pacific. USGS Professional Paper 1626, 1-122.

218. Nutman A.P. Chernyshev I.V., Baadsgaard H. The Aldan Shield of Siberia, USSR: the age of its Archaean components and evidence for widespread reworking in the mid Proterozoic // Precambr. Res. 1992. V. 54. P. 195-210.

219. Oreskes N, Einaudi M T (1990) Origin of rare earth element-enriched haematite breccias at the Olympic Dam Cu-U-Au-Ag deposit, Roxby Downs, South Australia. Economic Geology 85: 1-28

220. Petruk W., Harris D.C, Stewart J.M. Langisite a new mineral and parkerite and bravoite and rare minerals cobalt pentlandite, Siegenite from Langis Mine // Can. Miner. 1969. V. 9. P. 597-616.

221. Pipper J.D.A. The Neoproterozoic supercontinent: Rodinia or Palaeopangea? // Eart.Planet.Sci.Lett. 2000. Vol.176. P.131-146.

222. Pirajno F., Seltmann R., Cook N.J., Borisenko A.S. 2009. Intraplate magmatism and associated metallogeny in Central Asia, China and Siberia. Ore Geology Reviews 35: 111-261.

223. Porter T. M. The Carrapateena Iron Oxide Copper Gold Deposit, Gawler Craton, South

224. Australia: a Review Hydrothermal Iron Oxide Copper-Gold & Related Deposits: A Global Perspective, volume 3, Advances in the Understanding of IOCG Deposits; PGC Publishing, Adelaide. 2010. pp. 191-200.

225. Roberts D.E. & Hudson G.R.T. () The Olympic Dam copper-uranium-goldsilver deposit, Roxby Downs, South Australie. Economic Geology 1983. 78, P.799-822

226. Rogers J.J.W. and Santosh M. Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic supercontinent. Gondwana Research. 2002. V. 5, P. 5-22

227. Rogers, J.J.W., Santosh, M, Tectonics and surface effects of the supercontinent Columbia. Gondwana Research. 2009. 15, 373-380

228. Rundkvist D. V. and Mitrofanov F. P. (1988) Precambrian geology of the USSR. Nauka, Leningrad.

229. Soloviev S.G. Iron Oxide (±Copper, Gold) and Associated Deposits of the Altai-Sayan Orogenic System, South-western Siberia, Russia. Hydrothermal Iron Oxide Copper-Gold &

230. Related Deposits: A Global Perspective, volume 4, Advances in the Understanding of IOCG Deposits; PGC Publishing, Adelaide. 2010. P. 475-494.

231. Tegner C, Cawthorn R. G., Kruger, F. J. Cyclicity in the Main and Upper Zones of the Bushveld Complex, South Africa: Crystallization from a Zoned Magma Sheet // Journal of Petrology,. 2006, V. 47, N. 11, pp. 2257-2279.

232. Tolstykh N. PGE mineralization in marginal sulfide ores of the Chineisky layered intrusion, Russia. Mineral. Petrol. 2008. V. 92. P. 283-306.

233. Tolstykh, N.D., Krivenko, AP., Lavrent'ev, Y.G., Tolstykh, O.N., and Korolyuk, V.N., Oxides of the Pd-Sb-Bi system from the Chiney massif, Aldan Shield, Russia. European Journal of Mineralogy 2000, 12: 431-440.

234. Vaasjoki, O., Hakli, T. A. and Tonitti, M. The Effect of Cobalt on the Thermal Stability of Pentlandite. Econ. Geol. 69. 1974. pp. 549 551.

235. Vila Т., Lindsay, N. and Zamora, R., 1996: Geology of the Manto Verde copper deposit,northern Chile: A specularite-rich, hydrothermal-tectonic breccia related to the Atacama fault: Society of Economic Geologists Special Publication 5, p. 157-170.

236. Villiers J.S. The structure and petrology of the mafic rocks of the Bushveld complex Sout. of Potqietersrus // Geol. Soc. S. Afr. Spec. Publ. 1970. N 1. P. 23-35.

237. Ward J. H., Hierarchical Grouping to Optimize an Objective Function, J. Amer. Stat. Assoc. 1963.58 (301), 236-244.

238. Williams P J, Barton M D, Johnson D A et al. Most IOCG deposits have low total sulfide contents and high proportions of Cu-bearing sulfides compared to pyrite. Economic Geology 100th Anniversary. 2005. Volume 2005. P. 371-405.

239. Wilson A. N. The Great Dyke of Zimbabwe // Layered Intrusions // Ed. by R. G. Cawthorn (Elsevier, Amsterdam), 1996, pp. 181-230.

240. Zhao G.C., Cawood P.A., Wilde S.A., Sun M. Review of global 2.1.1.8 Ga orogens: implications for a pre-Rodinia supercontinent // Earth Sci. Rev., 2002, v. 59, Iss. 1.4, p. 125.162.