CC BY
47
If. Каин В.Е.Орогенез и тектоника плит //Тектоника,геология альпид «тетисного» происхожде-Lc - V Наука, 1980. - С. 5-15.
20. Чувашов Б.И.,Иванова P.M., Колчина А.И. Верхний палеозой восточного склона Урала. Zss-ж-рафия и геологическая история. - Свердловск: УФ АН СССР, 1984.- 230 с.
21. Юдин В.В. Орогенез севера Урала и Пай-Хоя: Автореф.дис. ... д-ра - на у к .- М., 1991 .-33 с.
22. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Постколлизионный девонский магматизм Северного Урала/Гео-I -НГ-Э—- 1993. - N4. - С.56-65.
23. Aubouin /. The West Pacific qeodynamic model. //Tectonophysics, 1990, vol. 183, N1-4, P. 1-7.
I IZ< 553.411.491:550.42
А.Ф. Коробейников
ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ НОВОГО НЕТРАДИЦИОННОГО 30Л0Т0-ПЛАТИН0ИДН0Г0 ОРУДЕНЕНИЯ В ЧЕРНОСЛАНЦЕВЫХ ГОРИЗОНТАХ ОФИОЛИТОВЫХ поясов
На основе разработанной новой методики инверсионного вольтамперометрического определения i Pt, Pd, Os, Ir, Ru,Rh в горных породах и минералах (чувствительность 1 10 ' 9 мас.%, воспроизво-jgmость 90%, навеска 1-10 г [4]) установлена промышленная платиноносность отдельных участков з^-юторудных полей, размещенных в бортах и на выклинивании офиолитовых поясов Кузнецкого Алатау, Восточного Саяна, Северо-Восточной Тувы, Западной Калбы. Глубинные разломы, оперяющие их зазоывы II порядка контролировали размещение гипербазит-базит-плагиогранитных интрузий, их
ЕЮ*Гг~~Нз fx xl4Гп~п"15ГГПд[д~п7ЩЦв füüs
Рис.1. Геологические разрезы через золото-платиноидные месторождения а палеозойских (61-СЗ) черносланцевых толщах офиолитовых поясов Восточного Саяна - СВ Тувы (вЗ), Кузнецкого Алатау (8,^), СВ Казахстана:
1 - углеродистые сланцы, алевролиты, аргиллиты, песчаники С,- Сх ; 2 - гипербазиты серпентинизированные в,-С,; 3 - габбро-диориты, гранодиориты, плагиограниты даек и штоков в,-С,; 4 - плагиогранит-порфиры, альбитофиры; 5 - пропилиты; 6 - зоны калишпатизации пород; 7 - зоны альбитизации пород; В - тремолит-гидробиотитового 9 - хлоритового; 10 - серицит (фуксит) - кварц-пиритового; 11 -карбонатного составов; 12 - кварцевые жилы и штокверки
рудоносные; 13 - прожилково-вкрапленные эолото-платиноидно-пирит-арсенопиритовые руды
»
дайковых комплексов и золото-платино-платиноидных руд. Комплексные руды размещаются в зонах альбитизации-калишпатизации, пропилитизации, березитизации-лиственитизации среди углеродистых песчаников, алевролитов, аргиллитов, андезито-базальтов, серпентинитов, габбро-диабазов, диоритов, плагиогранитов офиолитовых разрезов (рис.1).
Автором предлагается модель формирования наиболее крупных рудных полей и месторождений в черносланцевых горизонтах терригенно-вулканогенных толщ, развитых в офиолитовых поясах, в их бортах и прилегающих сининверсионных, наложенных терригенных синклиналях на участках активного проявления глубинных палеодиапиров и флюидных потоков по крупным расколам земной коры [6]. Эти черносланцевые горизонты оказались аккумуляторами металлоносных палеогидротерм и комплексного благороднометального гидротермально-метасоматического оруденения. Глубинные флюиды через метасоматическое перераспределение Аи, Рс1, Р(, Об, 1г в офиолитовых сериях пород, включающих
гкпербаз*-^,"зббоои*., »ii.ii ■ м..... I и I т|1.1 т.рт т-рг'""..............
комплексн>Х5 ч—
Геохич^еск^е -сс.-«адоаа 11 ч I и 11 11 -оедрудных апьбит-калишпатовых,
пропилитовых иетаиштин» сацяшцвма «■пни«в> и выносом золота до 40-50% из внутренних зон метасо*а-оза во « ■.■■■■.»«- —металла КиАи от 0,8 до 0,5 [6].
Образование околорудных *»етасо«*ег.лтя бсрсэ*- и ■■ ■ Г происходило при постоян-
ном привносе золота: К/* от 1,3 до 250 - осзвг. Зс^км 1-е -с~а*»ос этого элемента в зоны рудообразования происходил в период эахсег^» - сульфидизации пропилитов,
альбититов, лиственитов-бе резитов: сослан--«- тс-е« Г-"1'
При ранних процессах серпентинизац*.». -гтт--»-гп рл » ^тизации гипербазитов,
габброидов в связи с наложением завершающего «атха-^э-г осуществлялось перерас-
пределение, вынос Ов (Кио,=0,4) и привнос Рс1, Рт (К ^ = 1: .. атриевый метасоматоз
сопровождался перераспределением, выносом Оэ (К 0' = 0,9-0.7) - '-. Рг, Рс) (Ки = 5-100)
(см.таблицу).
Распределение благородных металлов (мг/т)* в породах чериосланцевых толщ офиолитовых поясов Алтае-Саяна и Северо-Восточного Казахстана
Название горной породы Au KA"H Os lr Pt Pd K°'pe1
и минерала
Углеродистые сланцы
с1гСВ Казахстана е, з Саяна-СВ Тувы 1,8-6,1 1,0 0,5 1,0 5,0 0,3 1,0
1,7-3,1 1,0 0,4 3,1 10,0 8,0 1,0
6, з Кузнецкого Алатау 6,8-14,5 2-5 0,4 6,6 20,0 10,0 1,0
Гипербазиты серпентини-
зированные 2,9-3,2 0,9 0,5-4 5,0 6,0 0,3-5 1,0
Габбро-диабазы, габбро-
диориты 1,9-6,0 1,0 0,5-4 10,0 10,0 0,3-14 1-2,0
Габбро-анортозиты 4,0 1,2 0,1-3 10-4300 40-6400 3-71 7000
Гранитоиды 2,9-4,3 1,1 0,5 0,5 1,0 2,0 1,0
Альбититы-калишпатиты 1,3-3,0 0,8-0,6 1,1-6 12,0 1-100 12,0 0, 5-100
Пропилиты 1,7-2,9 0,7-0,6 0,3 1,0 10,0 10,0 0,5-10
Листвениты 10-1200 5-296 0,3-2100 10-2000 1-40 10-3100 1000
Березиты 5-2000 3-300 0,4-1920 10-4000 1-44 10-3300 1000
Прожилково-вкраплен-
ные руды в X 7 ~х "х
чериосланцевых гори- >1 г/т >300 4,1 г/т 1,45 г/т 8 г/т 0,13 г/т >1000
зонтах
Серпентиниты 3,0 0,9 0,3-0,5 6,0 10,0 6,0 10,0
Кварц жильный 0,5-10000 3-1000 0,2 20,0 200,0 83,0 1000
Хвосты обогащения руд
вкрапленных 410 60,0 490
* Инверсионно-вольтамперометрический метод из навесок 10 гр. Чувствительность метода составляла 10" мае. %, воспроизводимость 80-90%. Аналитики H.A.Колпакова, С.В.Кропоткина.
Максимальное накопление платиноидов проявилось при лиственитизации, сульфидизации гипербазит-базитов, углеродистых сланцев, гранитоидов, в которых KM0,Pd достигал значений 1000-7000 и более. Именно в золоторудных полях среди чериосланцевых толщ кембрия-карбона установлены промышленные концентрации платиновых металлов Pt, Pd, Os, lr в сульфидоносных альбититах, серпентинитах, лиственитах, жильно-штокверковых и особенно в прожилково-вкрапленных золото-сульфидных ассоциациях. В грави- и флотоконцентратах этих руд на ряде рудных полей выявлены значительные концентрации Os, lr, Pd (Ки 130-12700), а в хвостах обогащения этих руд зафиксировано 0,41 г/т Os и 0,06 г/т Pd. Приведенные геохимические данные показывают, что при метасоматических процессах поведение платиновых металлов было близким к золоту. Но в высокотемпературных процессах щелочного метасоматоза (480-510°С - по газожидким включениям) в отличие от золота, заимствованного из боковых пород, происходило накопление большинства платиновых металлов.
Платиновые металлы в структурно-формационных зонах офиолитовых поясов размещаются закономерно: наиболее тугоплавкие элементы Os, lr чаще концентрировались во внутренних полосах-
--сах, непосредственно примыкающих к офиолитам, а более легкоплавкий Рс1 приурочен к внешней -^чосе синклинальных компенсационных структур в бортах и на выклинивании офиолитовых поясов. При —ом от внутренней зоны офиолитового пояса к его внешней зоне наблюдается сокращение уровня ^-иентрации платиноидов с Ки от 12700 до 860 и даже 230-3 в метасоматитах и золотых рудах внешнего гт"»<турного блока [6] .
ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОМПЛЕКСНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Для объяснения природы эндогенного рудообразования в черносланцевых толщах офиолитовых ->:-*сов привлекается модель астеносферного диапиризма, мантийного и внутрикорового метасоматизма. '.--гасно представлениям ряда исследователей [1,2,10], диапиры возникают в результате подъема -е^чого, сильно разогретого вещества из пограничной области внешнего ядра Земли и нижней мантии, г -ограничном слое между нижней и верхней мантией температура вещества диапира может достигать "?00-2000°С [8]. При такой температуре возникающие диапиры способны к плавучести в результате -еэмального расширения или отделения плотных фаз исходного вещества. Эти диапиры обеспечивали активный магматизм в зонах глубинных разломов. Летучие компоненты даже при небольшом количестве г 1-2 об.% будут способствовать почти полной деполимеризации коматиитовой магмы. Вследствие этого могла возрастать скорость ее подъема. Такие магмы способны достигать поверхности Земли по зонам -'убинных разломов. Если происходила жидкостная или кристаллизационная дифференциация в верхней «ачтии, то следовало разделение вещества на ультрамафитовую и базитовую части. Тем самым такие -агмы оказывались исходными для офиолитовых комплексов. Подобные офиолиты, фиксирующие занние магматические проявления в геосинклиналях, автор связывает с мантийным диапиризмом.
В глубинных разломах офиолитовых поясов основными геодинамическими причинами проявления ^лалиров являлись периодически повторяющиеся объемные деформации (деформации упругого после-¿ействия по [3]), которые служили энергетическими источниками активности глубинных магм и флюидов.
В пределах крупных расколов земной коры и мантии поднимающийся диапир прогревал и эазуплотнял вещество мантии. Разогрев и разуплотнение мантии в краевых частях «всплывающих» тапиров приводили к увеличению объема вещества и к образованию сводовых поднятий в геосинкли--альных областях. Краевая часть формирующейся структуры земной коры в это время представляла ;обой относительно неглубокий приразломный прогиб. Рудоносные наложенные синклинали, возникавшие в бортах и на выклинивании поясов, автор рассматривает в качестве компенсационных структур -[»являющихся в земной коре диапиров [6]. В таких компенсационных структурах впоследствии и формировались рудоносные черносланцевые формации (рис.2).
-20<М V "ьрА-!-- Шк-Ф^Ш-с-
— V — V \— V ♦ — ^ — V - V — - (V V I То™ ~ Ч/ ~ - VI ЩВШЕ:
I \ ) I М 1 \ У I -60 ЯМ ! /''' М1Ж
т \ ш ] // •• ......
ВЕЗЬЕЗзОГк
Рис.2. Модель формирования комплексных золото-платино-платиноидных руд в черносланцевых горизонтах офиолитового пояса СВ Казахстана:
1 - седиментная кора; 2 - излившиеся андезито-базальты; 3 - комплекс высоко метаморфизованных пород; 4 - гипербазиты; 5 - габброиды; 6 - гранитоиды; 7 - дайки диорит-лампрофиров, плагиогранит-порфиров; 8 - дайки диабазов долеритов, порфиритов; 9 -внутрикоровые диапиры зоны формирования средних, кислых и основных расплавов; 10 -глубинные расплавы диапира; 11 - зоны частичного плавления образований диапира; 12 -глубинные разломы 1-И порядков; 13 - глубинные флюидопотоки; 14 - направление движения магмогенерирующей области диапира
Наряду с подъемом формирующегося диапира происходило его частичное плавление и миграция в кор> по тектоническим зонам возникающих магм. Вероятной моделью генерации первичных магм в зона* выплавления из мантии можно считать частичное плавление исходного пиролитового субстрата пс фракционной схеме. При этом высоконагретые летучие компоненты отделялись от диапира и, поднимаясь вверх, прогревали породы земной коры и вовлекали их в магмообразование с возникновением средни* и кремнекислых ассоциаций магматических пород. Эти породы являлись продуктами смешения базальтовых мантийных магм с материалом земной коры или с коровыми выплавками. Типичными продуктами таких процессов явились породы габбро-плагиогранитной формации, широко развитые е офиолитовых поясах и в черносланцевых толщах наложенных компенсационных синклиналей.
Процессы дифференциации магм в возникавших промежуточных очагах обеспечивали формирование офиолитовых комплексов. В промежуточных очагах-камерах происходили процессы дифференциации магм, их насыщение глубинными флюидами, несущими тяжелые металлы. В результате интенсивных растягивающих усилий в зоне офиолитового пояса при отмирании диапира в кор« проявлялись рифтогенные разломы, разрушавшие сводовое поднятие. Происходило проседание коры к образование котловин окраинных морей, в которых следовало отложение терригенны» комплексов,обогащенных органикой. На участках наибольшего подъема мантийного диапира обособились внутригеосинклинальные поднятия. Здесь вертикальные ряды единых серий магматитов включали базальты, андезиты и интрузивные ультрабазит-базиты. Они сменялсь известково-щелочными ассоциациями с небольшими объемами средних и кислых пород, образующими штоки и дайки габбро-плагиогранитной формации. Затем формировались рифтогенные структуры - компенсационные прогибы
Следовательно, углеродистые терригенные образования возникали в наложенных синклиналях располагающихся в глубинных разломах палертроговых структур, несущих гипербазит-базит-плагиогра-нитные тела единых магматических серий и сопровождающие метасоматиты альбитит-калишпатитовой пропилитовой и лиственит-березитовой формаций. Возникавшие в благоприятных структурах золото-платиноидные проявления размещались чаще в черносланцевых толщах на выклинивании, в борта> офиолитового пояса или непосредственно в гидротермально измененных офиолитах.
Большинство известных месторождений золота складчатых регионов обнаруживают теснук пространственную связь с сининверсионным-орогенным гранитоидным магматизмом повышенной основ ности (габбро-плагиогранитной формации и формации батолитов пестрого состава). Размещение основных рудных полей и месторождений контролируется надинтрузивными зонами и поясами даеь диорит-лампрофирового и диабазового ряда {6].
В этап формирования флюидонасыщенных магм и сопровождающих металлоносных флюидов е пределах верхней мантии происходили явления внутримантийного метасоматоза и накопления золота платиноидов во флюидизированных магмах и особенно в глубинных флюидах. Для золота коэффициент фракционирования между расплавом и флюидом составили 1:21...290 [5]. Предшествующий плавленик мантийный метасоматоз возможно являлся одним из главных механизмов, стимулировавших магмооб разование. Здесь можно выделить глубинные области ( ^60 км), где преобладали процессы экстракцик некогерентных элементов восходящими потоками глубинных флюидов, и области разгрузки флюидо! (15-5 км), где расплавы и породообразующие минералы обогащались некогерентными элементами, в ток числе золотом и платиноидами [8].
Магматические процессы в земной коре сопровождались метасоматическими явлениями « образованием крупных рудно-метасоматических колонн. Длительно существовавшие термофлюидопо токи обеспечивали широкий фронт перераспределения и выноса компонентов боковых пород по пут1 продвижения флюидов. Формирование таких комплексных магматогенных месторождений в чернослан цевых толщах, в офиолитах происходило путем синхронного рудообразования с метасоматизмом пр1 распаде магмо-флюидных систем в верхних частях земной коры [б].
Рудоносные углеродистые терригенно-вулканогенные толщи формировались в наложенны: синклиналях зон глубинных разломов палеотроговых структур в бортах сводовых поднятий (палеодиа пиров), несущих гипербазит-базит-плагиогранитные комплексы. Интрузивы сопровождались метасома титами альбитит-калишпатитовой, пропилитовой, лиственит-березитовой формаций. Проявления благо родных металлов размещались в черносланцевых толщах различных регионов на выклинивании, в борта: офиолитовых поясов и непосредственно в гидротермально измененных офиолитах. По взаимоотноше ниям золото-платиноидных руд с разнотипными интрузивами и полученным геохимическим данные можно полагать о парагенетической связи оруденения с габбро-плагиогранитными интрузиями.
Ранее нами было установлено накопление золота в породах и флюидах поздних фаз габброидны: и гранитоидных интрузий: КнА"= 1,2-2,7 и 1,3-7,5. Это накопление металла связано с явлениям! флюидизации и сульфуризации поздних порций расплавов благодаря подтоку глубинных металлоносны, флюидов в промежуточные камеры [5]. Коэффициенты распределения металла между флюидом I расплавом базальтоидных интрузий составили 21:1, а для рудогенерирующих гранитоидных интрузий 53...296:1. Экспериментами А.Г.Миронова и др. [9] и термодинамическими расчетами А.Л.Павлов.
-ч:-_5.зано, что накопление золота в расплаве смешанного состава может быть связано с деполимериза-расплавов в зоне смешения и гибридизма за счет повышения концентрации РеО, Н20 и при их эесситизации и сульфидизации. Все это способствовало обогащению благородными металлами «и _.^ых магм и гипербазит-базит-плагиогранитных интрузивных тел. Парагенетическая связь комплек-1-со оруденения с габбро-плагиогранитными интрузиями, завершившими офиолитовые серии магмати-—подчеркивается минералого-геохимическими данными, в том числе повышенными параметрами :ас-эеделения Аи, Р1, Рс1, Об, 1г, Аб и ореолами Сг, N1, "П, Аэ, Аи, Р1, Рс1, Об в зонах сопутствующих ж-асоматитов. Геохимические исследования магматитов, углеродистых пород, метасоматитов показали -©вишенные концентрации (вплоть до промышленных) благородных металлов в метасоматитах, несущих -«■-эотин, пирит, халькопирит, арсенопирит. Максимальные концентрации Аи, Р1, Об, 1г, РИ, Рс1 выявлены I гугьфидизированных апосланцевых, апогипербазитовых лиственитах, серпентинитах. Рудоносные тела »»-асоматитов характеризуются такой зональностью: внизу - альбит-калишпатовые или пропилитовые логопродуктивные породы, а в средней и верхних частях - рудоносные листвениты-березиты. Богатые «;лолексные руды зафиксированы в средних и верхних частях этих руднометасоматических колонн.
Модель формирования золото-платиноидных руд в черносланцевых толщах офиолитовых поясов за-ерозоя представляется в таком виде. В основу положена концепция развития диапиров, мантийного
• знутрикорового метасоматизма. Компенсационными структурами палеодиапиров в земной коре гвлрлись наложенные синклинали офиолитовых поясов, в которых формировались рудоносные черное--анцевые толщи (см.рис.2).
1. Внедрение по глубинным расколам земной коры базит-ультрабазит-плагиогранитных интрузий
* Формирование флюидизированных офиолитовых комплексов.
2. Образование рудоносных базит-ультрабазитовых магматитов через промежуточные очаги-камеры при подтоке глубинных флюидов, обеспечивших ферритизацию, сульфидизацию и дальнейшую дифференциацию исходных мантийных базальтоидных магм.
3. При фиксации серы в магматических системах происходило образование золотоносных, платиноидных сульфидсодержащих гипербазит-базитовых тел через промежуточные магматические камеры.
4. Контаминация магм коровым материалом при диапиризме и насыщение их сероносными и металлоносными флюидами - продуктами дифференциации глубинных магм приводили к формированию «алых интрузий габбро-плагибгранитной формации и метасоматитов альбитит-капишпатит-пропилит--иственитовых формаций.
Рудогенерирующими явились многофазные габбро-плагиогранитные интрузии с натриево-хлорной ^ роданистой специализацией металлоносных флюидов. Верхние части таких интрузий и дайковых серий -аббро-диабазов, диорит-лампрофиров подвержены площадному и околотрещинному метасоматозу с проявлением в нижних частях рудно-метасоматических колонн отрицательных аномалий (Кн = 0,8-0,4), а в верхних частях этих колонн - положительных аномалий (Кн = 1,8-190).
Ранние базит-гипербазитовые интрузии принимали участие в золотом оруденении путем автометасоматоза и особенно путем наложения гидротермально-метасоматических процессов, обусловленных становлением габбро-плагиогранитных интрузий. В этот период инверсии формировались флюидизиро-ванные «малые интрузии» и дайковые серии. Сопровождающие гидротермально-метасоматические процессы приводили к дополнительному отторжению золота, платиноидов из базит-гипербазитовых пород, вмещающих углеродистых сланцев и к насыщению ими рудообразующих гидротерм. Образование щелочных автометасоматитов и бессульфидных лиственитов обеспечивалось гидротермами с перераспределением и выносом металлов до 20-40 мае. % (Ки = 0,8-0,6), а поздние околорудные сульфидоносные березиты-листвениты - с их привносом (Кн = 190-410). Расчеты баланса вещества при щелочном автометасоматозе выявили вынос Аи из замещаемых габброидов и гранитоидов до 5-12 мг/м3. Изучение газожидких включений в минералах и сопровождающих метасоматитов рудоносных площадей позволяет сделать вывод о насыщенности рудообразующих растворов хлором, серой, углекислотой, родан-ионом. Экспериментальные исследования А.Г.Миронова [9] в термоградиентных условиях показали, что могли происходить явления разделения путей Ыа и С1 в колонне метасоматоза, где № пошел на формирование альбита, а С1 совместно с захваченными из боковых пород золотом и платиноидами выносились вверх по разрезу.
5. Насыщение тел метасоматитов сульфидами сопровождалось концентрацией Аи, Рс1, Р1, 1г, Об, РЬ. Следовательно, гидротермально-метасоматические процессы в офиолитовых поясах с черносланце-выми толщами приводили к ремобилизации благородных металлов и являлись рудоподготовительными для золота, платины и платиноидов.
Однако на уровне формирования руд в рудно-метасоматической колонне среди черносланцевых толщ явления метасоматоза могли обеспечить лишь 20-30% от общего количества благородных металлов в рудных зонах. Этот вывод подтверждается расчетами объемного баланса золота при предрудном и околорудном метасоматозе. Главное количество благородных металлов привносилось в зоны локализа-
ции руд глубинными гидротермами (при выносе части их из корневых участков метасоматических колонн) и отлагалось на окислительных барьерах. Следовательно, метасоматические процессы в черносланцевых горизонтах офиолитовых поясов складчатых областей надо рассматривать в качестве дополнительного рудоподготовительного этапа минералообразования. Богатая концентрация благородных металлов обусловливалась окварцеванием и сульфидизацией черносланцевых тел в верхних частях магмо-рудно-метасоматических колонн.
6. Процессы регионального метаморфизма цеолит-пренит-пумпеллитовой и зеленосланцевой фаций, в том числе и зеленокаменного метаморфизма, проявившегося в базит-гипербазитовых и вулканогенных комплексах офиолитовых поясов, существенно не повлияли на перераспределение и концентрацию благородных металлов в преобразованных офиолитах и черносланцевых горизонтах: Ки = 1-0,9. Поэтому ремобилизации благородных металлов при низко-среднетемпературном региональном метаморфизме черносланцевых толщ происходить не могло, что подтверждается экспериментальными данными ряда исследователей [7].
Итак, выявленные новые золото-платиноидные рудопроявления в зонах метасоматоза черносланцевых толщ офиолитовых поясов фанерозоя, а также ранее установленные концентрации этих металлов в разновозрастных черносланцевых горизонтах, не связанных с магматизмом, позволяют утверждать о широком распределении нетрадиционных благороднометальных руд в углеродистых терригенных комплексах различных регионов. Они включают как сингенетические, так и эпигенетические золото-платиноидные концентрации.
Все это еще раз подтверждает необходимость дальнейшего всестороннего исследования плати-ноносности различных типов руд в черносланцевых толщах офиолитовых и зеленокаменных поясов во всех золотоносных регионах складчатых областей страны. Здесь можно ожидать открытия новых нетрадиционных типов золото-платиноидных месторождений.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Артюшков Е.В. Геодинамика .- М.: Наука, 1979. - 327 с.
2. Белоусов В. В. Переходные зоны между континентами и океанами .- М.: Недра, 1982. - 200 с.
3. Глухманчук Е.Д. Деформация упругого последействия в верхних слоях земной коры как индикатор миграции магм и флюидов //Геология и геофизика. - 1992. - N6. - С. 32-36.
4. Колпакова H.A., Шифрис Б.С., Швец/I.A., Кропоткина C.B. Определение платиновых металлов и золота методом инверсионной вольтамперометрии //Журнал аналитич.химии. - 1991. - Т.46. Вып. 10.-С. 1910-1913.
5. Коробейников А. Ф. Фракционирование золота в магматическом расплаве при его кристаллизации //Докл. АН СССР. - 1981. - Т.258, N5. - С. 1200-1204.
6. Коробейников А. Ф. Новый тип золото-платиноидных месторождений в черносланцевых толщах офиолитового пояса Северо-Восточного Казахстана /Томск.политехи.ин-т. - Деп. в ВИНИТИ 19.03.91 г. N 1187-В91. - 90 с.
7. Петренко Г.В., Арутюнян Л.А. О мобилизации платиноидов в гидротермальных условиях // Геохимия рудных элементов в базитах и гипербазитах. Критерии прогноза. - Иркутск: Изд-е Ин-та геохимии СО АН СССР, 1990. - С. 12-16.
8. Фролова Т.И., Перчук П.Л., Бурикова И.А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. - М.: Недра, 1989. - 261 с.
9. Экспериментальные исследования геохимии золота с помощью метода радиоизотопных индикаторов /Миронов А.Г., Альмухамедов А.И., Гелетий В.Ф. и др. - Новосибирск: Наука, 1989. -28Î с.
10. Anderson D. Thedeps of mantle reservoirs. - Magmatic Processes Physicochemicat in the Principbes //The Geochemica! Society. Special Publication 1/Edly B.O.Mysen, 1987. P.P.3-12.
