CC BY
12
УДК 550.42:552.312:553.064 (571.55)
К ПРОБЛЕМЕ ГЕОХИМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ МАГМАТИТОВ В АРЕАЛЕ ХАНГИЛАЙСКОЙ РЕДКОМЕТАЛЛЬНОЙ РУДНО-МАГМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ
1 2 В.Е. Загорский , В.Д. Козлов
Институт геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН, 664033, Россия, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а.
Изучена геохимическая эволюция догранитных магматических пород в возрастном интервале 320149 млн лет в ареале мезозойской Хангилайской редкометалльной рудно-магматической системы (144,5140 млн лет). Установлены избыточность догранитных пород основного-среднего состава в отношении гранитофильных компонентов и возрастание степени их редкометалльности от ранних к поздним образованиям. В наибольшей степени это относится к дайкам лампрофиров и долеритов (153-149 млн лет), которые трактуются как предвестники гранитогенного редкометалльного оруденения. Библиогр. 25. Ил. 3. Табл. 4.
Ключевые слова: рудно-магматическая система; геохимическая эволюция; редкие металлы; редкоземельные элементы; гранитогенное оруденение; основные породы.
TO THE PROBLEM OF GEOCHEMICAL EVOLUTION OF MAGMATITES WITHIN KHANGILAY RARE-METAL ORE-MAGMATIC SYSTEM
V.E. Zagorsky, V.D. Kozlov
Vinogradov Institute of Geochemistry SB RAS, 1a Favorsky St., Irkutsk, Russia, 664033.
The paper studies the geochemical evolution of pre-granitic magmatic rocks in the age range of 320-149 myr within the mesozoic Khangilay rare-metal ore-magmatic system (144.5-140 myr.). The pre-granitic rocks of basic and average composition are redundant as compared with granitophile elements, and the occurrence degree of rare metals in them increases from early formations to the late ones. This mostly refers to the Late Jurassic dikes of lamprophyres and dolerites (153-149 myr), which can be considered as precursors of granitogene rare-metal mineralization.
25 sourses. 3 figures. 4 tables.
Key worlds: ore-magmatic system; geochemical evolution; rare metals; rare-earth elements; granite-related mineralization; mafic rocks.
Введение. Хангилайская рудно-магматическая система с Орловским танталовым и Спокойнинским вольфрамовым месторождениями является одним из наиболее известных и хорошо изученных модельных редкометалль-ных объектов в Восточном Забайкалье. В многочисленных публикациях [2, 3, 9, 13 и др.], посвященных вопросам геологии, геохимии и петрологии данной интрузивной системы, приводятся и обсуждаются материалы по гранитоидам Хангилайского массива и его рудонос-
ным куполам, тогда как догранитные магматические образования, как правило, оказываются вне внимания авторов. Исключением является работа В.С. Абу-шкевича и Л.Ф. Сырицо [1], в которой наряду с гранитами охарактеризованы габброиды и разнообразные породы «дайкового комплекса», пространственно ассоциирующие с Хангилайским гранитным массивом. В настоящей работе приводятся дополнительные данные о геохимических особенностях до-гранитных магматических пород
:Загорский Виктор Егорович, доктор геолого-минералогических наук, зав. лабораторией геохимии процессов пегматитообразования, тел.: (3952) 425655, e-mail: victzag@igc.irk.ru
Zagorsky Victor, Doctor of Geological and Mineralogical sciences, Head of the Laboratory of Geochemistry of Pegmatite Formation, tel.: (3952) 425655, e-mail: victzag@igc.irk.ru
2Козлов Валерий Дмитриевич, доктор геолого-минералогических наук, профессор, главный научный сотрудник, тел.: (3952) 429935, e-mail: kvd@igc.irk.ru
Kozlov Valery, Doctor of Geological and Mineralogical sciences, Professor, Chief Researcher, tel.: (3952) 42-99-35, e-mail: kvd@igc.irk.ru
штоков Инкижин (название по одноименной горе), а также жильных образований основного и кислого составов, пространственно ассоциирующих с Хангилайским гранитным массивом, с целью изучения вещественной эволюции магматизма в ареале одноименной редкометалльной рудно-магматической системы.
Геологическое строение площади. Хангилайская рудно-магматическая система расположена в центральной части Ононского (Агинского) островоду-жного террейна (микроконтинента), который облекается двумя ветвями Монголо-Охотской сутуры [7]. На современном эрозионном срезе Хангилай-ский рудный узел представлен одноименным гранитным массивом с рудоносными Орловским (Хуху-Челотуйским) и Спокойнинским куполами, а также серией жильных олово-вольфрамовых рудопроявлений (рис. 1). Собственно Хангилайский массив сложен в основном биотитовыми (4,5%) с мусковитом (1,9%), до мусковитовых в восточной части гранитами-лейкогранитами. Специфика Спокой-нинского купола определяется широким развитием мусковитовых грейзенизиро-ванных лейкогранитов, а Орловского купола - очень сложным внутренним строением с участием альбитовых и ле-пидолит-амазонит-альбитовых тантало-носных лейкогранитов. Имеющиеся ЯЬ-Бг и и-РЬ определения возраста этих пород, относимых всеми исследователями к кукульбейскому комплексу, укладываются в интервал 144,5-140 млн лет (начало нижнего мела) [1, 8]. К этому же магматическому комплексу условно (без изотопно-возрастных датировок) отнесены также малые штоко-образные тела биотитовых гранитов и дайки гранит-порфиров сопки Барун-Убжигой (так называемая убжигойская группа сателлитов) в пределах юго-восточной части скрытого контура единого Хангилайского плутона [9].
Граниты залегают в метаморфизо-ванной песчано-сланцевой толще, пред-
ставленной верхнерифейскими и верхнепалеозойскими-мезозойскими преимущественно терригенными образованиями с прослоями вулканитов и внедренными в эту толщу дайками основных и кислых пород. Контакт между разновозрастными осадочно-метамор-фическими блоками тектонический, приурочен к зоне Агинского разлома. В этой зоне в северо-западной части контура гравитационного минимума, обусловленного Хангилайским плутоном, располагается субмеридиональная линейная цепочка длиной около 4 км относительно мелких штокообразных тел габбро-диоритов Инкижин, ЯЬ-Бг-возраст которых датирован как карбо-новый (320 млн лет) [1]. Юго-юго-восточнее цепочки инкижинских штоков, в створе с нею простирается крупное (длина около 3 км, мощность до 200 м) крутопадающее на запад-юго-запад дайковое тело основного состава, которое большинством исследователей идентифицируется как лампрофиры-спессартиты, тогда как согласно В.С. Абушкевичу и Л.Ф. Сырицо [1] оно сложено диабазами предположительно того же возраста, что и породы вышеупомянутых штоков. В своей средней части дайка прорывается гранитами Орловского купола.
Многочисленные относительно мелкие дайки лампрофиров (керсантитов и спессартитов) характерны для восточной части Хангилайского рудного узла. Кроме того, в его пределах известны догранитные жильные тела долеритов, а также трахидациты и рио-литы-трахириолиты. Возрастные датировки их таковы (млн лет): трахидаци-ты и трахириолиты - 235, лампрофиры - 153, долериты - 149 [1]. Подавляющее большинство догранитных магматитов, также как Орловский и Спокойнинский гранитные куполы, контролируются субмеридиональными зонами милони-тизации и рассланцевания, являющими-мися элементами Агинского глубинного разлома.
Е
1
Ш 2
3
Г5П
I ]4
| ю
■■■ Д ■■■
51
ЕЭ" 12
Рис. 1. Геологическая схема Хангилайской интрузивной системы
(по [1,2,6,9] с упрощениями): 1 - четвертичные аллювиальные отложения долин; 2 - граниты главной фазы Хангилайско-го массива (крупные крестики) и убжигойских сателлитов (мелкие крестики), К1; 3 - дайки лампрофиров (вне масштаба), З3; 4 - мелкие штоки монцодиоритов шахтаминского комплекса, З2_3; 5 - свалы риолитов-трахириолитов (вне масштаба), Т2; 6 - «диабазы», С2?; 7 - монц-одиориты штоков Инкижин, С2; 8 - метаморфизованные песчано-сланцевые и эффузивные породы, РЯ3; 9 - песчано-сланцевые породы, (В-Т3); 10 - зоны трещиноватости; 11 - тектонические нарушения; 12 - контур скрытого гранитного плутона (по геофизическим данным). Цифрами в кружках обозначены: 1 - Хангилайский массив биотитовых с мусковитом гранитов; 2 - Спокойнинский купол грейзенизированных с вольфрамитом и бериллом гранитов; 3 -Орловский купол амазонитовых гранитов; 4 - Убжигойские сателлиты
Геохимическая характеристика пород. Опробование догранитных маг-матитов проведено авторами в западной и юго-восточной частях интрузивной системы, в том числе в северной и южной экзоконтактовых зонах Орловского купола. При этом осуществлялся тщательный отбор неизмененных образцов
и проб пород. Пробы, отобранные вблизи рудоносных гранитных куполов, с явно аномальными содержаниями гра-нитофильных элементов, типичными для первичных ореолов редкометал-льных гранитов и пегматитов, даже при отсутствии видимых изменений породы в шлифах в выборку не включались.
Специальными исследованиями установлено, что наиболее чуткими элементами-индикаторами воздействия гранитов на вмещающие породы в пределах Хан-гилайской и Этыкинской рудно-магматических систем являются литий и фтор [6].
Данные о петрохимическом (табл. 1) и редкоэлементном (табл. 2) составе магматических пород позволяют рассчитать их элементные формулы (табл. 4) и провести сравнительную оценку суммарного уровня редкометалльности пород на основе нормирования их сос-
Таблица 1
Петрохимический состав магматических пород Хангилайской интрузивной системы
№ п/п № проб Компоненты (содержание в масс.%)
SiÜ2 TiÜ2 AI2O3 Fe203 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 ппп X
Монцогаббро 1) и монцодио риты (2-10) штоков Инкижин
1 РЗ-23 50.70 1.12 15.92 9.11 0.14 5.95 9.36 2.33 2.65 0.11 2.61 100.0
2 РЗ-18 52.73 1.30 17.35 9.21 0.14 4.33 6.13 3.54 2.68 0.20 2.45 100.06
3 РЗ-17 52.85 1.91 17.42 9.75 0.16 3.94 5.51 2.69 3.29 0.17 2.41 100.1
4 РЗ-21 53.74 1.66 16.93 10.58 0.15 2.94 5.13 4.86 1.23 0.43 2.30 99.95
5 РЗ-25 53.89 1.11 16.05 8.26 0.14 5.56 6.68 5.08 0.92 0.13 2.28 100.1
6 РЗ-22 54.71 1.79 15.30 10.07 0.12 3.83 4.57 3.31 3.05 0.21 3.08 100.04
7 РЗ-19 55.73 1.32 16.06 8.76 0.15 3.93 6.50 3.30 2.28 0.15 1.92 100.1
8 РЗ-24 55.94 0.92 16.31 7.09 0.12 4.81 6.30 3.49 2.49 0.12 2.38 99.97
9 РЗ-20 56.00 1.79 15.86 9.81 0.13 2.55 5.35 4.56 1.76 0.23 2.01 100.05
10 Ср. из (2-9) 54.45 1.31 16.41 9.19 0.14 3.98 5.77 3.85 2.21 0.20 2.35 99.86
"Д ,иабазы" (11) и спессартиты (1 2)
11 52.08 1.47 16.32 9.91 0.14 6.05 9.62 3.05 0.81 0.19 0.40 100.04
12 51.74 1.12 14.53 8.14 0.13 10.16 6.20 2.85 2.66 0.42 2.48 99.73
Риолиты (13) - трахириолиты (14-18)
13 О-57Д 75.11 0.28 12.65 2.30 0.03 0.57 0.21 2.25 5.41 0.17 0.87 99.85
14 О-158 78.28 0.16 11.44 0.67 <0.01 0.10 0.04 2.09 6.75 0.02 0.39 100.06
15 О-57А 77.36 0.14 12.18 0.81 <0.1 0.31 0.08 1.56 6.72 0.05 0.68 99.99
16 О-64 75.34 0.14 12.49 1.31 0.02 0.51 0.12 0.52 8.63 0.08 0.76 100.03
17 О-65 74.90 0.08 12.72 1.66 0.02 0.425 0.06 0.46 8.91 0.02 0.68 100.02
18 О-113 72.35 0.15 14.81 0.86 0.04 0.85 0.04 0.26 9.37 0.03 1.17 99.93
Убжигойские сателлиты - граниты биотитовые
19 72.62 0.26 14.31 2.42 0.40 0.50 1.70 3.20 4.50 0.60 0.75 101.26
Хангилайский массив - граниты биотитовые
20 74.01 0.22 14.10 1.54 0.02 0.33 0.53 3.61 4.72 0.04 0.83 99.95
Купол Орловский - г раниты амазонитовые
21 71.95 0.01 15.81 1.48 0.17 0.14 0.45 5.31 3.63 0.02 1.00 99.97
Купол Спокойнинский - граниты грейзенизированные
22 81.20 0.03 11.88 0.83 0.15 0.09 0.26 0.34 3.58 0.03 1.45 99.84
Примечания: 1) Методы анализа: петрогенные компоненты - РФА; 2г- 1СР-М8 (ан. 1-10), рентгено-флуоресцентный (ан. 11, 13-18); Б -оптический, спектральный (ан. 1-10), химический (ан. 11, 13-18); Ы, ЯЪ, Сб - фотометрия пламени; и, ТИ - 1СР-М8; остальные элементы - количественные методики эмиссионного спектрального анализа; прочерк - нет данных.
2) Характеристика пород: 1-10 - монцогаббро (1) и монцодиориты (2-10) штоков Инкижин; 11 - "диабазы"; 12 - спессартиты; 13 - риолит светло-серый с редкими вкрапленниками; 14-18 - трахириолиты: 14, 15 - светло-кремовые с редкими (14) и многочисленными (15) вкрапленниками, 16 - светло-серый с многочисленными вкрапленниками, 17 - темно-серый с редкими вкрапленниками, 18 - светло-серый с редкими вкрапленниками, измененный (ослюденение).
3) Источники: 1-10 - материалы В.Д.Козлова; 11, 13-18 - материалы В.Е.Загорского; 12 - средние значения, рассчитаны по данным [1]; 19 - [9]; 20, 22 - [11]; 21 - [2]
тава по кларковым концентрациям элементов в соответствующих типах пород (табл. 5). Элементная формула конкретной разновидности магматической породы характеризует сравнительный относительно кларков уровень ее обогащения (обеднения) различными редкими элементами, а рассчитанный на ее основе индекс концентрирования (ИНК) - суммарное обогащение (обеднение) породы гранитофильными элементами, выраженное в количестве кларков анализируемых элементов. Включённые в элементную формулу негранитофиль-ные Бг и Ва при расчете ИНК не учитываются.
Согласно опубликованным данным [1], средний состав пород инки-жинских штоков соответствует монцо-габбро. По нашим данным (табл. 1) содержания БЮ2 в породах штоков варьируют в интервале 50,72-56,00 мас. % при довольно устойчивой сумме щелочей около 6 мас. %. На номенклатурной диаграмме в координатах «кремнекис-лотность - сумма щелочей» точки составов слагающих штоки пород образуют узкую полосу от габбро-монцо-габбро до монцодиоритов, с резким преобладанием последних. Породы высокоглиноземистые (1 < а1' < 2) с очень широкими вариациями соотношения
Таблица 2
Редкоэлементный состав магматических пород Хангилайской интрузивной системы
№ п/п Кол. ан. Компоненты (содержание в ррт)
В Е Ы яь С8 Ве 8п W Мо Та РЬ ТЬ
Монцогабро (1) и монцодиориты (2-10) штоков Инкижин
1 1 48 400 11 99 1.8 0.9 2.2 0.6 0.8 0.3 5.1 2.7
2 1 81 530 25 73 <2 1.6 2.1 1.2 0.7 0.6 5.8 5.2
3 1 63 500 22 106 2.9 1.3 2.5 1.3 1.2 0.6 6.7 4.1
4 1 24 700 22 36 5.3 1.4 3.6 1.9 0.9 0.9 8.0 8.2
5 1 400* 530 21 29 1.2 0.9 3.2 0.9 0.9 0.4 8.2 4.2
6 1 39 530 21 104 6.2 1.6 4.1 1.3 1.0 0.5 6.0 7.0
7 1 37 430 18 74 2 1.45 3.0 1.2 1.1 0.5 7.7 9.1
8 1 54 400 23 82 2 1.1 2.1 0.8 0.7 0.4 6.6 6.8
9 1 17 430 14 55 5.4 1.7 4..1 1.3 1.2 0.7 8.2 7
10 8 39 506 21 70 3.3 1.4 3.1 1.1 1.0 0.6 7.15 6.45
"Диабазы" (1 1) и спессартиты (12)
11 15 45 390 38 22 4.2 1.4 3.5 2.4 0.9 - 6.5 2.5
12 3-6 0.5 - 67 59 13 2.6 4.2 2.7 0.6 1.0 25 23
Риолиты (13) - трахириолиты (14-18)
13 1 3.0 800 11 115 3.0 1,5 4,5 2.3 0.6 - 10 -
14 1 3.0 200 7.0 118 <1.0 2.4 1.8 1.1 - 0.4 - -
15 1 14 900 18 170 16 2.0 5.0 2.5 0.9 - 16 -
16 1 7.6 400 31 199 8.0 1.2 5.4 1.2 0.3 - 3.2 8.6
17 1 9.4 800 64 350 18 1.1 8.1 1.2 1.8 - 7.5 -
18 1 25 4600 460 660 25 12 19 10.1 0.8 - 160 -
Убжигойские сателлиты - граниты биотитовые
19 3 20 530 18 120 5.0 3.7 3.2 ~1 1.1 1.1 39 14.3
Хангилайский массив - граниты биотитовые
20 20 26 880 126 330 16 6.7 | 9.6 4.8 0.9 3.3 47 37.2
Купол Орловский - граниты амазонитовые
21 18 н.д. 5000 650 1200 ~40 15 65 ~20 0.4 80 38 ~20
Купол Спокойнинский - граниты грейзенизированные
22 4 320 2850 120 470 37.5 43 65 >80 0.4 18 24 ~7.2
* При вычислении среднего содержания бора данный анализ не учитывался.
Продолжение табл. 2
N п/п Кол. ан. Компоненты (содержание в ppm)
U Sr Ba V № Zn Zr №
Монцогабро (1) и монцодиориты (2-10) штоков Инкижин
1 1 0.7 108 440 243 232 32 31 38 94 110 3.9
2 1 1.0 185 500 166 - 20 - 26 130 285 9.8
3 1 0.8 235 630 289 15 21 7 24 110 176 9.3
4 1 2 380 480 151 66 18 5.4 19 108 251 14.4
5 1 0.8 160 420 199 194 27 25 38 94 178 6.2
6 1 1.0 200 550 240 16 21 4.3 16 69 192 8.8
7 1 1.5 360 460 193 48 21 12 26 96 330 8.4
8 1 1.5 180 420 139 - 20 - 27 82 188 5.7
9 1 1.4 290 420 231 17 20 3 21 80 226 10.5
10 8 1.25 250 485 201 59 21 9.45 25 97 228 9.1
"Диабазы" (11) и спессартиты (12)
11 15 0.84 300 300 274 197 38 56 55 100 127 10
12 3-6 3.9 904 1644 118 240 32 177 31 82 174 12
Риолиты (13) - трахириолиты ( 14-18)
13 1 - 68 1800 8.6 10 1.4 6.4 10 47 334 -
14 1 56 1100 <4 9.3 <2 <3 <6 12 201 12 1
15 1 - 75 770 6.8 6.6 1.2 7.2 8.7 27 160 -
16 1 4.7 110 1000 <4 <4 <2 <3 <6 19 166 15
17 1 - 100 750 <4 <4 <2 <3 <6 37 145 -
18 1 - 78 745 <4 7.6 <2 <3 13 480 227 -
Убжигойские сателлиты - г раниты биотитовые
19 3 19 3.8 330 550 28 18 6.9 14 28.9 37 125
Хангилайский массив - граниты биотитовые
20 20 8.5 140 320 12.5 8.4 2.0 3.0 15.5 42 181 20.7
Купол Орловский - граниты амазонитовые
21 18 4.3 43 62 - - - - - 90 15 ~100
Купол Спокойнинский - граниты грейзенизированные
22 4 2.6 60 30 <4 7.7 <2 <3 14 70 15 80
щелочей (№20:К20=0,8-5,5). Они подверглись довольно интенсивным процессам вторичных изменений (хлори-тизация, эпидотизация), обусловивших высокие значения потерь при прокаливании. Монцодиориты характеризуются повышенными относительно кларков концентрациями гранитофильных В, Би, Сб и а также фемафильных Со и V, кларковыми содержаниями Б, Мо, но нижекларковыми - Ы, ЯЬ, Ве, и, ТЬ, Та, РЬ, Ва, Бг, N1 (табл. 2). Элементные формулы пород штоков Инкижин демонстрируют небольшую суммарную избыточность концентрирования ими гранитофильных элементов относительно кларков (ИНК = 3,5-9,6), которая обусловлена, в первую очередь, аномальными содержаниями бора (табл. 4).
Инкижинские монцодиориты обеднены подавляющим большинством гранито-фильных элементов (кроме Б и РЬ), а также барием и стронцием по сравнению с монцодиоритами Чалотского массива шахтаминского комплекса (12-.Ь), расположенного в 40 км юго-западнее Хангилайского рудного узла [15, табл. 1, с. 679].
Спектры лантаноидов инкижин-ских монцонитоидов образуют полосу с очень слабым наклоном вправо (рис. 2, граничные спектры 1 и 2), практически параллельную спектру средних содержаний РЗЭ в нижней континентальной коре (спектр 14), но с несколько более высокими концентрациями лантаноидов, особенно тяжелых (Оё - Ьи).
Таблица 3
Распределение редкоземельных элементов в магматических породах Хангилайского рудного узла (ррт)
Компо- Номера анализов
ненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13
Ьа 9.7 31.6 11.6 10.5 98.1 16.0 26.4 18.0 33.8 11.0 3.9 50.8 30.0
Се 21.5 66.4 29.2 23.5 174.2 38.6 58.2 37.5 68.9 40.7 4.2 115.0 76.4
Рг 2.9 8.5 3.5 3.05 24.7 4.06 5.49 4.3 7.9 5.3 1.0 11.4 7.2
N1 12.7 35.2 17.0 14.9 92.1 16.4 21.75 14.7 26.6 14.2 3.8 48.6 24.4
Бт 3.5 8.3 4.6 4.02 15.8 3.97 4.17 3.0 5.3 5.4 1.4 6.7 4.2
Еи 1.33 2.13 1.48 1.33 4.0 0.36 0.33 0.66 0.5 0.01 0.07 1.62 1.14
ва 4.3 8.96 5.1 4.59 11.7 3.75 3.76 2.4 4.0 2.75 1.2 6.7 3.5
ТЬ 0.74 1.35 0.89 0.83 1.26 0.66 0.53 0.35 0.7 0.5 0.22 0.59 0.36
Оу 4.54 8.33 5.4 4.98 6.17 3.48 3.14 1.9 3.5 2.8 1.0 4.8 3.2
Но 1.90 1.71 1.14 1.05 1.12 0.70 0.75 0.37 0.6 0.5 0.14 0.85 0.55
Ег 2.93 4.27 3.21 2.97 2.68 2.14 2.51 1.0 1.8 1.3 0.33 2.3 1.4
Тт 0.40 0.60 0.49 0.48 0.37 0.37 0.46 0.19 0.3 0.3 0.07 0.36 0.20
УЬ 2.47 3.63 2.78 2.62 2.20 2.53 3.05 1.0 1.7 2.4 0.5 2.5 1.5
Ьи 0.39 0.54 0.38 0.37 0.43 0.35 0.48 0.18 0.24 0.4 0.07 0.34 0.19
ЕРЗЭ 69.3 181.5 85.8 75.2 434.8 93.4 131.0 87.55 155.8 87.6 17.7 252.6 154.2
ЕРЗЭ/ 0.6 1.6 0.76 0.66 2.30 0.49 0.69 0.45 0.82 0.46 0.09 2.2 1.0
ЬРЗЭКл.
Еи/Еи* 1.00 0.95 0.93 0.75 0.24 0.28 0.32 0.75 0.32 <0.01 0.16 0.73 0.88
ЕЬПСе/ 2.8 5.1 2.4 3.1 15.7 5.65 7.9 10.5 11.1 7.0 4.1 10.2 12.7
ЕЬпУ
п 1 1 1 1 2 1 1 3 20 1 4 10 6
Примечания: 1) Метод анализа - ГСР-МБ. п - число проб (при п > 1 приведены средние значения). 2) ЕЬпСе - сумма лантаноидов от Ьа до Бт. 3) ЕЬпУ - сумма лантаноидов от 0(1 до Ьи. 4) Характеристика анализов: 1(РЗ-23) - монцо-габбро штоков Инкижин; 2(РЗ-21) - монцодиорит штоков Инкижин; 3-4 - "диабазы" (3 - проба Орл-31, 4 - проба Орл-73); 5 - спессартиты; 6-7 - трахириолиты (6 - проба Орл-64, 7 - проба Орл-158); 8-9 - граниты биотитовые (8 -Убжигойские сателлиты, 9 - Хангилайский массив); 10 - граниты амазонитовые (Орловский купол); 11 - граниты грейзенизированные (Спокойнинский купол); 12-13 - Шахтаминский комплекс (12 - монцодиориты, 13 - гранодио-риты). 5) Источники: 1, 2, 10 - материалы В.Д.Козлова; 3,4,6,7,10 - материалы В.Е.Загорского; 5 - средние значения рассчитаны по данным [1]; 8,9 - [9]; 11-13 - [10]
Содержания РЗЭ существенно возрастают в ряду от монцогаббро к монцодиоритам (см.табл. 3, ан. 1, 2), положительно коррелируясь с ростом в них суммы щелочей (см.табл. 1, ан. 1-9), а отсутствие Еи-минимума показывает, что это повышение с процессом кристаллизационной дифференциации расплавов не связано. По сравнению с "кларковыми" габброидами и диоритами [12, табл. 8, с.31-32] монцогаббро вдвое обеднены легкими РЗЭ (Ьа-Ы!) при кларковой сумме тяжелых лантаноидов, а монцодиориты в среднем характеризуются кларковыми концентрациями легких лантаноидов, а монцодиори-ты - кларковыми концентрациями легких лантаноидов при повышенных в 1,6 раза тяжелых (см.табл. 3). Вместе с тем, инкижинские монцодиориты беднее легкими редкими землями, но богаче
тяжелыми по сравнению с монцодиори-тами-гранодиоритами широко представленного в регионе шахтаминского комплекса (см. рис. 2).
Крупное субмеридиональное дай-ковое тело, которое на западном склоне г. Хуху-Челотуй прорывается гранитами Орловского купола, сложено очень плотными массивными темно-серыми до черных, иногда с зеленоватым оттенком тонко-мелкозернистыми плагио-клаз-амфиболовыми породами с незначительной (обычно менее 3-5%) примесью крипточешуйчатого биотита. В отличие от типичных лампрофиров со свойственной им порфировидной структурой, для них наиболее характерна гранонематобластовая структура, а также широкое развитие вторичного амфибола (актинолита), что, видимо, и послужило основанием для отнесения этих
Таблица 4
Эволюция редкоэлементного состава магматитов Хангилайской интрузивной
системы
Породы Элементная формула (возраст по [1] ) ИНК*
Инкижинские монцогаббро - монцодиориты (320 млн лет)
Габбро: и = B9.6-Rb2.4-Cs1.8-Be1.8-U1.2-F1- Ва1.5 + 9.6
1 Бг0.2-Та0.5-Мо0.6-Ь10.7-Би0.7-'0.7-РЬ0.7-ТЬ0.9 (0.0. без В)
БЮ2=50.72 (13)
Монцодио- B3.2-Sn2.6-Cs2.3-W1.1- Мо1.1-Б1.0 + 3.5
риты: и = 8 РЬ0.9-И0.6-Та0.75-Ве0.8- Rb0.8-Th0.9-Li0.91.5-Ta1.2-Sr0.6- (13)
БЮ2=54.45, Ва1.8
"Диабазы" (320 млн лет ?)
Среднее, СБ4.2-Ве2.8-'2.7-Ь12.5-И1.4-Би1.2-Б1-Ва1 + 7.4 (без Та)
и=15 ЯЬ0.5-Мо0.6-В0.8-РЬ0.9-Бг0.6 (12)
БЮ2 = 52.08
Спессартиты
Среднее, СБ13.0-И6.8-Ве5.2-Ь14.7-ТЬ3.6-РЬ3.5-'3.0-Мо2.3-Та1.7-ЯЬ1.7-Бп1.4 + 35.0 (без Б)
и=2 БЮ2 = 51.74 В0.1 (12)
Риолиты-трахириолиты (235.2±2.5 млн лет)
0рл-57Д; и=1 Би1.5-Б1-Ва2.1 В0.2-Ь10.3-Ве0.4-РЬ0.5-Мо0.5-СБ0.6-ЯЬ0.6-Бг0.3 - 3.4 (без Та,И,ТЬ) (10)
БЮ2=75.11;
^0=5.41
0рл-57А,158 СБ1.6-Би1.2-'1.2-Ва1.2 - 1.3 (без
(ср.); и=2 Ь10.3-Ве0.3-РЬ0.4-В0.6-Б0.7-ЯЬ0.8-Би0.8-Мо0.8-Бг0.3 Та,И,ТЬ)
Б102=77.82; (10)
К20=6.73
Орл-64,65 Сб2.6-БИ2.3-ЯЬ1.4-Ь11.2 + 0.9 (без
(ср.); и=2 РЬ0.3-Ве0.3-В0.6-Б0.7-'0.7-Мо0.8-Бг0.4-Ва0.9 Та,И,ТЬ) (10)
Б102=75.12;
К20=8.77
Орл-113; Ь111.5-РЬ8-Би6.3-Б5.7-'5.6-СБ5-Ве3.6-ЯЬ3.5-В1.8 + 41.6 (без
и=1 Мо0.6-Бг0.4-Ва0.9 Та,И,ТЬ) (10)
Б102=76.70
Убжигойские сателлиты (. ?), биотитовые граниты
Орл-113; РЬ2-В1.3-Би1.1-Ве1.1-Мо1.1-И1.1-СБ1.0-Бг1.1 -0.8
и=1 '<0.1-Та0.3-Ь10.4-ЯЬ0.6-Ве0.7-Б0.7-ТЬ0.8-Ва0.7 (13)
Б102=76.70
Хангилайский массив, граниты главной фазы (139,9 ±1.7 млн лет)
Среднее; СБ3.2-Би3.2-Ь13.1-'2.7-РЬ2.3-И2.3-ТЬ2.1-Ве2-В1.8-ЯЬ1.8-Б1.1 + 14.2
и=3 Мо0.7-Та0.9-Бг0.6-Ва0.6 (13)
Б102=72.62
Купол Орловский, граниты амазонитовые (139,9±1.7млн лет)
Среднее; Та22.8-Би21.7-Ь116.3-'11.1-СБ8-ЯЬ6.3-Б6.2-Ве4.5-РЬ1.9-И1.2-ТЬ1.1 +89.4
и=18 Мо0.4-Бг0.2-Ва<0.1 (12)
Б102 = 71.95
Купол Спокойный, граниты грейзенизированные (144.5±2.5 млн лет)
Среднее; '45-В22.8-Би21.7-Ве13-Ь18-СБ7.6-Та5.1-Б3.6-ЯЬ2.5-РЬ1.2 +118.9
и=4 Ва<0.1-Бг0.3-Мо0.3-ТЬ0.4-И0.7 (13)
Б102 =81.20
Примечание. Элементные формулы рассчитаны путем нормирования данных табл. 1 по дифференцированной
шкале кларковых концентраций элементов (см. табл. 5); и - число проб (при п > 1 приведены средние значения); * в скобках - число гранитофильных элементов, учтенных при расчете ИНК.
Таблица 5
Кларковые концентрации гранитофильных редких элементов, 8г, Ва и ^РЗЭ для главных петрохимических разновидностей изверженных пород
Компоненты Породные группы
Габброиды Диориты Кварцевые диориты Гранодиориты Граниты
Б102 50,6 56,8 61,7 66,9 71,2
В 5,0 14 13 11 14
Б 390 500 530 540 800
и 15 24 25 25 40
ЯЬ 41 90 100 120 190
СБ 1,0 1,4 1,8 2,2 5,0
Ве 0,5 1,8 2,0 2,0 3,3
Бг 450 600 500 440 230
Ва 300 530 530 500 800
Бп ~3,0 1,2 1,6 1,7 3,0
' 0,9 1,0 1,3 1,4 1,8
Мо 1,4 1,0 1,0 1,0 1,3
Та 0,6 0,8 1,8 3,2 3,5
РЬ 7,0 13 14 15 20
ТЬ 3,1 7,0 9,0 9,0 18
И 0,6 2,0 2,4 3,0 3,7
ЕРЗЭ 113,1 115,1 ~150 183,6 189,8
ЕРЗЭсе 92 90,7 ~124 155,4 158,4
ЕРЗЭу 21,1 24,4 ~26 28,2 31,4
Примечание. Кларковые концентрации приводятся по сводкам А.П.Виноградова, К.К.Таркяна -К.Ведеполя и Л.Н.Овчинникова [4, табл.42 и 44; 12, табл. 8]; кларки отдельно выделенных кварцевых диоритов приняты как промежуточные между диоритами и гранодиоритами. Кларковые суммы РЗЭ (ХРЗЭ, ХРЗЭСе, 1РЗЭ7) даны по [12].
пород к диабазам [1]. В дальнейшем, чтобы не смешивать их с лампрофирами восточной части рудного узла, мы сохраним за ними условное название "диабазы" в кавычках, поскольку в современных классификациях и номенклатуре магматических пород этот термин отсутствует.
"Диабазы" по содержаниям кремнезема и суммы щелочей образуют компактную группу (см. табл. 1), соответствуя по этим параметрам базальтам-андезибазальтам известково-щелочной серии. По большинству петрогенных компонентов, за исключением щелочей, эти высокоглиноземистые (а1' = 1.1) образования близки монцогаббро штоков Инкижин, отличаясь от них, также как и от других базитов рудного узла, пониженной щелочностью с резким, почти
четырехкратным преобладанием Ыа20 над К20. По сравнению со спессарти-тами восточной части рудного узла "диабазы" обогащены кальцием, но обеднены магнием.
Спектры РЗЭ "диабазов" характеризуются отсутствием европиевого минимума и по конфигурации аналогичны спектрам инкижинских монцогаббро-монцодиоритов, характеризуясь столь же низкими концентрациями всех лантаноидов, как и инкижинские монцо-габбро (см. рис. 2, спектры 1, 3 и 4). Вместе с тем, для "диабазов" характерны более высокие по сравнению с кларками основных пород содержания Б, Ы, Сб, Ве, Бп, и и V, пониженные концентрации ЯЬ, ЫЬ, N1 и относительно небольшой положительный ИНК (+7,4). По содержаниям большинства гранито-
фильных редких элементов они занимают промежуточное положение между породами штоков Инкижин и спессар-
титами восточной части интрузивной системы (см. табл. 1).
.......6 - ----7 _ -8 - -9 --10 ...... .................11
.........................12 - ..................13
Рис. 2. Нормированные по хондриту спектры РЗЭ пород основного-среднего состава Ханги-лайской интрузивной системы (их номера соответствуют номерам анализов в табл. 3).
На рис. 2А - спектры 1-5: 1 - инкижинских монцогабро, 2 - монцодиоритов; 3, 4 - "диабазов"; 5 - лампрофиров (спессартитов); 14 - спектр состава нижней коры по [14].
На рис. 2Б - спектры 6-11: 6-7 - трахириолитов; 8 - гранитов убжигойских сателлитов (периферия системы); 9 - гранитов главной фазы Хангилайского массива; 10 - амазонитовых гранитов Орловского купола; 11 - грейзенизированных гранитов Спокойнинского купола.
На рис. 2А и 2Б - спектры пород шахтаминского комплекса по [11]: 12 - диоритов; 13 -гранодиоритов
Спессартиты, наряду с долерита-ми, выделяются среди основных пород рудного узла высокими концентрациями Ва, в меньшей степени Бг, при существенно повышенных концентрациях гранитофильных редких элементов, за исключением бора (см. табл. 2). Суммарная избыточность гранитофильных редких элементов в спессартитах значительно выше (ИНК = + 35), чем в породах инкижинских штоков и "диабазах" (см. табл. 5). На рис. 2 спектр спессар-титов (среднее по 2-м пробам) резко выделяется аномально-высокими концентрациями легких лантаноидов при слабом Еи-минимуме (см. табл. 3). По конфигурации он существенно отличается от спектров инкижинских мон-цонитоидов и «диабазов», но коррели-руется с полосой спектров шахтамин-ского комплекса (см. рис. 2). Средние значения суммы лантаноидов в спессар-титах составляют 3,8 кларка для основных пород.
Развитые в пределах рудного узла риолиты-трахириолиты представляют собой массивные темно-серые до светло-кремовых породы с афанитовой основной массой и непостоянным количеством порфировых вкрапленников кварца и полевых шпатов размером до 2-3 мм. Для них характерна резкая обо-гащенность калием (до 8,91 мас. % К20) относительно натрия при довольно значительных вариациях содержаний этих элементов (см. табл. 1), а также высокая кремнекислотность (до 78 мас.% и более). Породы весьма высокоглиноземистые (а1' = 4.4-6.9), до крайне высокоглиноземистых разновидностей (а1' > 10). Умереннощелочные (субщелочные) трахириолиты преобладают над риоли-тами нормальной щелочности.
Параллельно с ростом роли калия в риолитах-трахириолитах в 3-5 раз увеличиваются содержания редких щелочей. В целом для этой группы пород характерны кларковые и нижекларко-вые содержания подавляющего большинства как гранитофильных (за ис-клюючением Сб и Бп), так и фемафиль-
ных редких элементов, а также Ва и Бг (см. табл. 1). При этом значения суммарного ИНК гранитофильных элементов варьируют преимущественно в узком интервале отрицательных значений (от -3.4 до -1.3) и лишь в наиболее богатых щелочами разновидностях достигают положительных значений, не превышающих одного кларка (+0.9). Более существенное обогащение гранитофиль-ными элементами установлено только в трахириолитах, подвергшихся измене-нииям в экзоконтактовых зонах редко-металльных гранитов (табл. 2, ан. 18).
Трахириолиты характеризуются нижекларковыми значениями £РЗЭ, занимая по этому показателю промежуточное положение между биотитовыми гранитами Хангилайского массива и убжигойскими сателлитами (табл. 3, ан. 6-9). По сравнению с названными гранитами в трахириолитах повышена роль тяжелых лантаноидов относительно легких. Для этих пород, также как и для хангилайских гранитов, характерен довольно глубокий европиевый минимум, тогда как в убжигойских гранитах он проявлен гораздо слабее.
Кроме того, в отличие от убжигой-ских сателлитов, которым свойственны околокларковые и нижекларковые содержания гранитофильных элементов, граниты Хангилайского массива характеризуются существенным избыточным концентрированием этих элементов, которое в еще гораздо большей степени проявлено в гранитах Орловского и Спокойнинского куполов (см. табл. 5).
Обсуждение результатов. Как уже указывалось выше, Хангилайская рудно-магматическая система расположена в центральной части Ононского (Агинского) островодужного террейна. В схеме геодинамической истории региона этот террейн реконструируется, начиная с девона. В девоне-карбоне террейн располагался в пределах Монголо-Охотского океана, на некотором удалении от Сибирского континента, и под него осуществлялась субдукция океанической литосферы одновре-
менно с субдукцией под Сибирь. В ранней перми субдукция под Ононский террейн прекратилась, но вновь возобновилась в поздней перми и продолжалась до средней юры, когда она сменилась коллизией Сибирского и Монголо-Китайского континентов, в результате чего Ононский террейн оказался зажатым между ними [7]. С учетом этой схемы и имеющихся возрастных датировок догранитных магматитов Ханги-лайской системы [1] инкижинские мон-цогаббро-монцониты (320 млн лет, середина карбона) и риолиты-трахирио-литы (235 млн лет, средний триас) формировались на фоне субдукции океанической литосферы под Ононский тер-рейн. Лампрофиры (керсантиты, спес-сартиты) и долериты внедрялись на завершающей стадии коллизии (153-149 млн лет, поздняя юра), тогда как становление хангилайских гранитов, включая Орловский и Спокойнинский купо-лы, приходится на начало нижнего мела (144,5-140 млн лет), когда в регионе коллизия сменилась рифтогенезом.
В этой схеме недостаточно определенным остается положение "диабазов", для которых отсутствуют изотопно-возрастные данные. Исходя из близости состава "диабазов" с породами инкижинских штоков и их приуроченности к единой тектонической зоне, В.С. Абушкевич и Л.Ф. Сырицо [1] условно принимают возраст "диабазов" как карбоновый. Этому допущению не противоречит также близость спектров распределения редких земель в "диабазах" и породах штоков Инкижин (см. рис. 2). Однако остается непонятным, почему "диабазы" совершенно не затронуты процессами хлоритизации и эпидотизации, интенсивно проявленными в штоках Инкижин, хотя те и другие приурочены к одной и той же зоне Агинского разлома.
Все догранитные магматиты основного-среднего состава рудного узла характеризуются суммарным избыточным концентрированием гранитофиль-ных редких элементов относительно
кларков (ИНК > 1), причем предгра-нитным юрским спессартитам и долери-там это свойственно в гораздо большей степени, чем более древним породам штоков Инкижин, а также "диабазам". Степень обогащенности этих пород гра-нитофильными элементами положительно коррелируется с расчетными глубинами очагов магмообразования и изотопно-геохимическими свидетельствами увеличения в них роли компонента обогащенной мантии ЕМ1 при одновременном снижении влияния компонента деплетированной мантии [1]. Догранитные базиты и монцодиориты с избыточными концентрациями гранито-фильных редких элементов выступают в роли геохимических предвестников ред-кометалльного оруденения, связанного с последующими процессами гранито-образования.
В отличие от базитов риолиты-трахириолиты характеризуются кларко-выми содержаниями подавляющего большинства гранитофильных элементов (см. табл. 1), что может быть обусловлено формированием их расплавов in situ в результате термального воздействия на коровый субстрат с соответствующими геохимическими характеристиками, без привноса гранитофиль-ных элементов извне, при условии, что эти расплавы не подверглись процессам дифференциации. Такой вариант наиболее характерен для коллизионных систем с минимальным проявлением либо отсутствием мантийно-корового взаимодействия, но может также реализо-вываться при утолщении коры в над-субдукционных и внутриконтиненталь-ных условиях. Однако существенные вариации количеств и соотношений щелочей, а также достаточно глубокий ев-ропиевый минимум в риолитах-тра-хириолитах свидетельствуют в пользу того, что они кристаллизовались из расплавов, подвергшихся процессам дифференциации. Кларковые и ниже-кларковые содержания гранитофильных элементов в этих породах, вероятнее
всего, обусловлены дегазацией их расплавов на путях внедрения.
Как уже указывалось, яркой петро-химической особенностью риолитов-трахириолитов является резкое преобладание в них калия над натрием (табл. 1, ан. 13-18). Впервые петрохимически подобные разновидности поздних лей-кократовых дайковых пород, без учета их геохимических особенностей, были выделены под названием эльванов [16] в Корнубийской интрузии полуострова Корнуолл, где с ними тесно ассоциирует касситерит-сульфидное оруденение. В настоящее время подобные высококалиевые дайковые образования известны во многих рудных районах. Однако в Хангилайском рудном узле они являются гораздо более древними (средний триас) образованиями по сравнению с рудоносными редкометалльными гранитами (нижний мел).
Для малых штокообразных тел из-вестково-щелочных биотитовых гранитов сопки Барун-Убжигой, приуроченных к периферической части Ханги-лайской интрузивной системы, изотопно-возрастные данные отсутствуют, но обычно исследователями района они включаются в состав рудоносного ку-кульбейского комплекса (1з-К1) в качестве его наиболее ранних членов [9]. Однако этим породам, также как риоли-там-трахириолитам, свойственны клар-ковые и нижекларковые уровни содержаний редких элементов, тогда как резко преобладающие в объеме рудно-магматической системы граниты главной фазы, слагающие Хангилайский масссив, который вместе с Орловским и Спокойнинским куполами приурочен к осевой части рудного узла, характеризуются устойчиво избыточным уровнем концентрирования гранитофильных редких элементов (ИНЦ = +14.2) при значительном дефиците Ва и Бг (см. табл. 1, 4). Это свидетельствует о принадлежности гранитов главной фазы к более высокому уровню эволюционного развития интрузивной системы по сравнению с гранитами убжигойских сател-
литов. В пользу этого можно также трактовать более глубокий европиевый минимум в гранитах главной фазы. Вместе с тем, в последовательном ряду дифференциатов редкометалльно-гра-нитных систем наряду с углублением европиевого минимума, как правило, наблюдается отрицательная корреляция между обогащенностью пород гранито-фильными элементами и уровнями содержаний в них лантаноидов, тогда как относительно более "редкометалльные" граниты главной фазы Хангилайского рудного узла, наоборот, обогащены редкими землями по сравнению с убжигой-скими гранитами. При изучении удно-магматических систем Восточного Забайкалья и других регионов установлено, что геохимические особенности пород определяются не только их положением в последовательном эволюционном ряду гранитоидов, свойственном той или иной интрузивной системе, но также приуроченностью гранитов к осевой или периферической её частям [9]. Одним из таких примеров является Хангилайский рудный узел.
Имеющиеся Бш-Кё и ЯЬ-Бг изотопные данные свидетельствуют о присутствии в гранитоидах Хангилайской рудно-магматической системы мантийного компонента, роль которого возрастает с увеличением степени редкометал-льности пород, достигая максимума в амазонит-альбитовых гранитах Орловского купола [1]. Наиболее вероятным носителем этого компонента при образовании редкометалльных гранитов является глубинный флюид, для которого предполагается генетическая связь с проявлениями известково-шелочного и субщелочно-базальтоидного магматизма, тесно ассоциирующими во времени и пространстве со многими редкоме-талльно-гранитовыми рудно-магмати-ческими системами в различных регионах [1,15 и др.]. Избыточность догра-нитных пород основного-среднего состава в отношении гранитофильных компонентов и возрастание степени их редкометалльности от ранних к более
поздним, по-видимому, являются не случайными и позволяют рассматривать эти образования в качестве предвестников гранитогенного редкометалльного оруденения. В наибольшей степени это относится к верхнеюрским дайкам лам-профиров и долеритов.
Работа выполнена при поддержке РФФИ (проекты 10-05-00964-а; НШ-6153.2012.5) и Президиума СО РАН (проект № 123).
Библиографический список
1. Абушкевич В.С., Сырицо Л.Ф. Изотопно-геохимическая модель формирования Li-F-гранитов Хангилайского рудного узла в Восточном Забайкалье. СПб.: Наука, 2007. 148 с.
2. Бескин С.М., Гребенников А.М., Матиас В. В. Хангилайский гранитный плутон и связанное с ним Орловское месторождение тантала в Забайкалье // Петрология. 1994. Т.2, №1. С. 68-87.
3. Беус А.А.. Северов Э.А., Субботин К.Д. и др. Альбитизированные и грейзени-зированные граниты (апограниты). М.: Изд-во АН СССР, 1962. 196 с.
4. Войткевич Г.В., Кокин А.В., Ми-рошников В.Е. и др. Справочник по геохимии. М.: Недра, 1990, 480 с.
5. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Сер. Восточно-Забайкальская, лист M-50-VII. М.: Главное управление геодезии и картографии Государственного геологического комитета СССР, 1983.
6. Загорский В.Е. Место и роль экзо-гранитных метасоматитов в гранитогенных редкометалльных рудных системах (Восточное Забайкалье) // Доклады РАН. 2001. Т.378, № 1. С. 86-89.
7. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Рут-штейн И.Г. и др. Геодинамика западной ча-
сти Монголо-Охотского пояса и тектоническая позиция рудных проявлений золота в Забайкалье // Геология и геофизика. 1998. Т. 39, № 11. С. 1578-1586.
8. Коваленко В.И., Костицын, Ярмо-люк В.В. и др. Источники магм и изотопная (Sm, Nd) редкометальных Li-F гранитоидов // Петрология. 1999. Т. 7, № 4. С. 401-429.
9. Козлов В.Д. Геолого-геохимическая очаговая структура и металлогения гранитных рудно-магматических систем Восточного Забайкалья // Геология и геофизика. 2005. Т.46, № 5. С. 486-503.
10. Козлов В.Д. Редкоземельные элементы как индикаторы источников рудного вещества, степени дифференциации и ру-доносности интрузий редкометалльных гранитов (Восточное Забайкалье) // Геология и геофизика. 2009. Т.50 (1). С. 38-53.
11. Козлов В.Д. Особенности редко-элементного состава и генезиса гранитои-дов шахтаминского и кукульбейского редкометалльного комплексов Агинской зоны Забайкалья // Геология и геофизика. 2011. Т.52 (5). С.676-689.
12. Овчинников Л.Н. Прикладная геохимия. М.: Недра, 1990. 248 с.
13. Потапьев В.В. Внутреннее строение и рудоносность мезозойского гранитного массива // Гранитоидные массивы Сибири и оруденение. Новосибирск: Наука, 1971.C. 5-90.
14. Тейлор СР., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.
15. Трошин Ю.П. Ассоциация редко-металльных плюмазитовых гранитов с высококалиевыми известково-щелочными вулканоплутоническими сериями пород // Геохимия вулканитов различных геодинамических режимов / под ред. Л.В.Таусона. Новосибирск: Наука, 1986. С. 93-112.
16. Henley S. Petrogenesis of quartz porphyry dykes in southwest England // Nature Phys. Sci. 1972. V.235, N.57. Р.95-97.
Рецензент кандидат геолого-минералогических наук, доцент Иркутского государственного технического университета Л. А. Филиппова
