CC BY
174
№ 338
УДК 550.41+550.42+552.3
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Сентябрь
НАУКИ О ЗЕМЛЕ
О.В. Бухарова, С.И. Коноваленко, А.А. Баева
2010
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПЕГМАТИТОНОСНЫХ ГРАНИТОИДОВ ГРАНИТ-ЛЕЙКОГРАНИТОВОЙ ФОРМАЦИИ С ГРАНОСИЕНИТАМИ
Работа выполнена в рамках проекта аналитической ведомственной целевой программы «Развитие научного потенциала высшей школы (2009 -2010 годы)» (регистрационный номер 2.1.1/208).
Исследован гранитный комплекс с хрусталеносными пегматитами Западной Монголии. Проведен сравнительный анализ пегматитоносных гранитных комплексов с разномасштабной хрусталеносной минерализацией Азиатского региона. Показано, что тектоническая обстановка формирования этих комплексов идентична. Пегматитоносность комплексов не зависит от переплавляемого субстрата.
Ключевые слова: граниты; камерные пегматиты; хрусталеносность.
Кислые рудогенерирующие расплавы, способные при благоприятном стечении обстоятельств формировать месторождения, возникают на определенных этапах геологического развития земной коры. Их потенциальная рудо-носность и ее характер обусловлены многими факторами, среди которых определяющими выступают состав переплавлявшегося корового субстрата, масштаб взаимодействия возникавшего расплава с глубинными флюидами и термодинамический режим становления пород. С учетом перечисленных факторов в ходе гранитообразования могут появиться различные по вещественному составу кислые породы, объединяемые по признаку формирования устойчивых ассоциаций в определенные гранитные формации. Анализ пространственной приуроченности той или иной рудной минерализации к гранитоидам показал, что она не является случайной и для каждой формации свойственны свои генетический тип или типы оруденения. Справедливо это и для рассматриваемой в статье гранит-лейкограни-товой формации с граносиенитами, для которой характерны пегматитовые (кристаллоносные) и альбит-грейзеновые месторождения. Указанная формация имеет очень широкое распространение в центральной части Азиатского материка. В Восточном Забайкалье к ней относятся гранитоиды кукульбейского комплекса (13), в Монголии - жанчивлан-ского (Т-1), ошкинского (С1-2) и хархиринского (Э3), в Казахстане - акжайляутского (Р) и акчатаутского (Р).
Мы пытались оценить с использованием петрохимиче-ских и геохимических показателей, а также типоморфизма породообразующих минералов специфику геодинамическо-го режима образования гранитоидов формации и показать возможность оценки на базе минералого-геохимических особенностей пород масштаба их пегматитоносности.
В основу работы положены собственные материалы исследований пегматитоносных гранитов ошкинского и хар-хиринского комплексов Западной Монголии, а также анализ опубликованных в литературе данных по хрусталеносным массивам Центрального Казахстана, Восточного Забайкалья и Приуланбаторского района Монголии.
Известно, что рудная специализация гранитных комплексов и массивов находит свое отражение в пет-рохимических и геохимических показателях гранитои-дов. По предложенным ранее методам [1, 2] нами были проанализированы акчатауский, акжайляутский, кукуль-бейский, хархиринский, ошкинский и жанчивланский
комплексы гранит-лейкогранитовой формации с грано-сиенитами. Результаты оценки показали, что все эти гранитные комплексы формации по значениям дискриминант относятся к потенциально рудоносным на 8п, №, Ы, ЯЪ, Сб, Мо, W гранитоидам, вплоть до продуцирования редкометалльного оруденения в промышленном масштабе. Однако геологические работы показывают, что разные массивы одного комплекса могут иметь совершенно различную степень редкометалльной рудоносности от промышленно рудоносных до безрудных. Последние в свою очередь часто насыщены камерными пегматитами и промышленно хрусталеносны. В общем случае редкоме-талльность массивов формации находится в обратной зависимости от их пегматитоносности. Такая ситуация известна в массивах акчатауского, кукульбейского, жан-чивланского и хархиринского комплексов [2-4]. Что же определяет их пегматитоносность?
Для того чтобы ответь на этот вопрос, необходимо провести комплексное исследование массивов и прежде всего выяснить геодинамическую обстановку их формирования. С позиции известной диаграммы П. Маниара и Ф. Пиколи [5. С. 95-98], связавшей пет-рохимические особенности гранитоидов с режимом их формирования, все проанализированные комплексы относятся к орогенным и могли возникать либо в обстановке коллизии, либо при развитии островных и континентальных дуг. Диагностическим признаком для определения более конкретной геодинамической обстановки формирования гранитоидов служит величина Л81 - индекс, который в гранитоидах обстановок континентальной коллизии (ССв) больше 1,15, а в случае континентальных (СЛв) и островных (1Лв) дуг меньше 1,05. При значениях индекса Л81 в интервале от 1,05 до 1,15 гранитоиды попадают в область неопределенности, где их разделение на типы становится неуверенным. Полученные результаты свидетельствуют, что большая часть комплексов (ошкинский, кукульбей-ский, акчатауский, акжайляутский) формировались в условиях континентальной коллизии, единичные, такие как Кентский массив акчатауского комплекса, относятся к гранитоидам континентальных островных дуг, остальные попадают в поле неопределенности.
Специфика химического состава гранитоидов различных геодинамических обстановок зависит от степени
фракционирования исходного вещества и уровня глубинности процесса фракционирования. В качестве показателя фаций глубинности и величины давления при фракционировании принята величина коэффициента глиноземи-стости КЛ1 = (Л1-2Са)/(№+К), а в качестве показателя степени фракционирования - отношение 8Ю2/Са0 [6]. По значениям указанных показателей породы гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами обособляются преимущественно в поле средней степени фракционирования и средней глубинности фракционирования, что предполагает их коллизионное происхождение (рис. 1).
В координатах глубинность фракционирования -степень фракционирования прослеживается тренд смены условий кристаллизации гранитных комплексов гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами от ошкинского к кукульбейскому (82), акжайляутскому, жанчивланскому (81), акчатаускому, а заканчивает ряд хархиринский комплекс. На коллизионную обстановку формирования пород формации указывает и известная диаграмма С.Д. Великославского (2003), учитывающая уровень содержания в гранитоидах как петрогенных, так и малых элементов-примесей (рис. 2).
Рис. 1. Диаграмма степени и глубинности фракционирования гранитоидов с хрусталеносной минерализацией. Фигуративными точками на графике обозначены гранитоиды: 1 - Ошкинский массив одноименного комплекса;
2 - Хархиринский массив одноименного комплекса;
3 - Ачитнурский массив хархиринского комплекса;
4 - Акжайляутский массив одноименного комплекса;
5 - Кентский массив акчатауского комплекса;
6 - Баянаульский массив акчатауского комплекса;
7 - массив Горихо-жанчивланского комплекса;
8 - Адунчелонский массив кукульбейского комплекса
Ри. 2. Дискриминантная диаграмма/1(Р(™)2, Б^з, Б^ф)-/2(Р0.„,)2, Б^з, Б^) с полями внутриплатных, коллизионных и субдукционных гранитоидов (по: [7]). Условные обозначения: /1(Р(;-„)2, Р(с-Ш)3, Б^ф) = 196,2038Ю2+753,953ТЮ2+481,96Л1203+92,664Бе0*+ +521,5М§0+374,766Са0+7,571Ма20-584,778К20+0,379Ба-0,3398г-0,733ЯЪ-0,429Ьа-3,33Се-5, 242Ш+10,5658ш-19823,8;/2(Р(™)2, Р(™)3, Р^*) = 1292,9628Ю2+4002,667ТЮ2+ +1002,231Л1203+1297,136Fe0*+262,067Mg0+1250,48Ca0+1923,417Na20+ +1009,287К20+0,3634Ба-0,3258г-0,70№Ъ+0,8015Ьа+3,347Се+2,68Ш+10,118ш-126860. Окислы берутся в вес. %, редкие элементы - в ррй (г/т)
Таким образом, выполненная типизация гранитои-дов гранит-лейкогранитовой формации с граносиени-тами указывает на их коллизионное происхождение в ходе взаимодействия континент-микроконтинент (тер-рейн) и континент-дуга.
Однако проведенная работа не проливает свет на причины вариации в металлогенической специализации различных комплексов рассматриваемой формации и даже разных массивов одного и того же комплекса в ее рамках. Это вполне закономерно, поскольку многими исследователями установлено, что металлогения гранитоидов в большей степени зависит не от механизма образования магматического очага, а от вещества привлеченного в процессе анатексиса, активности глубинного флюида и режима кристаллизации внедрившихся расплавов. Оценить два первых параметра можно, изучив особенности вещественного состава пород, поскольку химизм протолита находит прямое отражение в петрохимических характеристиках гранитоидов, а их минеральный состав, в свою очередь, указывает на флюидную нагрузку распла-
Петрохимические показатели хрустал
ва. Анализ показывает, что со стороны петрохимии все пегматитоносные массивы гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами отличаются повышенными содержаниями 8і02 (обтічно более 73%) и суммы щелочных окислов (8%), что указывает на их принадлежность к субщелочным либо щелочным лейкогранитам. Исключение из этого правила обнаружил только ошкинский комплекс, содержание щелочей в первой фазе которого опускаются до 7% (табл. 1).
По уровню глиноземистости все хрусталеносные граниты формации подразделяются на две группы с коэффициентом А1’<0 и А1’>0. К первой группе грани-тоидов недонасыщенных глиноземом по отношению к щелочам и кальцию относится большая часть массивов. Это массивы акжайляутаского и акчатауского комплексов Центрального Казахстана, жанчивланского При-уланбаторского района Монголии. Вторая группа объединяет в себе гранитоиды кукульбейского комплекса Восточного Забайкалья и ошкинского комплекса Западной Монголии (табл. 1).
Т а б л и ц а 1
сных гранитоидов Азиатского региона
Комплекс Фазы комплекса Ас А8Т Г №20+К20 А1'(2) Кат К20Ша20
Хархиринский ТИ (21) 1,67 1,08 0,76 8,33 0,99 0,82 1,45
НИ (17) 1,73 1,04 0,62 8,49 0,95 0,89 1,34
ТТТІї (4) 1,83 1,06 0,76 8,27 0,97 0,85 1,36
1а (13) 1,78 1,06 0,46 8,23 0,99 0,85 1,38
ТТа (6) 1,83 1,07 0,73 8,08 1,00 0,89 1,54
ТТТа (4) 1,93 1,02 0,78 8,35 0,97 0,89 1,43
Ошкинский То (10) 1,56 1,49 0,65 6,94 1,31 0,58 1,60
ТТо (8) 1,79 1,15 0,75 7,99 1,06 0,82 1,26
ТТТо (3) 1,80 1,25 0,69 7,71 1,15 0,72 1,51
Акжайляутский Так (46) 1,60 1,23 0,59 7,96 1,13 0,74 1,21
ТТак (38) 1,70 1,08 0,52 8,58 1,02 0,87 1,30
Акчатауский Тк (488) 1,80 1,07 0,68 8,12 1,01 0,89 1,13
ТТк (25) 1,85 1,07 0,87 8,35 1,03 0,90 1,20
ТТТк(6) 1,80 1,06 0,80 8,40 1,03 0,91 1,09
ТЬ (23) 1,60 1,07 0,80 8,64 1,00 0,87 1,30
ТТЬ (8) 1,75 1,09 0,81 8,42 1,03 0,87 1,45
ТТТЬ (2) 1,80 0,98 0,55 8,77 0,94 0,97 1,52
Жанчивланский Тё (15) 1,70 1,11 0,83 8,48 1,04 0,85 1,38
ТТ§ (4) 1,70 1,09 0,87 8,42 1,03 0,87 1,37
ТТТё (4) 1,80 1,10 0,89 8,53 1,05 0,87 1,35
Кукульбейский ТасИ(6) 1,50 1,19 0,82 8,47 1,10 0,77 1,30
ТТасИ (5) 1,70 1,24 0,86 8,26 1,17 0,75 1,27
ТТТасИ (3) 1,70 1,26 0,88 8,12 1,20 0,75 1,21
Примечание. Хархиринский комплекс. Порфировидные крупно-среднезернистые граниты I фазы, а также фациальные разновидности: среднезернистые биотитовые граниты, мелко-среднезернистые граниты (1а - Ачитнурский, 1Ь -Хархиринский массивы); порфировидные среднезернистые граниты II фазы (11а - Ачитнурский, ПЬ - Хархиринский массивы); равномерно-мелкозернистая фациальная жильная фаза (111а - Ачитнурский, ШЬ - Хархиринский массивы). Ошкинский комплекс: 1о - среднезернистые серовато-розовые калишпат-биотитовые граниты I фазы; 11о - мелко-среднезернистые серые лейкократовые граниты II фазы; Шо - аплитовидные граниты фациальной жильной фазы. Акжайляутский комплекс: !ак - крупнозернистые до мелкозернистые граниты и лейкограниты I фазы, Пак - крупнозернистые до мелкозернистые лейкограни-ты и аляскиты II фазы. Акчатауский комплекс: крупно-мелкозернистые лейкограниты, аляскиты и щелочные граниты (!к - Кентский, !Ъ - Бая-наульский массив), аляскитовые граниты (Пк - Кентский, ПЪ - Баянаульский), мелкозернистые аляскитовые граниты (Шк - Кентский, ШЪ -Баянаульский). Жанчивланский комплекс: порфировидные биотитовые, роговообманко-биотитовые граниты (Ig - Горихинский массив), крупнозернистые лейкограниты (^ - Горихинский массив), III фаза комплекса гранит-порфиры. Кукульбейский комплекс. Порфировидные биотитовые граниты (Адунчелонский массив), порфировидные граниты и гранит-порфиры II фазы, гранит-порфиры III фазы.
Лс - валовая кислотность породы [8. С. 41-42]; индекс насыщенности алюминием Л8! = Л1/(Са+№+К), ат. кол.; Л1' = Л1-(2Са+^+К), ат. колл.; коэффициент железистости £ = (Fe3++Fe2+)/(Fe3++Fe2++Mg), ат. кол.; коэффициент глиноземистости Л1'(2) = Л1/(2Са+^+К), ат. кол. [9]; коэффициент агпаитности Кагп = (№+К)/Л1, ат.кол.
Соотношение уровня глиноземистости пород к дают в калиевую серию (!2-82), при этом гранитоиды
уровню их щелочности как раз и выступает одним из хархиринского и акчатауского комплексов являются
индикаторных признаков состава протолита материн- умеренно глиноземистыми I1, акжайляутского и жан-
ского расплава. Среди выделяемых по данным пара- чивланского - глиноземистыми 81 (КЛ1 = 1,0-1,1), а ош-
метрам типов гранитоидов [10] рассматриваемые в ста- кинского и кукульбейского - высокоглиноземистыми
тье породы гранит-лейкогранитовой формации попа- 82. Из этих данных следует, что материнские расплавы
гранитоидов формации могли образовываться либо в результате парциального плавления интрузивных пород гранитоидного состава в водонасыщенных условиях (Iі), либо и чаще за счет селективного плавления слабо метаморфизованных пелитовых осадков (Б1, Б2).
Важными петрохимическими показателями степени относительной кислотности-щелочности гранитных магм выступают коэффициенты агпаитности и железистости [11]. Собранные данные показывают, в хрусталеносных гранитах гранит-лейкогранитовой формации с граносие-нитами Карп> ^ что подтверждает сделанный ранее вывод о принадлежности большинства хрусталеносносных гранитов к производным ощелоченных и реже нормальных магм [12]. С другой стороны, эти же данные говорят о том, что железистость пород и роль калия относительно натрия в гранитоидах рассматриваемых комплексов могут иметь тенденции как к возрастанию этих параметров от ранних фаз к поздним (Ачитнурский и Акжайляуский массивы), так и обратную (Баянаульский, Кентский, Хар-хиринский массивы). Возможно также увеличение желе-
зистости пород на фоне уменьшения роли калия над натрием (Ошкинский, Г орихинский, Адунчелонский массивы). Иными словами, тенденции изменения железистости и щелочности пород хрусталеносных комплексов не зависят от их принадлежности к определенной магматической серии кислых пород, равно как и не отражают степени их пегматитоносности.
Среди геохимических типов гранитоидов, по Л.В. Таусону, пегматитоносные гранитоиды гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами занимают неоднозначное положение [13]. По свойственным им геохимическим характеристикам они могут нести в себе черты палингенных гранитов известковощелочного (жанчивланский) и щелочного (акчатау-ский, акжайляутский) рядов, а также их поздних диф-ференциатов - плюмазитовых редкометалльных гранитов (кукульбейский). Гранитоиды ошкинского и хархи-ринского комплексов Западной Монголии по геохимическим характеристикам близки к типу палингенных известково-щелочных гранитов (рис. 3).
Рис. 3. Диаграмма распределения рудных и редких элементов в гранитоидах ошкинского и хархиринского комплексов и в палингенных гранитах известково-щелочного и щелочного рядов (по: [13]): 1 - хархиринский комплекс;
2 - ошкинский комплекс; 3 - палингенные щелочные граниты;
4 - палингенные известково-щелочные граниты
Вместе с тем гранитоиды ошкинского комплекса имеют высокие содержания К20 (х ар = 4,3 вес.%), №20 (х ар = 3,2 вес. %) и низкие ЯЪ (х ар = 130 г/т), что придает им черты сходства с палингенными щелочными гранитами, а гранитоиды хархиринского комплекса характеризуются повышенными содержаниями ЯЪ и РЪ и пониженными - Ва, Бг, V, 2г, что объединяет их с плюмазитовыми редкометалльными лейкогранитами.
Приведенный перечень основных химических характеристик хрусталеносных гранитов гранит-
лейкогранитовой формации с гранитосиенитами однозначно отражает состав материнского субстрата и свидетельствует о том, что они могли образовываться как с участием протолита магматического генезиса, так и осадочного метапелитового. Образованный в процессе анатексиса кислый расплав сильно отличался по содержанию редких и рудных элементов, имел различные показатели щелочности и железистости. Иными словами, петрохимические и геохимические характеристики гранитоидов гранит-лейкогранитовой формации с гра-
носиенитами не позволяют оценивать степень потенциальной хрусталеносности комплексов.
Поскольку в любом процессе минералообразова-ния именно минерал является его «лакмусовой бумажкой», нами была предпринята попытка оценки рудной специализации гранитов формации через их минеральный состав, а точнее - через типоморфные особенности минералов этих пород. Известно довольно много работ, посвященных исследованию акцессорных минералов гранитов в первую очередь их парагенезисам для выявления связи последних с конкретным типом указанных пород [14 и др.]. Однако, как было отмечено выше, определение типа гранитоидов не позволяет выявить и оценить их потенциальную рудоносность (табл. 2).
Поэтому мы обратились к породообразующим и второстепенным минералам. Наиболее перспективным из них для определения рудоносности оказался биотит, также не раз уже попадавший в поле зрения исследователей [16-18 и др.].
Характеристики типов гранитоидов гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами с хрусталеносной пегматитовой минерализацией по различным критериям минерального составов
Комплекс По набору акцессорных минералов По Ь, Р биотитов
Хархиринский I Ж
Ошкинский I Ю
Акчатауский Б* Ю
Акжайляутский Б* Ж
Жанчивланский I** Ж
Кукульбейский I*
* Результаты по материалам заимствованным из [12]; ** Ь - глиноземистость биотита (Ь=Л1/(Л1+81+М§+Ре), ат.кол.); Р - железистость биотита (f=Fe/(Fe+Mg), ат.кол.) [15].
Исследование показало, что Fe-Mg слюды хрусталеносных гранитов гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами представляют аннит-флогопиты с различным, но обычно небольшим количеством примеси сидерофиллитового компонента. При этом биотиты промышленно хрусталеносных массивов формации содержат до 50% флогопитового минала в своем составе. Отмечена тенденция роста содержания флогопито-вой молекулы в биотитах поздних фаз пегматитоносных гранитных комплексов на фоне параллельного возрастания в слюде количества фтора [18]. В противоположность этому наличие «сидерофиллитового тренда» в биотитах гранитоидных массивов обычно указывает на промышленное оловянное или олововольфрамовое оруденение пневматолит-гидротер-мального генезиса [16].
Типохимизм слюды позволяет оценивать и режим становления гранитоидов. В частности, уровень глино-земистости биотита гранитных массивов с промышленно хрусталеносными пегматитами свидетельствует о формировании этих объектов в мезо-гипабиссальной фациях глубинности, в условиях повышенной щелочности (1У-У поля щелочности) по А.А. Маракушеву и И.А. Тарарину (1965). Железистость биотитов подобных массивов лежит в интервале 50-75, а глиноземистость - 15-17,5 [18].
Еще один из факторов, определяющих потенциальную хрусталеносность массивов, - режим их становления. Все без исключения исследователи внутригранит-ных пегматитов считают, что их образование происходило в спокойной тектонической обстановке, в условиях отсутствия стрессовых напряжений, при незначительных вертикальных движениях крупных блоков земной коры. Внедрение магмы шло с «разрешения» вмещающих пород путем ее «пассивного» течения в образовавшиеся на месте просевших блоков камеры [1, 12]. Поскольку механизм внедрения был «пассивным», гранитный расплав должен был обладать умеренной вязкостью, что указывает на присутствие в системе компонентов-модификаторов (разжижителей), наиболее сильным из которых является фтор [19]. Перспективные на камерные пегматиты плутоны приурочены к верхним зонам брахиантиклинальных структур, что создает относительную закрытость системы и способ-
ствует накоплению флюидной фазы. Сами массивы обычно изометричны в плане и имеют пологокупольную апикальную часть, куда по межкластерным зонам магмы, находящейся в предкристаллизационном состоянии, а также по межзерновым «пленкам» проникает остаточный расплав-раствор, вызывая образование пегматитов.
Таким образом, гранитоиды гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами, продуцирующие пегматитовые месторождения, несут в себе черты гранитов Б- и I-ти-па и петрохимически неотличимы от представителей данной формации, продуцирующих пневматолит-гидро-термальную минерализацию. Их различает только режим становления массивов, стабильный в первом случае и динамичный во втором. По этой причине невозможно существование плутонов, несущих одновременно и пегматитовое, и грейзеновое оруденение. Различия в специализации гранитов отчетливо проявляются в типоморфиз-ме породообразующих минералов. Более того, по типо-морфным особенностям некоторых из них, в частности слюд, можно оценить даже потенциальный масштаб этой минерализации.
Все рассмотренные выше критерии и факторы (геотектонические, минералого-геохимические, термодинамические) определяют оценку только потенциальной хрусталеносности комплексов гранит-лейкогранитовой формации с граносиенитами. Что же касается оценки конкретных массивов на предмет вероятного нахождения в них камерных пегматитов, то следует хорошо понимать, что решение это в конечном счете всегда упрется в оценку существующего в настоящее время их эрозионного среза, поскольку многолетняя практика разведки и отработки подобных объектов показывает, что вертикальный интервал развития камерных пегматитов в плутонах не превышает обычно первые сотни метров от кровли.
Оценка среза сегодня дается исключительно на основании прямых геологических наблюдений (присутствие провисов кровли, наличие зон закалки, масштаб развития ксенолитов и т.д.). Подходы к решению этого вопроса с помощью минералого-геохимических критериев пока, к сожалению, не отработаны, хотя это и весьма актуально в силу того, что может заметно увеличить достоверность оценки.
ЛИТЕРАТУРА
1. Марин Ю.Б. Петрохимическая эволюция фанерозойских гранитоидных формаций / Ю.Б. Марин, Г.Т. Скублов, Б.Г. Ванштейн. Л.: Недра,
1983. 150 с.
2. Бузкова Н.Г. Изучение редкометалльных гранитоидов и геологические методы поисков связанных с ними месторождений. Л.: Недра, 1986.
144 с.
3. Бухарова О.В., Коноваленко С.И. Геохимические особенности гранитоидов Хархиринского и Ачитнурского массивов хархиринского ком-
плекса Западной Монголии // Материалы научной конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов». Томск: ЦНТИ, 2007. Вып. 6. С. 26-31.
4. Коноваленко С.И., Бухарова О.В. Гранитный магматизм позднедевонско-каменноугольного этапа и его металлогения в пределах Кобдинско-
го террейна Западной Монголии на примере лейкогранитов хархиринского комплекса (Granite magmatism of the late-devonian-early-coal stage and metallogeny within kobdinian terrane of the western mongolia on example of leucogranits of the kharhirinian complex) // Материалы научной конференции «Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенез и рудоносность гранитоидных батолитов». Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2008. С. 184-187.
5. Интерпретация геохимических данных: Учеб. пособие / Е.В. Скляров, Д.П. Гладкочуб, Т.В. Донская и др.; Под ред. Е.В. Склярова. М.:
Интермед Инжиниринг, 2001. 288 с.
6. Шкодзинский В. С. происхождение кислых магматических пород и природа особенностей их состава в разных геодинамических обстановках
// Материалы научной конференции (Х Чтения А.Н. Заварицкого) «Геология и металлогения ультрамафитовых и гранитоидных интрузивных ассоциаций складчатых областей». Екатеринбург: Изд-во Ин-та геологии и геохимии УрО РАН, 2004. С. 420-424.
7. Великославский С.Д. Геохимическая типизация кислых магматических пород ведущих геодинамических обстановок // Петрология. 2003.
Т. 11, № 4. С. 363-380.
8. Геохимическая эволюция гранитоидов в истории литосферы / Под ред. А.А. Беуса. М.: Наука, 1993. 263 с.
9. Chappel B. W. I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt / B.W. Chappel, A.J.R. White // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth
Sciences. 1992. Vol. 83. P. 1-26.
10.ХитруновА.Т. Минеральные фации гранитоидов складчатых областей // Доклады АН СССР. Сер. геол. 1985. № 4. С. 74—81.
11. ВартановаН.С. Гранитоиды Восточного Забайкалья / Н.С. Вартанова, И.В. Завьялова, З.В. Щербакова. Новосибирск: Наука, 1972. 272 с.
12. Гранитные пегматиты: В 5 т. / Отв. ред. Б.М. Шмакин, В.М. Макагон; Сост. В.Е. Загорский, И.С. Перетяжко, Б.М. Шмакин. Новосибирск:
Наука, 1999. Т. 3: Миароловые пегматиты. 488 с.
13. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. 280 с.
14. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология магматических гранитоидов (на примере Урала). М.: Наука, 1975. 288 с.
15. Геохимическая эволюция известково-щелочного и субщелочного магматизма / Под ред. В.С. Антипина. Новосибирск: Наука, 1992. 223 с.
16. Путинцев А.В., Григорьев С.И. Состав биотитов из гранитов и петрогенетическая типизация орогенных гранитных серий // Записки Всесо-
юзного минералогического общества. 1993. № 4. С. 18-33.
17. Стриха В.Е. Использование биотита как основы оценки важнейших петрологических параметров кристаллизации гранитоидов золотоносных районов Верхнего Приамурья // Записки Всесоюзного минерального общества. 2006. № 1. С. 21-37.
18. Бухарова О.В., Коноваленко С.И. Типоморфизм биотита пород гранит-лейкогранитовой формации как критерий оценки потенциальной хрусталеносности массивов // Вестник Томского государственного университета. 2009. № 324. С. 384-389.
19. Плечов П.Ю. Искусственные расплавные включения в гранитной системе / П.Ю. Плечов, Е.Н. Граменицкий, А.Р. Котельников // Доклады АН. 1999. № 3. С. 372-374.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 6 мая 2010 г.
