Мигачев Игорь Федорович , в 1961 году окончил Московский институт цветных металлов и золота, доктор геолого-минералогических наук, действительный член Российской академии естественных наук, почетный разведчик недр, заслуженный деятель науки и техники России, Лауреат премии Мингео СССР, член Международного общества экономических геологов. Сейчас работает директором Центрального научно-исследовательского геологоразведочного института цветных и благородных металлов (ЦНИГРИ) Роскомнедра РФ. Занимается изучением геологии месторождений цветных и благородных металлов, проблемами оценки и развития минерально-сырьевой базы, но основные его научные интересы сосредоточены в области металлогении и в первую очередь металлогении вулкано-плутонических поясов.

И.Ф. Мигачев


МЕТАЛЛОГЕНИЯ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИХ ПОЯСОВ
АКТИВНЫХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН

Исследования В. И. Смирнова в области металлогении и геологии рудных месторождений, включавшие проблемы общей, региональной, исторической металлогении и закономерностей размещения отдельных типов месторождений, постоянно развиваются и приобретают новые аспекты на базе современных теорий, фактического и фактографического материала. Предлагаемый доклад во многом базируется на идеях и положениях, высказанных в разное время В. И. Смирновым.

Позиция вулкано-плутонических поясов в геоструктурно-металлогенических рядах
Термин вулкано-плутонический пояс возник благодаря работам Е. К. Устиева, выдвинувшего представление о вулкано-плутонических ассоциациях, которые образуются в специфических геотектонических обстановках континентальных окраин. Самостоятельность вулкано-плутонических поясов (ВПП) как специфических геоструктур земной коры, таксономически сопоставимых с островными дугами, обоснована в ряде работ Г. М. Власова и других исследователей.
Существенный вклад в развитие представлений о природе и методологии ВПП внесен работами М. К. Бахтеева, В. Ф. Белого, М. М. Васильевского, Г. М. Власова, И. Г. Павловой, В. С. Попова, Г.А.Твалчрелидзе, А.А.Моссаковского, А.Д.Щеглова и ряда других отечественных и зарубежных исследователей.
Геотектоническая или палеотектоническая позиция ВПП в разных работах получила различную, нередко противоречивую интерпретацию, во многом зависящую от остроты противопоставлений классической теории геосинклинального развития и экстремальных вариантов концепции тектоники плит.
В ряде работ А.И.Кривцова и И.Ф.Мигачева (1988, 1992, 1986, 1987) было показано, что ВПП, наряду с другими специфическими геоструктурами (островными дугами с эвгеосинклинальным режимом развития; за дуговыми, окраинными морями с мезо - , миогеосинкленальными режимами развития; тыловыми и краевыми прогибами и т.п.) участвуют в строении геосинклинально-складчатых подвижных или тектонических поясов (ПП) начиная, по крайней мере с середины палеозоя. При этом идея В. И. Смирнова о латеральном скольжении тектонических процессов (В. И. Смирнов, 1993) была реализована путем обоснования закономерностей сопряженности геоструктур в виде пространственно-временных латеральных рядов в результате латеральной миграции тектоно-магматических процессов в рамках отдельных тектоно-магматических циклов (ТМЦ). В полицикличных ПП геоструктурные ряды более ранних рядов, в результате чего происходит пространственное совмещение разновременных и разнотипных геоструктурных элементов. ВПП таким образом могут развиваться на разных геоструктурах предшествующих циклов развития ПП.
С целью конкретизации палеотектонической позиции АВПП нами было рассмотрено строение подвижных поясов, областей и систем окраино- и меж- и внутриконтинентальных типов. Фактографической основой послужили составленные формационные ряды, структурно-тектонические и структурно-формационные карты и схемы.
В качестве примеров фактографической основы подобных построений приведены схемы позиций разновозрастных ВПП в строении северной части Андийского ПП и соответствующих формационных рядов (рис. 1,2).
На результирующей схеме (рис.3) показаны реальные палеотектонические позиции ВПП в латеральных геоструктурных рядах различных ПП.
В полициклических окраинно-континентальных подвижных поясах ВПП, обладая резко выраженной линейной формой, формируются на краю континента и в зоне его шельфа (позиции 1-12, рис.3).
Чаще они непосредственно примыкают к первичным эвгеосинклиналям (поз.2,3,5,8,9,10,11, рис.3), реже отделяются от эвгеосинклиналей миогеосинклинальными прогибами окраинных морей (поз.4,6,12, рис.1). Типовой латеральный геоструктурный ряд выглядит следующим образом: океан-желоб-первичная эвгеосинклиналь с барьерной зоной - (миогеосинклиналь окраинного моря) - ВПП в краевой части континента - запоясной краевой прогиб. Некоторые пояса (поз.1 и 7, рис.3) развиваются на микроконтинентах, находящихся внутри геосинклинальных пространств. Для таких обстановок характерен следующий ряд геоструктурных элементов: океан - желоб - первичная эвгеосинклиналь-микроконтинент с ВПП - миогеосинклиналь окраинных морей - палеоконтинент.
Формирование геоструктурных рядов начинается с образования эвгеосинклиналей, которые представляют собой наиболее длительно развивающиеся (70-170 млн. лет) их элементы (рис.3, табл.1). Как правило ВПП обладают меньшей длительностью существования (35-75 млн. лет) и начинают формироваться через 35-70 млн. лет после заложения эвгеосинклиналей или одновременно с накоплением в последних пород базальтовой, спилит-диабазовой, вулканогенно-кремнисто-сланцевой формаций (поз.2,3,4,5,8,10 рис.3), или позже во время отложения флишоидных комплексов (поз.9,11,12 рис.3). Реже ВПП начинают развиваться после замыкания эвгеосинклиналей, когда в их пределах существуют остаточные прогибы, выполненные нижне-верхнемолассовыми отложениями (поз. 1,6,7 рис.3).
Миогеосинклинали, пред- и запоясные краевые прогибы обычно обладают более длительным периодом развития, чем ВПП, но более кратким по отношению к эвгеосинклиналям. Вместе с тем, образование миогеосинклиналей начинается как правило позже эвгеосинклиналей (на 20-25, до 90 млн. лет), но раньше поясов (на 10-25 млн. лет), а краевые прогибы субсинхронны или эвгеосинклиналям или ВПП.
В то же время существует временное латеральное перемещение геоструктурных рядов позднепалеозойского (герцинского), мезозойского (киммерийского или невадийского), мезозойско-кайнозойского (ламарийского) и кайнозойского ТМЦ в сторону океана, что приводит к "накатыванию" андезитоидных поясов на эв- и миогеосинклинали предшествующих циклов (поз.4,8,11,12, рис. 3). Миграция ВПП и геосинклинальных структур происходит центробежно - во-первых в сторону краевых прогибов континента, во-вторых- в направлении океана. При этом латеральное скольжение ВПП различных ТМЦ относительно друг друга незначительно (не более 50-100 км) при их частичном совпадении, итогом чего является возникновение непрерывно-прерывисто развивающихся мегапоясов.
Наиболее крупные Сербо-Македонский и Центрально-Иранский линейные пояса межконтинентального Тетис-Евразиатского подвижного пояса формируются на краю палеоконтинетов на "плечах" первичных эвгеосинклиналей и входят в следующий геоструктурный ряд: палеоконтинент -передовой прогиб - миогесинклиналь - (микроконтинент) -первичная эвгеосинклиналь - ВПП на краю палеоконтинента -тыловой прогиб (поз. 13,15, рис.3). Палеотектоническая позиция сравнительно небольших позднемеловых - палеогеновых, палеогеновых и неогеновых ВПП Карпатско-Балканской области - Среднегорского (поз. 14, рис.3). Тимокского, Банатского, Апусени-Металлифери, Внутренне-Карпатского - определяется их симметричным либо ассиметричным положением в структурах рамы протяженных вторичных эвгеосинклиналей с "накатом" на консолидированные блоки последних.
Во всех перечисленных случаях эвгеосинклиналей охватывает периоды от 20 до "120 млн. лет (табл.1), а ВПП формируются в течение 15-60 млн. лет. При этом образование поясов начинается через 25-110 млн. лет после заложения эвгеосинклиналей, когда в пределах последних завершается накопление флиша или уже существуют остаточные нижне-верхнемолассовые бассейны. Пред-и запоясные тыловые и передовые прогибы обычно синхронны поясам, а миогеосинклинали - или эвгеосинклиналям или ВПП. Эвгеосинклинали и часть миогеосинклиналей завершают свое развитие на 15-60 млн. лет раньше андезитоидных поясов, тыловых и передовых прогибов.
В отличие от большинства ВПП Тетиса Закавказский пояс развивается на микроконтинснте, окруженном структурами геосинклинального ряда (поз. 16, рис.3). Формирование пояса происходило одновременно с накоплением флишевых толщ в Аджаро-Триалетской и вулканитов в Еревано-Ордубадской зонах, в момент инверсии Севано-Акеринской эвгеосинклинали. Развитие пояса продолжалось после замыкания геосинклинальных прогибов.
Внутриконтинентальные подвижные пояса по латерали ограничены краевыми частями палеоконтинентов, на которых (включая континентальный склон) в качестве пограничных геоструктур формируются ВПП или краевые прогибы (поз. 17-21, рис.3). В зависимости от конфигурации ПП (линейные или мозаичные по Г. М. Власову) вулканоплутонические пояса обладают или прямолинейной (поз.20, 21, рис.3) или подковообразной формой (поз. 17,19 рис.3). В последнем случае они как бы окаймляют геосинклинальное пространство и в поперечном разрезе ПП выглядят как симметрично расположенные ВПП.
Вулканоплутонические пояса располагаются или в тылу эвгеосинклинальных зон (поз.20, 21, рис.3) или отделены от них миогеосинклинальными прогибами (поз. 19, рис.3). Латеральные геоструктурные ряды достаточно просты, но разнообразны:

  1. ВПП на палеоконтиненте - миогеосинклиналь -эвгеосинклиналь - миогеосинклиналь - ВПП на палеоконтиненте -запоясной тыловой прогиб (поз.19,рис.З);
  2. палеоконтинент -эвгеосинклиналь - миогеосинклиналь -эвгеосинклиналь - палеоконтинент с ВПП - запоясной тыловой прогиб (поз.20, рис.3);
  3. передовой прогиб - миогеосинклиналь - срединный массив (геосинклинали предшествующего ТМЦ) - миогеосинклиналь -эвгеосинклиналь - предпоясной внутренний прогиб на палеоконтиненте - ВПП - палеоконтинент (поз. 17, рис.3).
  4. ВПП на палеоконтиненте - вторичная эвгеосинклиналь -ВПП на палеоконтиненте (поз. 17, рис.3).
Длительность существования эвгеосинклиналей (35-150 млн. лет) и миогеосинклиналей (100-110 млн. лет) заметно превышает (на 15-20 млн. лет) время формирования ВПП того же цикла, которым в первом приближении субсинхронны передовые и краевые прогибы. Во всех случаях образование вулкано-плутонических поясов "запаздывает" по отношению к эвгеосинклиналям на 20-90 млн. лет и происходит после инверсии эвгеосинклиналей во время существования в их пределах остаточных прогибов (табл.1).
К поясам, развивавшимся на микроконтиненте, относится выделенный автором совместно с Р. Н. Мараевой Курьинский ВПП, принадлежащий Алазейско-Олойской подвижной области (поз. 18, рис.3). Он входит в следующий геоструктурный ряд: палеоконтинент (Анюйский массив) - первичная эвгеосинклиналь (Южно-Анюйская) - ВПП на микроконтиненте (Омолоно-Анюйский) - вторичные геосинклинали с базальтоидным (Неканканская) и андезит-дацид-липаритовым (Тантынская) магматизмом - краевой прогиб (Олончанский) - палеоконтинент (Омолонский массив). Пояс развивался синхронно с краевым прогибом и вторичными геосинклиналями, одновременно с накоплением флишоидных и нижнемолассовых формаций в пределах первичной эвгеосинклинали.
В целом для меж- и внутриконтинентальных подвижных поясов характерна центростремительная тенденция латеральной миграции геоструктурных рядов различных по времени ТМЦ (по направлению к центральным частям геосинклинальных пространств), что обуславливает четкое разделение ВПП различных циклов.
Таким образом в геоструктурных рядах отдельных тектоно-магматических циклов ВПП находятся или в окраинно-континентальной (на флангах подвижных поясов) или внутри геосинклинальной (на микроконтинентах) обстановках.
По временным соотношениям с формационными комплексами (стадиями формирования) эвгеосинклиналей устанавливается два варианта развития ВПП. По геосинклинальному варианту развиваются все ВПП окраинно-континентальных ПП и внутри геосинклинальные ВПП меж- и внутриконтинентальных ПП. Пост геосинклинальный вариант характерен для большинства окраинно-континентальных ВПП меж- и внутриконтинентальных ПП и внутригеосинклинальных ВПП окраинно-континентальных ПП. В обоих вариантах андезитоидные пояса завершают тектоно-магматические циклы.
Весьма важным является то обстоятельство, что установленные латеральные ряды геоструктур, каждая из которых обладает специфическим набором рудных месторождений, одновременно представляют собой металлогенические ряды. Так в островных дугах (эвгеосинклиналях) проявлена классическая доорогенная металлогения с господством руд; в задуговых и окраинных морях (миогеосинклиналях) возможно развитие стратиформных полиметаллических, железо- и золоторудных месторождений, а пред- и запоясных в передовых и краевых прогибах стратиформного оруденения свинца, цинка и меди.
Таким образом, подвижные пояса различного типа состоят из закономерно построенных геоструктурно-металлогенических рядов, сформированных в рамках отдельных тектоно-магматических циклов. В то же время центробежное или центростремительное латеральное перемещение во времени таких рядов, принадлежащих различным ТМЦ приводит к наложению или совмещению в пространстве оруденения разнотипных геоструктур. Это определяет существование геоструктурно-металлогенической зональности подвижных поясов, а также позволяет достаточно надежно устанавливать и оконтуривать металлогенические пояса и провинции, адекватные тем или иным геоструктурным элементам, в том числе и вулканоплутоническим поясам.
Возможный причиной закономерной смены геоструктур в подвижных поясах может служить формирование на границах разнородных сегментов литосферы крупных выступов аномальной мантии (ВАМ) (Мигачев, Волчков, 1987, 1988), причины и процесс образования которых рассматривались Д. Л. Андерсоном (1984), Е. В. Артюшковым и А. Л. Яншиным (1979), Н. А. Логачевым и Ю. А. Зориным (1984), Е. Г. Мирлиным (1985) и другими. Можно предположить, что при разрастании ВАМ возникает гравитационная неустойчивость и вследствие этого на поверхности пологого склона выступа появляются волнообразные коробления -купола или адвективные ячейки. Х.Рамбергом в 1970 г. теоретическими расчетами и экспериментами подтверждена реальность подобного процесса. Купола дают начало клиньям или диапирам, подъем которых сопровождается миграцией тепловых полей, а сами они фиксируются гипоцентрами землетрясений. Диапиры ВАМ представляют собой "корни" эвгеосинклиналей и ВПП, источники механической энергии для образования рифтогенных структур, тепло- и массопереноса. Они дренируются посредством транслитосферных и сквозь-коровых разломов и проницаемых зон. Функционирование систем - ВАМ- подвижной пояс, геоструктурные элементы - диапиры ВАМ, определяется различным расстоянием от поверхности и следовательно временем продвижения в верхние горизонты земной коры как самого выступа мантии, так и расположенных на разной глубине диапиров, надстраивающих их колонн мантийного вещества (включая промежуточные внутрикоровые очаги) и тепловых полей. Следствием этого является латерально-временная миграция геоструктур. Процессы конвекции, происходящей в пространствах (ячеях) между диапирами, с учетом явлений изостазии приводит к прогибанию участков земной коры между эвгеосинклиналями и ВПП и образованию здесь миогеосинклиналей, тыловых и краевых прогибов.

Металлогеническая зональность краевых вулкано-плутонических поясов
Различные аспекты геологии и металлогении вулкано-плутонических поясов охарактеризованы в многочисленных публикациях советских и зарубежных исследователей, среди которых следует упомянуть исследования Г. М. Власова, И. М. Голованова, А. И. Кривцова, И. Г. Павловой, В. А. Перваго, В. С. Попова, В. Т. Покалова, В. И. Сотникова, Г. А. Твалчрелидзе, Дж.Фрутоса, Дж.Гриффитса и К.Гудвина, Д.Нортона, Р.Силлитоу, С.Титли, С.Янковича. Вместе с тем пространственно-временное положение оруденения различного типа в таких поясах как правило рассматривается вне связи с общей эволюцией магматизма и металлогении в процессе ВПП.
В то же время идея В. И. Смирнова об определенном консерватизме металлогении тех или иных геоструктурных элементов полностью применима к ВПП, развитие которых осуществляется достаточно однообразно ми может рассматриваться в рамках обобщенной схемы их структурно-вещественно-маталлогенической эволюции и зольности (И. Ф. Мигачев, 1992), (рис.4).
В целом формирование поясов происходит в три этапа, отвечающих соответствующим структурно-формационным этажам (СФЭ) в их строении. Определенные типы месторождений каждого этажа обнаруживают пространственно-временную связь с теми или иными геологическим формациями, что и определяет металлогеническую связь с теми или иными геологическим формациями, что и определяет металлогеническую зональность ВПП (рис.4). В начальные этапы развития поясов возникают месторождения медно-порфирового семейства, ассоциирующие с (базальт-) андезит-диорит-гранодиоритовой, андезит-латит-диорит-монцонитовой, андезит-липарит-гранодиоритовой вулкано-плутоническими ассоциациями (ВПА). С этими магматическими сериями также связаны месторождения меди других формационных типов, железа, золота, олова. В средние этапы образуются месторождения молибдена, вольфрама, олова, урана, золото-серебряные, свинцово-цинковые в связи с (андезит-) дацит-риолит-( гранодиорит-) гранитной, риолит-лейкогранит-щелочногранитной ВПА. Поздние или завершающие этапы характеризуются формированием редкометально-редкоземельного оруденения, флюорита, сурьмы и ртути, которые ассоциируют с щелочными магматическими сериями пород. Обычно продукты магматизма разных этапов в разрезах поясов разделены вулканогенно-терригенными толщами или молассами.
Как было показано А. И. Кривцовым (1979, 1986), Дж.Оярзуном и Дж.Фрутосом (1980), Дж.Гриффитсом и К.Гудвиным (1983), Г.Пихлером и В.Цайлем (1972) состав руд месторождений некоторых формационных типов и рудоносных интрузивов в значительной степени определяются составом субстрата ВПП. Это обстоятельство диктует необходимость выделения в строении поясов структурно-формационного этажа их субстрата или основания. При этом сиалистический субстрат (эпикратонный по А. И. Кривцову) характеризуется скоплением гранитофильных элементов, сиало-фемический (эпимиогеосинклинальный) - стратиформными месторождениями полиметаллических, золотых и железных руд, фемический (эпиэвгеосинклинальный)- доорогенными проявлениями колчеданных, железных и марганцевых вулканогенных руд (рис.4).
В представленной принципиальной схеме строения и формационно-металлогенической зональности ВПП (рис.4) отражены установленные и возможные (допускаемые) пространственно-временные связи рудных и геологических формаций, а также случаи преобразования рассеянной и концентрированной (месторождения) минерализации поздними магматическими и рудогенными процессами. Формационно-металлогеническая зональность имеет как латеральное , так и преимущественно вертикальное выражение и отвечает разновременному ряду геологических формаций и месторождений -от слагающих субстрат поясов до формирующих на поздних стадиях из развития.
Формационно-металлогеническая зональность характеризуется основными особенностями:
  • в течение каждого этапа развития ВПП образуется концентрации определенных рудных элементов, которые образуют самостоятельные рудные формации и месторождения и в то же время присутствуют в объектах, принадлежащих другим формациям этого этапа, где определяют рисунок их рудной и минералого-геохимической зональности. При этом происходит смена месторождений халькофильных элементов раннего этапа месторождениями гранито-, и литофильных элементов среднего и позднего этапов;
  • - устанавливается зависимость состава рудоносных плутоногенных серий раннего этапа (нижнего СФЭ) от строения и состава субстрата поясов, на что указывали многие исследователи. Для интрузивных формаций среднего и позднего этапов такой отчетливой связи не обнаруживается;
  • - рудные компоненты субстрата в том или ином виде наследуются металлогеническими процессами периода формирования ВПП. Вовлечение оруденения в более поздние рудогенные процессы очевидно возможно (рис.4) или путем ремобилизации рассеянной или концентрированной минерализации и ее перераспределения в ближнем геологическом пространстве с образованием иных морфологических или геолого-промышленных типов месторождений (скарны, жилы и прожилковые зоны), или путем заимствования минерализации более глубоких уровней рудоносными магматическими колоннами с последующим переносом рудных компонентов и их отложением на более высоких уровнях в составе иных рудных формаций.;
  • - в течение каждого этапа развития ВПП образуются концентрации определенных рудных элементов, которые образуют самостоятельные рудные формации и месторождения и в то же время присутствуют в объектах, принадлежащих другим формациям этого этапа, где определяют рисунок их рудной и минералого-геохимической зональности. При этом происходит смена месторождений халькофильных элементов раннего этапа месторождениями гранито-, и литофильных элементов среднего и позднего этапов;
  • - устанавливается зависимость состава рудоносных плутоногенных серий раннего этапа (нижнего СФЭ) от строения и состава субстрата поясов, на что указывали многие исследователи. Для интрузивных формаций среднего и позднего этапов такой отчетливой связи не обнаруживается;
  • влияние состава и металлогении субстрата на характер рудогенеза поясов наиболее отчетливо проявляется в "унаследованных" формациях раннего этапа или нижнего СФЭ, в то же время как для последующих этапов характерны рудные формации "чистой" линии, состав которых в значительно меньшей степени зависит от строения основных ВПП.
Среди многочисленных ВПП выделяются пояса с полным и неполным циклом развития и строения, и соответственно полными и неполными металлогеническими рядами. Первые проходят все три этапа формирования, состоят из образований трех структурно-формационных этажей (Камчатско-Пенжинский, Сихотэ-Алиньский, Бельтау-Кураминский, Балхашско-Илийский, Чикой-Хилокская зоны Орхон-Селенгивского, Умлекано-Огоджинский пояса) и обычно вмещают почти полный набор перечисленных рудных объектов. В поясах неполного развития отсутствуют структурно-вещественные комплексы среднего или верхнего этажей (Курьинский, Валерьяновский, Чу-Илийский неогеновый и Калипуи Андийского подвижного пояса), что определяет специфику их металлогенических рядов, не обладающих соответствующими группами месторождений.
Достаточно сходные последовательность формирования структурно-вещественных комплексов, магматических ассоциаций и металлогенических рядов ВПП очевидно вызваны близкими и однотипными механизмами и способами генерации магматических масс, определяющими их металлогеническую специализацию.
Среди существующих моделей петрогенезиса андезитоидных магмофракционирования мантийных базальтовых магма при насыщении Н20 или их взаимодействия с веществом сиалической коры; выплавления из мантии, океанической коры, базальтового слоя континентальной коры; анатексиса пород континентальной коры- наиболее полно отвечает сумме геофизических, петрохимических, геохимических и изотопных данных гипотеза выдвинутая Р.Торпом, П.Поттсом и П.Франсисом (1979), учитывающая схему А.Рингвуда и основанная на изучении андезитоидного магматизма Анд. Согласно этим авторам андезитовые магмы представляют собой результат сложного взаимодействия процессов парциального плавления, фракционной кристаллизации и контаминации на мантийных глубинах, а также контаминации и фракционной кристаллизации в коре. Эта гипотеза не противоречит возможности возникновения промежуточных рудогенерирующих очагов андезитового состава в нижних и средних частях коры при прохождении через нее магматической колонны. Последнее обстоятельство с одной стороны объясняет установленную зависимость между особенностями состава руд и рудоносных интрузии медно-порфировых и других месторождений и составом коры, а с другой подтверждает сделанный А. И. Кривцовым и И. Т. Макеевой (1981) вывод о том, что источником рудного вещества медно-порфировых месторождений могут быть магмы подкорового зарождения, ассимилировавшие коровый материал.
В настоящее время не вызывает сомнения генерация риолитовых магм в результате анатексиса верхних частей сиалической коры континентального типа на сравнительно небольших глубинах, что было установлено еще в 50-х годах Н.Боуэном, О.Татлом, подтверждено и уточнено множеством последующих работ, в частности Г.Пихлером и В.Цейлем для риолито-дацитового "риолитового максимума" АН. В то же время для АВПП несомненна причинная обусловленность возникновения очагов риолитовых магм андезитоидными колоннами, которые выступают в качестве источников тепла и потока петрогенных элементов для анатектического магмообразования. Кажется, что другим необходимым условием возникновения риолитовых магм в средние этапы развития ВПП является достаточная мощность сиалической коры их субстрата. С этих позиций становится понятным приуроченность "риолитового максимума" Анд к участку с максимальной мощностью континентальной коры, а также отсутствие кислых магматитов средних этапов развития АВПП в ряде поясов Андийского подвижного пояса, Куоьинском ВПП, формирующихся на не прошедших орогеническую стадию эвгеосинклиналях предшествующей консолидации. Высказанные положения согласуются с данными целого ряда исследователей (О. Ф. Кроль, М.Штемпрок, А. И. Кривцов и И. Т .Макеева) о коровых источниках рудного вещества месторождений олова, вольфрама, урана и молибдена ВПП.
Вулканогенные и интрузивные образования щелочных непрерывных и контрастных серий позднего этапа становления АВПП согласно целому ряду изотопных, геохимических и петрохимических характеристик обязаны своим возникновением мантийным или нижнекоровым уровням. Это в определенной степени подтверждается и установленной связью образования руд сурьмы, ртути и других месторождений верхних этажей поясов с глубинными либо мантийными источниками исследования (В. И. Бергера, А. А. Оболенского, А. Д. Щеглова).
Таким образом, в качестве причины возникновения структурно-вещественной и металлогенической зональности АВПП может рассматриваться сложно построенная диапироподобная, валообразная магматическая колонна, эволюция которой происходит в рифтоподобных линейных зонах растяжения и выражается в смене мантийных источников магм и руд коро-мантийными, затем коровыми и вновь глубинно-коровыми или мантийными. Конечные продукты отдельных этапов такой эволюции представлены образованиями соответствующих структурно-формационных этажей.
Установленная формационно-металлогеническая зональность естественно, не исчерпывает всей металлогении АВПП, но ее наличие и характер выражения имеют существенное значение для целей металлогении - выделения и опознания перспективных структурно-формационных или металлогенических зон.
В последних, как известно, накопление рудного вещества происходит в виде прожилков и вкрапленности в интрузивных и субвулканических телах как правило порфировой текстуры и их экзоконтиненте, в брекчиевых трубках, а в форме жил - в интрузивной раме. Морфология минерализованных пространств и рудно-метасоматической зональности и их положение в пространстве в первом приближении определяется формой интрузивных или субвулканических тел, которые представляют собой стержневые элементы "порфировых" рудно-магматических систем.
Для зарубежных ВПП работами А.Сазерденда Брауна и Р.Катро (1971). Р.Силлиттое (1975) и некоторые другие исследователей была показана принадлежность ряда месторождений олова и вольфрама к порфировому типу. Подобные объекты содержат все элементы, обычные для медно-порфировых систем, но в качественно ином выражении.
В.Евстрахиным и М.Ициксоном (1980), проведшим целенаправленный анализ позиций строения месторождений ВПП на территории СССР, была показана устойчивость "порфирового стиля" накопления ряда металлов: олова, урана, золота и серебра.
Этими исследователями выделяются порфировые месторождения вулканогенного уровня локализации с накоплением металлов в брекчиевых трубках, некках и субвулканических интрузиях. К этой группе принадлежат олово-, уран-молибденово-, золото-серебряно-порфировые месторождения.
На наиболее глубоких уровнях -плутоногенных - в гипабиссальных интрузивах и их экзоконтактах располагаются олово-вольфрамово-, молибден-вольфрамово-, вольфрамово-порфировые месторождения.
Представляется, что в зависимости от конкретных обстановок формирования оруденения, степени открытости √ закрытости рудно-магматическои системы, продукты ранних и основных этапов рудогенеза могут занимать различное положение по отношению к рудоносным интрузивам. Они могут удаляться на значительное расстояние от их апикальных частей в виде прожилковых или жильных зон (месторождения олова надинтрузивной зоны по М. П. Материкову, вольфрам-оловянные месторождений) или, напротив, концентрироваться в штоке и вблизи него, образуя прожилково-порфировые месторождений, оловоносные грейзены интрузивной зоны). Проявления поздней минерализации концентрируются в периферических и верхних частях рудно-магматических систем, определяя рисунок минералого-геохимической и метасоматической зональности месторождений.
Большое значение для размещения месторождений в пределах ВПП имеют элементы внутреннего строения последних. Так объекты медно-порфирового семейства приурочены к плутоногенным сводовым поднятиям; золото-серебряные и золоторудные месторождения к вулканическим и вулкано-плутоническим блокам; оловорудные и олово-вольфрамовые проявления чаще располагаются в специфических плутоногенных зонах поясов, которые обрамляют вулканические зоны со стороны континентов.

Рудные узлы с комплексной металлогенией вулкано-плутонических поясов.
Исключительно важной на наш взгляд металлогенической особенностью ВПП является закономерное формирование в их пределах рудных узлов с комплексной металлогенией или комплексных рудных узлов КРУ). Под ними понимаются сравнительно небольшие по площади (сотни- первые тысячи км2 геологические пространства, в пределах которых сконцентрированы рудные месторождения различных рудно-формационных типов, и или разного возраста. Входящие в КРУ месторождения могут возникать близоодновременно, или образовываться в различные тектоно-магматические циклы в результате принципиально отличных геологических процессов.
Предлагаемая интерпретация термина КРУ резко расширяет понятие рудного узла, акцентируя внимание на совмещение в пространстве месторождений разного типа, независимо от их возраста и генезиса. В этом аспекте термин КРУ приближается к определениям магматогенно-рудных систем Г.Власова (Г.Власов и др., 1986). узлам длительной эндогенной активизации М.Фаворской и И.Томсона (И.Томсон, М.Фаворская, 1968), рудным кластерам П.Биллингслея и А.Локка (1994).
В ВПП геологические и рудные образования различных этапов развития нередко пространственно тесно связаны, что, с учетом металлогении их субстрата , приводит к формированию КРУ.
Автор выделяет три типа рудных узлов с комплексной металлогенией.
К первой из них принадлежат узлы "чистой линии", представляющие собой крупные рудно-магматические системы с зональным строением, сформировавшиеся в течение одного из этапов развития ВПП. Наиболее ярким примером таких узлов являются медно-порфировые рудно-магматические системы, включающие молибдено-медное, железо-медно-скарновое, золото-серебро-полисульфидное и полисульфидное оруденение.
Во вторую группу включены КРУ с месторождениями различных этапов развития ВПП или с "совмещенной" металлогенией. Здесь обычно совмещаются оруденение нижних и средних этажей - медно-порфировое, оловорудное, редкометальное, золото-серебряное.
КРУ с "унаследованной" металлогенией, образующие третью группу, характеризуются сочетанием рудных объектов субстрата поясов с месторождениями самих ВПП. При этом возможно преобразование и перераспределение рудного вещества месторождений субстрата при воздействии на них плутоногенных и рудогенных процессов ВПП.

Комплексные рудные узлы "чистой линии"
Среди них отчетливо выделяются слабо эродированные РМС раннего этапа и редкометальные (Мо, Sn, W) среднего этапа развития ВПП.
Медно-порфировые РМС включают: интрузивную раму, порфировые интрузивы, представляющие центральный, стержневой элемент систем; брекчиевые тела, надстраивающие порфировые штоки по вертикали; рудно-метасоматические зоны_ главные продукты рудогенеза. При этом молибдено-медные штокверковые месторождения в калий-кремниевых и филлизитовых метасоматических центральных частей систем на флангах сменяются полисульфидным оруденением в пропилитах и золотосодержащими серебро-энергит-полисульфидными рудами в алунитизированных породах верхних частей РМС. Характерно присутствие скарновой железо-медной минерализации и золото-серебро-полисульфидных руд на периферии систем. Примером КРУ такого типа является месторождение Речек (Венгрия), которое принадлежит Внутренне-Карпатскому неогеновому ВПП (рис. 5). Здесь медно-порфировое штокверковое оруденение в кварц-серицитовых и пропиллитовых метасоматитах охватывает верхние части внутренних зон штоков андезитовых порфир итов, осложненных многочисленными апофизами, следующими по напластованию осадочных пород триаса. Карбонатные породы интрузивной рамы охвачены интенсивным скарнированием. Медно-порфировое оруденение пространственно сопряжено с медными рудами эндоскарнов, медными и цинково-медными рудами эндоскарнов. На периферии месторождения развита система полиметаллических жил. В надштоковых эффузивах в поздние этапы рудогенеза по данным И.Немета (1980) в кварц-каолинит-алунит-карбонатных метасоматитах сформировались штокверки, субпластовые зоны и трубообразные тела золото-серебро-полиметаллического месторождения Лахоца.
Редкометальные РМС обычно построены по типу медно-порфировых систем и состоят из аналогичных геологических элементов. Так месторождение Маунт-Эммонс палеоген-неогенового рудного пояса Колорадо (США) по данным Дж.Томаса и Д.Гэли (1982) приурочено к куполовидному интрузивному массиву, осложненному двумя штокообразными выступами риолитовых порфиритов (рис.6). Над одним из штоков располагается брекчиевая трубка. Окварцованные и серецитизированные апикальные части штоков и породы рамы вмещают молибденовые (с вольфрамом) штокверковые руды. В брекчиевой трубке развиты комплексное свинцово-цинковое-медное оруденение, а в ороговикованных и пропиллитизированных песчаниках и сланцах пирротин-пиритовая минерализация, которая по данным Дж.Томаса и Д.Гэли образовалась в результате метаморфизма и перераспределения сингенетичных с осадками сульфидов железа. Кроме того, над более выступающим штоком располагается жильная система полиметаллических руд.
Близким строением и набором типов оруденения обладают многие комплексные рудные узлы "чистой линии", как например Рэд-Маунтин, Бингхэм, Самелтвилль (США), Ми-Вида (Аргентина), Эль-Гуэльва (Чили), Кальмакыр (Узбекистан), Саяк, Актогай (Казахстан), Песчанка (Россия), Эрдэнэт (Монголия).

Комплексные рудные узлы с "совмещенной металлогенией"
Для КРУ с "совмещенной металлогенией" характерна пространственная близость оруденения нижних и средних этажей ВПП, что чаще всего происходит в пределах длительно развивающихся вулкано-структур.
Так КРУ вулкано-структуры Левинсона-Лессинга, по данным Ю.Щепотьева, представляющей часть Камчатского олигоцена-неогенового ВПП, включает золотоносные медно-порфировые руды, золото-серебряное оруденение и ртутную минерализацию (рис.7). Медно-порфировые руды образовались в раннюю стадию формирования кальдеры (нижний этаж пояса) в связи с становлением андезит-дацит-диорит-гранодиоритовой ассоциации и приурочены к порфировым штокам диорит-гранодиоритового состава бортов кальдеры. Оруденение золото-серебро-адуляр-кварцевой формации ассоциирует с субвулканическими и экструзивными телами дацитов и риолитов (андезит-) дацит-риолит-гранодиорит-гранитной группы среднего этажа ВПП, в прикальдерной и кальдерой частях. Ртутная минерализация ассоциирует с экструзиями трахидацитов и трахириолитов, приуроченных у центру кальдеры и, возможно, сформировавшихся в заключительный этап развития пояса. В фундаменте вулкано-структуры фиксируются колчеданная минерализация в вулканогенно-кремнистых толщах и жильно-штокверковые проявления меди в массивах габбро-сиенитов верхнего мела.
Дукатский КРУ включает две вулкано-тектонические депрессии, представляющие часть Охотско-Чукотского ВПП мелового возраста. В центре первой депрессии фиксируется вулкано-интрузивный купол, сложенный раннемеловыми эффузиями риолитового ряда, прорванными штоками невадитов (рис.8). С ними обнаруживает пространственную и временную связь серебро-флорит-сульфидные и серебро-адуляр-кварцевые ассоциации Дукатского месторождения по данным А.А.Сидорова, М.М.Константинова, Р.А.Еремина и др. По периферии купола развиты породы андезит-дацит-диорит-гранитной ВПА позднемелового возраста, с которой связаны серебро-кварц-родонитовое и серебро-полиметаллическое оруденение Дукатского месторождения.
Вторая депрессия расположена севернее первой и выполнена позднемеловыми андезит-дицит-липаритовыми телами такого же состава. С последними ассоциируют месторождения серебро-полиметаллической, олово-серебряной, олово-полиметаллической формаций, обнаруживающие латеральные переходы между собой. В андезитах фиксируются золото-серебряные проявления. ∙
Совмещение оруденения разных этапов формирования ВПП характерно для Коунрадского в Балхашско-Илийском ВПП (Казахстан), Агинский (Камчатский пояс, Россия), Карамкенского (Охотско-Чукотский ВПП, Россия) КРУ.

Комплексные рудные узлы с "унаследованной металлогенией"
Для КРУ этой группы характерно не только совмещение в пространстве месторождений ВПП и их субстрата, он и ремобилизация и переотложение древних руд за счет более юных рудно-магматических процессов.
Кальмакырский КРУ локализуется в Кураминском ВПП (Узбекистан) нижне-верхнекаменноугольного возраста. В пределах КРУ субстрат пояса представлен терригено-карбонатными толщами верхнего девона, в карбонатных составляющих которых развиты стратиформные свинцово-цинковые месторождения. Основным рудным объектом узла является медно-порфировое крупное месторождение Большой Кальмакыр, состоящее из трех очень сближенных месторождений - Балыкты, Кальмакыр и Дальнее, каждое из которых приурочено к отдельному штоку гранодиорит-порфиров, сливающих на нижних горизонтах (рис.9).
Большой Кальмакыр представляет собой крупную медно-порфировую РМС, сформировавшуюся в ранний этап становления пояса в пределах плутоногенного поднятия и включающую свинцово-цинковую и золото-серебряную минерализацию, локализующуюся на флангах месторождений.
Рудоносные плутониты скарнируют и переотлагают свинцово-цинковое оруденение субстрата в виде скарновых и жильных руд с привносом в них значительных количеств меди и золота. Синхронные плутонитам андезиты накапливаются в грабенах вокруг плутоногенного поднятия. Андезиты прорываются дацитовыми экструзивами, возможно относящимся к среднему этапу развития пояса, в которых локализовано золото-серебро-кварцевое оруденение.
Карагайлинский КРУ (Казахстан) расположен на фланге северной части каменноугольного-пермского Балхашско-Илийского пояса. Субстрат пояса здесь состоит из терригенных отложение нижнего-среднего девона, сменяющихся в верхней части разреза (фамен) кремнисто-карбонатно-вулканогенными (лавы и туфы щелочных дацитов и липаритов) толщами, вмещающими послойные залежи железо-марганцевых и барит-полиметаллических руд (месторождения Холзунское, Атаусийское и другие рис.10). Образования нижнего этажа пояса (С 1-2) представлены эффузивами базальт-андезитового состава и интрудирующими их телами диорит-грано диоритов, которые слабо сканируют барит-полиметаллические руды.
Медно-порфировая минерализация ассоциирует с грано-диоритовыми порфировыми штоками и в отдельных участках пересекает барит-полиметаллические оруденение. Образования среднего этажа пояса проявлены лишь в виде интрузивов гранит-щелочногранитного комплекса позднекаменноугольного возраста. По мнению большинства исследователей именно в связи с их внедрением произошло масштабное преобразование железо-марганцевых и барит-полиметаллических руд и образованием мощных скарновых зон и перегруппировкой стратиформного оруденения.
Ярким примером КРУ с "унаследованной металлогенией", близкими по строению к вышеописанным, является узел Бингхэм (США), где по данным Р.Брэя и И.Вилсона крупная медно-порфировая РМС третичного КВПП наложена на каменноугольный вулканогенно-терригенно-карбонатный осадочный комплекс, вмещающий стратиформное серебро-свинцовое-цинковое оруденение. Эти руды скарнированы и переотложены под воздействием РМС.
Понагюрский КРУ (Болгария) образовался в результате наложения позднемелового-палеогенового среднегорского ВПП на комплексы островной дуги (Ki-z). Здесь совмещены медно-полиметаллические колчеданные руды островных дуг, достаточно крупные медно-порфировые системы ранних этапов развития ВПП и серебро-золото-кварцевое оруденение, возможно связанное с дацит-риолитовыми субвулканическими телами среднего этажа пояса (по данным С.Янковича, Р.Силлитоу).
Особый интерес в связи с проблемой КРУ этой группы вызывают процессы ремобилизации рудного вещества под воздействием поздних рудно-магматических процессов. Кроме геологических признаков таких преобразований широко используются геохимические и изотопные данные.
На месторождении Таш-Яр (Урал, Россия) В. И. Сначевым и М. А. Романовской (1989) достаточно убедительно, на основе анализа изменения содержаний железа и других элементов-примесей в рудных минералах различных генераций, восстановление температурных режимов образования и преобразования колчеданных руд, показано, что оруденение в течение длительного времени (около 1 млн. лет) находилось в высокотермальном и высоко-градиентном поле более поздней гранитоидной интрузии, принадлежащей ВПП (рис.11). Результатом этого явилось возникновение метаморфической зональности, почти полная перекристаллизация колчеданных руд и формирование новых высокотемпературных минеральных парагенезисов, экстракция и рассеяние рудного вещества с одновременным образованием новых рудных тел - жильных и прожилковых крутопадающих зон.
Знаменитое, одно из крупнейших в мире золоторудных месторождений Мурунтау по мнению Н. К. Курбанова (1990), основанного на многолетнем изучении геологии, минерального состава руд, изотопно-геохимических и физико-химических параметров рудообразования, сформировалось в три этапа. (рис.12).
В первый этап в ордовикско-силурийское время здесь в пределах рифтогенного прогиба происходило накопление терригенно-флишоидных отложений и излияние субщелочных толеит-базальтовых лав. Одновременно отлагались золотоносные (0,15-1,5 г/т) сгустково-вкрапленные и линзовидные скопления сульфидов (пирит, арсенопирит) в рудоносных горизонтах мощностью до 300 м.
Второй и третий этапы связаны с внедрением и становление гранитоидной интрузии, по всей видимости принадлежащей верхнепалеозойскому Кызылкумскому ВПП. Интрузия подсечена скважиной на глубине более 4000 м.
Во второй этап (карбон-пермь) в пластичных и проницаемых терригенных толщах формируются слоисто-полосчатые, стратиформные многоярусные тела кварц-альбитовых и кварц-биотит-калишпатовых метасоматитов, в пределах которых происходит регенерация золота из сульфидов и формирование промышленных гидротермально-метасоматических руд (1-3 г/т).
Для третьего этапа (пермь-триас) характерны интенсивные дизъюнктные дислокации, которые определили возможность формирования гигантского золото-кварцевого мегаштокверка (от 2,5-5 до 16-25 г/т золота) с стержневыми кварцевыми жилами. Этот этап скорее всего определенным образом связан с окончанием кристаллизации полифазной глубинной интрузии. Не исключается возможность дополнительного привноса металлов гидротермальными растворами.
Как кажется, приведенные примеры КРУ различного типа достаточно иллюстрируют предлагаемую их типизацию и позволяют продолжить изучение таких рудных объектов в других геоструктурных обстановках.
Анализ позиции известных КРУ в структуре ВПП показывает, что они обычно представляют собой плутоногенные поднятия и приурочены к блокам, длительно развивающимися в режиме сводных поднятий. Плутоногенные поднятия закономерно чередуются с вулканогенными прогибами, отделясь от них поперечными и диагональными разломами. Как правило КРУ занимают краевое положение в строении поясов, располагаясь в участках нарушения линейной конфигурации поясов - их ветвления, коленообразных прогибов и крутых разворотов. Для КРУ характерно увеличение мощности базальтового слоя при валовообразной или куполовидной конфигурации поднятий поверхности Мохо, а также повышение значения гравитационных полей.
Возможной причиной появления КРУ первой и второй групп может быть вертикальная рудно-магматическая колонна, включающая: выступы аномальной мантии (диапиры) - первичные глубинные магматические очаги - промежуточные очаги андезитоидных магм-анатектические очаги риолитоидных магм-батолитовые интрузии над выступами очагов. КРУ располагаются над выступами промежуточных очагов, а их границы, возможно, очерчивают проекцию последних на поверхность.
В случае КРУ третьей группы не исключен вариант наследованного развития в этих участках земной коры разновременных мантийных диапиров (вариант "локальных горячих точек").
Несомненно, что отраженные в докладе проблемы металлогении ВПП не отражают всю сложность и многообразие проявления рудогенных процессов в таких геоструктурах, но, как кажется, могут быть одними из ключевых при металлогенических и прогнозных построениях, а также поисках и оценке месторождений.


Литература.


  1. Андерсон Д.Л. Горячие точки, базальты и эволюция мантии. Современные проблемы геодинамики. М., Мир, 1984.
  2. Артюшков Е.В., Шлезенгер А.Е.,'Яншин П.Л. Причины вертикальных движений земной коры. Природа, 1979, номер 10, с.2-10.
  3. Евстрахин В.А., Ициксон М.И. Порфировый тип рудных месторождений. Разведка и охрана недр, 1980, номер 1, с.9-116.
  4. Компантенко В.Н., Малышев Ю.Ф., Власов Г.М., Петриченко A.M., Романовский Н.П. Магматические рудные системы. М., Наука, 1986, с.256.
  5. Кривцов А.И. Интерпретация генезиса рудных месторождений. М, ВИНИТИ, 1986. (Итоги науки и техники. Серия Рудные месторождения).
  6. Кривцов А.И., Макеева И.Т. Проблемы геологии медно-порфировых и колчеданных месторождений. М, ВИНИТИ, 1979, с.111.
  7. Кривцов А.И., Макеева И.Т. Изотопия рудного вещества эндогенных месторождений. М, ВИНИТИ, 1983, 11, с.133. (Итоги науки и техники. Серия Рудные месторождения).
  8. Кривцов А.И., Мигачев И.Ф., Попов B.C. Медно-порфировые месторождения мира. М, Недра, 1986, с.235.
  9. Курбанов Н.К. Геолого-генетические обстановки формирования сульфидных месторождений в карбонатно-терригенных породах подвижных поясов земной коры. Тезисы 28 МГК. 2-3, с.258.
  10. Логачев Н.А., Зорин Ю.А. Строение и стадии развития байкальского рифта. Докл.ХУП МГК. Секция С.07. М, 1984. т.7, с. 126-135.
  11. Мигачев И.Ф. Палеотектоническая позиция краевых андезитоидных вулкано-плутонических поясов. В кн.: "Металлогения современных и древних океанов"., ЦНИГРИ, М, 1992, с.92-99.
  12. Мигачев И.Ф., Волчков А.Г. Геодинамика и металлические ряды внутриконтинентальных подвижных поясов фанерозоя.. Геодинамические модели некоторых нефтегазоносных и рудных районов СССР, ВСЕГЕИ, Л, 1987, с.36-63.
  13. Мигачев И.Ф., Волчков А.Г. Металлогеническая зональность и геодинамика внутриконтинентальных подвижных поясов фанерозоя. Сов.геология, номер 8, 1988,с.55-63.
  14. Мигачев И.Ф., Мараева Р.Н., Сапожников В.Г., Шишаков В.Б. Продуктивные на медно-порфировое оруденение вулкано-плутонические пояса Западной Чукотки. Докл. АН СССР. 1984, т.277, номер 2,с.158-461.
  15. Мирлин Е.Г. Раздвижение литосферных плит и рифтогенез. М, Недра, 1985.
  16. Сначев В.И., Романовская М.А. Контактовый метаморфизм колчеданных месторождений Уральского типа. Вестник МГУ, сер.геологическая, 1989, 4, с.33-39.
  17. Томсон И.Н., Фаворская М.А. Рудоаккумулирующие структуры и принципы локального прогноза эндогенного прогноза эндогенной минерализации. Сов. геология, 1968, номер 10, с.6=20.
  18. Baksa С., Cseh-Nemeth J., Csillag J., Foldessy J., Zeienka T. The Recsk porphyry and skarn copper deposits, Hungary-European copper deposits. Belgrade, 1980,p.73-76.
  19. Evstakhin V.A., Krivtsov A.I. Migachev I.F. Metallogenic zoning of volcano-plutonic belts and porphyry-copper mineralization. Geology and metallogeny of copper deposits, N 4. Springer Verlag, Heidelberg, 1986, p.251-260.
  20. Griffiths J└ Godvin J.C. Metallogeny and tectonics of porphyry-copper-molybdenum deposits in British Columbia.Can. J.Earth Sci., v.20, 1983, p.1000-1018.
  21. Migachev I.F. Complex ore nodes of marginal volcano-plutonic belts and their geological setting. Proceedings of the 29-th International Geological Congress. 1992. Mineral Resources Symposia, Vol.A. Resource Geology Special Issue, N.15,1993. Published by the Society of Resource Geology, p.1990209.
  22. Oyarzun J., Frutos J. Metallogenesis and porphyry deposits of the Andes. Mem.BRGM, 1980,N106,p.50-66.
  23. Pichler H., Zeil W. Chilean "andesites" - crustal ore mantle derivation. Symposium on the results of upper mantle investigations with emphasis of Latin America. Buenos Aires, 1972, ll,p.361-371.
  24. Sillitoe R., Halls C., Grant J. Porphyry tin deposits in Bolivia. Econ.Geology, 1975, 70, p.913-927.
  25. Sutherland-Brown F., Cathro R., Panteleev A., Ney C. Metallogeny of the Canadian Cordillera. Can.Inst. Min.Metall., 1971, Bull.64-709,p.37-61.
  26. Thomas J., Galey J. Exploration and geology of the Mt.Emmons molybdenite deposits, Gunison County, Colorado. Econ.Geology, 1982,11, p. 1085-1104.
  27. Thorpe R., Francis P. Variations in Andean andesite compositions and their petrogenetic significance. Tectonophysics, 1979, v.57, p.53-70.


 
Rambler's Top100 Service
зеркало на сайте "Все о геологии"