Labaznoe porphyry ore-magmatic system (Omolon craton terrain, North-East of Russia): age, mineralogy of mineralization and mineral thermobarometry of ore-hosting granitoids of the Viktorinsky complex

全文:

ВВЕДЕНИЕ

В пределах Омолонского кратонного террейна (КТ), традиционно именуемого Омолонским массивом, известны молибден-порфировые рудопроявления Хрустальное, Вечернее, Шлиховое, Захаренко (рис. 1), приуроченные к позднемеловым гранитоидным интрузиям викторинского комплекса [Горячев и др., 2017; Глухов и др., 2021].

 

Рис. 1. Геолого-тектоническая схема Омолонского кратонного террейна, по материалам [Егоров и др., 2001; Терехов и др., 1984] с дополнениями.

1 — выступы дорифейского кристаллического фундамента; 2, 3 — среднепалеозойский кедонский базальт-андезит-риолитовый комплекс: 2 — вулканогенные отложения основного‒среднего (а), кислого (б) состава, 3 — вулканогенно-молассовые отложения позднего девона — раннего карбона; 4 — каменноугольные-раннемеловые осадочные и вулканогенно-осадочные отложения; 5 — ОЧВП и оперяющие его Коркодон-Наяханская и Конгинская магматические зоны; 6 — а — разломы (1 — Тебанинский, 2 — Омкучанский, 3 — Верхне-Омолонский, 4 — Некучанский, 5 — Коаргычанский), б — границы структурно-формационных зон: Ауланджинской, Анмандыканской, Кедон-Омолонской. Зелеными кругами и звездами обозначены медно-молибден-порфировые рудопроявления, парагенетически связанные с позднемеловыми гранитоидами.

 

Гранитоидные тела (преимущественно силлы, мелкие штоки многофазного строения, реже дайки и единичные относительно крупные массивы), сложенные порфировидными монцонитами, гранодиоритами, кварцевыми диоритами, граносиенитами, редко габбро ранней фазы, пространственно совмещены с выходами вулканогенно-осадочных, покровных и субвулканических образований конгинского андезит-риолитового комплекса, формируя единые вулкано-тектонические структуры. Вулканогенные образования конгинского комплекса отнесены к позднему мелу по находкам флористических остатков в вулканогенно-осадочных отложениях конгинской свиты (ЛОС-200, Шевченко, Симаков, 1999)¹. Тесная пространственная сопряженность гранитоидных интрузий викторинского комплекса с вулканогенными образованиями конгинского комплекса, их взаимоотношения и принадлежность к единой структуре, близкие петро- и геохимические свойства послужили основанием для объединения их в позднемеловую конгинскую вулкано-плутоническую ассоциацию (ЛОС-200). Вулканогенные образования конгинского комплекса и ассоциирующие с ними интрузии викторинского комплекса прослеживаются в виде цепочки изолированных вулканоструктур, составляющих линейную Конгинскую магматическую зону (МЗ). Конгинская МЗ располагается в центральной части Омолонского КТ, протягиваясь в субмеридиональном направлении на 200‒250 км вдоль Конгинского глубинного разлома, и ограничивается с севера и юга зонами Омкучанского и Тебанинского глубинных разломов (см. рис. 1). Согласно мнению большинства исследователей Конгинская МЗ является линейным, ортогональным к генеральному простиранию, структурным элементом Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП).

Металлогенический потенциал Конгинской МЗ имеет высокую оценку [Горячев и др., 2017]; здесь известны многочисленные месторождения и рудопроявления золото-серебряного, серебро-полиметаллического, золото-редкометалльного и медно-молибден-порфирового оруденения (Бодрое, Кустики/Седое, Захаренко, Джелты и др.). При этом недостаток информации о составе и возрасте рудной минерализации и продуцирующего ее магматизма, малая доля современных аналитических данных порождают дискуссию о формационной принадлежности и типе рудообразования для ряда рудных объектов. К таковым относится рудопроявление Лабазное, рассматриваемое как золото-полисульфидный тип золото-серебряной формации, связанный со среднепалеозойским (ранний девон — ранний карбон) этапом магматизма Омолонского КТ [Кузнецов и др., 2001], либо как полнопроявленная порфировая рудно-магматическая система, отвечающая позднемеловому этапу магматической активности ОЧВП [Глухов и др., 2021].

В настоящей публикации представлены новые данные о возрасте гранитоидного магматизма и связанной с ним рудной минерализации объекта Лабазное; реконструированы P-T условия кристаллизации магматического расплава; приводятся материалы комплексного изучения минералогии руд; сделан вывод о генетическом типе рудообразования.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В основу работы положена авторская коллекция образцов, собранная в ходе полевых работ 2019 г. Петрографические и минералогические исследования осуществлялись авторами на микроскопе Axioplan Imagin с использованием программного комплекса PETRO [Ползуненков, Кондратьев, 2023]. Химические составы породообразующих и рудных минералов, в количестве 957 измерений по 10 образцам, определялись на микроанализаторе Camebax с использованием энергодисперсионного спектрометра X-Max (аналитики В.Ю. Соловьёв, Е.М. Горячева). Измерения проводились в условиях ускоряющего напряжения — 20 кВ, увеличения более ×400 и времени накопления спектров 30 с. Оптимизация для количественных вычислений выполнялась по химически чистой меди каждые 1.5–2.0 ч. В качестве стандартов использовались аттестованные природные [Jarosewich et al., 1980] и синтетические материалы. Предел обнаружения элементов составлял 0.3 мас. %, диаметр электронного луча 3–4 мкм.

U–Pb датирование по циркону осуществлялось методом LA-SF-ICP-MS, на базе одноколлекторного магнитно-секторного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой Element XR и установки для лазерной абляции UP-213 в ЦКП “Геоспектр” Геологического института им. Н.Л. Добрецова СО РАН (г. Улан-Удэ). Пробоподготовка и анализ производились согласно стандартным процедурам, по [Хабанов и др., 2016]. В качестве внешнего стандарта использовался цирконовый эталон 91 500 [Wiedenbeck et al., 1995]. Данные масс-спектрометрического анализа обрабатывались в программах “Glitter” [Van Achterbergh et al., 2001; Griffin et al., 2008] и “IsoplotR” [Vermeesch, 2018]. Проблема оценки дискордантности по двум независимым системам, существующая для кристаллов циркона мелового возраста — низкое количество ²⁰⁷Pb в кристаллах и большая погрешность при определении ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb изотопного возраста, решалась с использованием ²⁰⁶Pb/²³⁸U изотопного возраста, скорректированного на ²⁰⁷Pb [Williams, 1998].

K–Ar изотопное датирование серицита, выделенного из околожильного контакта в кварцевых монцодиоритах, проводилось в лаборатории петрологии и изотопной геохронологии СВКНИИ ДВО РАН (г. Магадан) на масс-спектрометре МИ-1201ИГ (аналитик В.В. Лавренко). Концентрации калия измерялись на атомно-абсорбционном спектрометре AAS-1 (аналитик Я.С. Игнатенко) с погрешностью менее 1%. При расчетах возраста использовались константы, рекомендованные ХХI сессией Комиссии по определению абсолютного возраста: 1_k = 0.581×10^–10год^–1; 1_b = 4.962×10^–10год^–1; распространенность изотопов: ³⁹К — 93.26; ⁴⁰К — 0.01167; ⁴¹К — 6.73 ат. %; изотопное отношение атмосферного аргона ⁴⁰Ar/³⁶Ar = 295.5 [Steiger, Jager, 1977].

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РУДНОГО ПОЛЯ ЛАБАЗНОЕ

Рудопроявление Лабазное расположено у восточной границы Конгинской МЗ, вблизи скрытого Коаргычанского глубинного разлома субмеридионального простирания, разделяющего Кедон-Омолонскую и Анмандыканскую структурно-формационные зоны (по [Егоров и др., 2002]) Омолонского КТ. В центральной части рудного участка установлены выходы кварцевых сиенитов и монцодиоритов позднемелового викторинского комплекса и субвулканических тел риолитов среднепалеозойского кедонского комплекса (рис. 2). По периферии интрузивных тел распространены дайки базальтов (предположительно мелового возраста) северо-восточного простирания. Рудовмещающие образования представлены стратифицированными вулканогенными толщами кедонской серии среднепалеозойского возраста, в строении которой здесь участвуют (по В.Н. Панькову, 1990)²: андезиты, андезибазальты и дациандезиты грунтовской толщи (D_1‒2grt) и вулканогенно-осадочные образования, игнимбриты, лавы и туфы (преимущественно кислого состава) ледникской толщи (D₃ld). На игнимбритах ледникской толщи несогласно залегают трахиандезиты снайперской толщи (С₁sn), которые хорошо прослеживаются в рельефе и бронируют крутые вершины небольших вулканоструктур. В контактовых зонах вулканиты ледникской и снайперской толщ преобразованы в серицит-кварцевые филлизиты с тонкими прожилками и вкрапленностью пирита, халькопирита, молибденита. К наиболее поздним магматическим образованиям относятся гранитоиды позднемелового викторинского комплекса (рис. 3а, 3б), которые слагают небольшие штоки, площадью около 5 км² (по результатам магниторазведки, с учетом невскрытой части свода³). С данным этапом связано формирование Лабазненского оруденения, представленного сульфидно-кварцевым штокверком и сульфидно-кварцевыми жилами.

 

Рис. 2. Геологическая карта и разрез по линии А–Б–В рудного поля Лабазное, по (В.Н. Шамин, 1987; В.Н. Паньков, 1990) с дополнениями.

1 — рыхлые четвертичные аллювиальные отложения; 2–4 — среднепалеозойские вулканиты кедонской серии: 2 — трахиандезиты снайперской толщи (С₁sn), 3 — игнимбриты и туфы риодацитов ледникской толщи (D₃ld), 4 — андезиты, андезито-базальты и андезито-дациты грунтовской толщи (D_1–2grt); 5 — дайки базальтов позднемелового возраста; 6 — позднемеловые интрузии гранитоидов викторинского комплекса; 7 — субвулканические тела риолитов кедонского комплекса среднепалеозойского возраста; 8 — выходы дорифейского кристаллического фундамента; 9 — штокверк с сульфидно–кварцевыми прожилками; 10 — разломы установленные (а), предполагаемые (б); 11 — места отбора проб на изотопное датирование методами: U–Pb (а), K–Ar (б); 12 — зоны ориентированных прожилков; 13 — канавы.

 

Рис. 3. Рудовмещающие породы Лабазненского рудного поля.

а, б — кварцевый монцодиорит викторинского комплекса; в — риолит кедонского комплекса; г — игнимбрит дацита кедонской серии.

 

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ СОСТАВ ГРАНИТОИДОВ

Викторинский комплекс в пределах Лабазненского рудного поля представлен штоками плотных биотит-амфиболовых кварцевых монцодиоритов, от светло-серого до темно-серого цвета, порфировидной структуры со среднезернистой основной массой и массивной текстуры. По содержанию породообразующих оксидов, анализируемые гранитоиды относятся к кварцевым монцодиоритам [Петрографический …, 2008] (табл. 1).

 

Таблица 1. Химический состав кварцевых монцодиоритов рудного поля Лабазный

Элемент	Образец
	LBUPb 1_2	LBUPb 3_4*
SiO2	62.41	62.32
TiO2	0.58	0.47
Al2O3	18.38	17.08
Fe2O3общ	6.22	7.03
CaO	6.44	5.16
MgO	2.03	1.87
MnO	0.15	0.12
K2O	2.24	3.05
Na2O	3.64	2.82
P2O5	0.22	0.19
ППП	0.93	1.4
Сумма	103.35	100.11

Примечание. * — по [Глухов и др., 2022].

 

Вторичные изменения представлены серицитизацией и слабым окварцеванием. Минеральный состав (усредненный) кварцевых монцодиоритов: плагиоклаз — 55%; амфибол — 15%; калиевый полевой шпат — до 10%, биотит — до 15% и кварц — до 15%; из акцессорных минералов встречаются циркон и апатит.

Основная масса породы состоит из аллотриоморфнозернистого кварц-полевошпатового агрегата (выполняющего интерстиции между порфировыми выделениями), призматических зерен тонко сдвойникованного плагиоклаза и редких чешуек светлой слюды; размер зерен основной массы породы не превышает 0.3 мм (рис. 4а).

 

Рис. 4. Микрофотографии шлифов кварцевых викторинского комплекса рудного поля Лабазное. Николи скрещены.

а, б — образец LBUPb 1_2, в, г — образец LBUPb 3_4. Здесь и далее по тексту минеральные обозначения приведены по [Laurence N. Warr., 2021].

 

Около 20% объема породы составляют порфировидные (от 0.5 до 3 мм в поперечнике) таблитчатые и удлиненно-призматические зерна плагиоклаза, роговой обманки и биотита.

Порфировидные зерна плагиоклаза (андезин-лабрадор, An_50‒65) нередко имеет нормальное (прямое) зональное строение - центральные части отвечают лабрадору (An_50‒66(58)), реже битовниту (An_{87‒90(88.5)}) и андезину (An_34‒41(38)), краевые - андезину (An_30‒48(38)), реже лабрадору (An_51‒60(53)), в единичных случаях олигоклазу (An_20‒28(24)) (рис. 5). Центральные части зерен плагиоклаза соссюритированы; отмечается развитие серицита по микротрещинам.

 

Рис. 5. Составы амфиболов (а, б) и плагиоклазов (в) кварцевых монцодиоритов викторинского комплекса на классификационных диаграммах [Leake et al., 1997].

Цвета: зеленый — центральные части кристаллов, розовый — краяевые части кристаллов. Prg — паргасит, Mg–Hst — магнезиогастингсит, Tr — тремолит, Act — актинолит, Mg–Hbl — магнезиальная роговая обманка, Ts — чермакит.

 

Амфибол представлен идиоморфными неяснозональными призматическими зернами (до 3 мм) кальциевой роговой обманки - магнезиальным гастингситом; при этом краевые части зерен зачастую сложены магнезиальной роговой обманкой и чермакитом (см. рис. 5а, 5б), которые неравномерно замещаются биотитом и хлоритом с каемками магнетита и ильменита. В порфировидных зернах роговой обманки и плагиоклаза отмечаются пойкилитовые вростки кварца.

Биотит образует чешуйчатые и пластинчатые зерна (до 2 мм), нередко с корродированными краями; по спайности и краям зерен замещается хлоритом (до 60% площади зерна).

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГРАНИТОИДОВ

Кварцевые монцодиориты рудного поля Лабазное (обр. LBUPb 1_2, LBUPb 3_4) характеризуются низкими значениями потерь при прокаливании (ППП = 0.93–1.4 мас. %), свидетельствующими о незначительных вторичных изменениях (см. табл. 1).

По положению фигуративных точек на классификационных диаграммах (рис. 6в, 6г) породы характеризуются как метаглиноземистые гранитоиды I-типа магнезиальной (FeO_t/(FeO_t+MgO) <0.78 мас. %) и высококалиевой известково-щелочной серий.

 

Рис. 6. Точки составов кварцевых монцодиоритов викторинского комплекса рудопроявления Лабазное (красные точки) на дискриминационных диаграммах.

а — (А/NK)/ASI [Frost et al., 2001], б — Rb/Y+Nb (Pearce et al., 1984), в — (Na₂O+K₂O-CaO)/SiO₂ [Frost et al., 2001], г — K₂O/SiO₂ [Peccerillo and Teylor, 1976]. Поля составов на диаграмме Пирса — геодинамические обстановки: syn-COLG — коллизионные, post-COLG — постколлизионные, WPG — внутриплитные, VAG — вулканических дуг, ORG — океанических хребтов. Пунктирная линия — контуры поле составов: красный — гранитоидов викторинского комплекса Конгинской МЗ Омолонского КТ, и Пенжинского сегмента ОЧВП, по данным [Глухов и др., 2022, Шатова, Серегин 2023], оранжевый — гранитоидов раннемелового намындыканского комплекса Намындыкано-Моланджинской зоны Омолонского КТ, по данным [Шатова, Серегин, 2023].

 

Гранитоиды викторинского комплекса, установленные в пределах рудных участков Конгинской МЗ — Лабазный, Захаренко, Седой, Джелты, относятся к породам высокоглиноземистым, нормально— и умеренно-щелочным калий-натриевого типа [Глухов и др., 2022]. Кварцевые монцодиориты рудного поля Лабазное характеризуются повышенными содержаниями (относительно кларка) As, Ba, Co, Cu, Ga, Mo, Mn, Sr, Te, Tl, V; отмечается значительное обогащение РЗЭ (коэффициент концентрации от 4.16 до 13.75); обогащены легкими РЗЭ относительно тяжелых ((La/Yb)_N = = 6.5–7.1) и крупноионными литофильными элементами (LILE: Ba, U и Pb); обеднены высокозарядными, несовместимыми с расплавом элементами (HFSE: Nb, Ta и Ti) (рис. 7). На дискриминационной диаграмме Дж. Пирса [Pearce et al., 1984] кварцевые монцодиориты сопоставимы с гранитоидами вулканических дуг (см. рис. 6б).

 

Рис. 7. Кривые распределения примесных элементов в кварцевых монцодиоритах викторинского комплекса рудопроявления Лабазное (а — нормированных на хондрит [Boyton, 1984]; б — нормированных на примитивную мантию [Donough, Sun, 1995]).

Цветом выделены области распределение примесных элементов меловых гранитоидов викторинского комплекса (Конгинской МЗ — синий цвет) и гармандинского комплекса (ОЧВП — оранжевый), по [Акинин, Миллер, 2011; Глухов и др., 2022].

 

МИНЕРАЛЬНАЯ ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ КВАРЦЕВЫХ МОНЦОДИОРИТОВ

Оценка условий формирования кварцевых монцодиоритов на ранней магматической стадии выполнена по составам амфибола и плагиоклаза (термобарометр: Hbl−расплав [Putirka, 2016]; барометр: Al−in−Hbl [Mutch et al., 2016]; термометр: Hbl−Pl [Powell, Holland, 1994]) (табл. 2). Параметры давления и температуры поздней магматической стадии оценивались по барометру [Yang, 2017] и термометру [Duan et al., 2021] основанными на валовом составе средних и кислых магм.

 

Таблица 2. Представительные составы амфиболов из кварцевых монцодиоритов (обр. LBUPb 1_2)

Позиция	Центр		Край — 1		Край — 2
Оксиды, вес. %
SiO2	39.98	41.81	42.28	42.19	44.89	44.12
TiO2	2.06	1.85	2.06	2.00	2.03	2.02
Al2O3	13.46	12.22	11.71	11.79	8.67	9.61
*Fe2O3	6.30	6.69	6.28	6.95	7.80	7.19
*FeO	9.93	10.47	8.73	7.89	6.10	6.62
MgO	10.95	10.93	12.49	12.67	13.80	13.64
CaO	11.60	11.36	11.73	11.58	11.23	11.43
MnO	0.35	0.39	0.38	0.44	0.86	0.60
Na2O	2.28	2.02	2.13	2.20	1.53	1.74
K2O	0.78	1.03	0.67	0.65	0.65	0.52
*H2O	1.97	1.99	2.00	2.00	2.01	2.00
Сумма	99.66	100.76	100.46	100.36	99.57	99.50
Формульные коэффициенты
T — позиция
Si	5.970	6.175	6.204	6.185	6.564	6.462
Al (IV)	2.030	1.825	1.796	1.815	1.436	1.538
M1–M3 — позиция
Al (VI)	0.339	0.302	0.229	0.222	0.058	0.121
Ti	0.231	0.206	0.227	0.221	0.223	0.223
Fe3+	0.708	0.744	0.693	0.767	0.858	0.793
Mg	2.438	2.407	2.732	2.769	3.008	2.978
Fe2+	1.240	1.293	1.071	0.967	0.746	0.811
Mn	0.044	0.049	0.047	0.055	0.107	0.074
M4 — позиция
Ca	1.856	1.798	1.844	1.819	1.759	1.794
Na	0.144	0.202	0.156	0.181	0.241	0.206
A — позиция
Na	0.516	0.376	0.450	0.444	0.193	0.288
K	0.149	0.194	0.125	0.122	0.121	0.097
Классификация	Mg–Hst	Mg–Hst	Mg–Hst	Mg–Hst	Mg–Hbl	Ts
Расчетные параметры
[1] T (°C)	856	967	814	828	814	810
[2] P (kbar)	6.9	5.7	5.3	5.3	3.2	3.8
[3] Wt. % H2Omelt	7.5	6.5	6.4	6.4	4.9	5.6
[3] DNNO	0.1	0.11	0.48	0.56	1.15	1.01

Примечание. Расчетные величины, по [Hora et al., 2001]; [1] — термометр, по [Holland, Blundy, 1994]; [2] — барометр, по [Mutch et al., 2016]; [3] — гидрометр и оксиметр, по [Ridolfi et al., 2010]; Mg–Hst — магнезиогастингсит, Mg–Hbl — магнезиальная роговая обманка, Ts — чермакит.

 

Калибровки термометра традиционно производится по содержанию SiO₂ в породах − T_SiO2 (°C) = −14.16 ‧ SiO₂ + 1723 [Duan et al., 2021]; однако авторы считают, что рассчитанная таким образом температура может рассматриваться только в качестве сравнения, так как гранитоиды не представляют собой чистый расплав.

Эмпирический барометр X. Янга [Yang, 2017]: P_(Mpa) = −0.2426 ‧ Q³ + 26.392 ‧ Q² − 980.74 ‧ Q + + 12 563 — опирается на нормативный минеральный состав гранитоидов. Количество воды в расплаве H₂O^{расплав} рассчитано по [Ridolfi et al., 2010] и изменяется от 5.0 до 7.5 вес. %, что соответствует водонасыщенным магмам порфировых месторождений [Li et al., 2009].

На основании полученных термобарометрических оценок реконструируется следующая последовательность формирования кварцевых монцодиоритов: 1 — выделение амфибола из расплава (Hbl–расплав) происходило приблизительно в субсолидусных условиях (T = 940°C, P = 6.45 кбар) на глубине около 19 км (рис. 8); 2 — дальнейшая кристаллизация амфибола протекала совместно с плагиоклазом (центральные части зерен — 820–870°C, P = 5.4 кбар; краевые — 800–850°C, P = 3.5–4.0 кбар) на глубинах около 16 и далее 12 км; 3 — позднемагматическая стадия кристаллизации (кварц + полевой шпат) происходила при температуре 840°C и давлении 2 кбар на глубине около 5–6 км.

 

Рис. 8. Диаграмма “Температура–Давление–Глубина” для кварцевых монцодиоритов викторинского комплекса рудного поля Лабазное.

Цветные линии водных экспериментальных солидусов: красная — гранодиорит, по [Schmidt, Thompson, 1996], темно-зеленая — тоналит, по [Bea et al., 2021]; пунктирные зеленая — амфибол, синяя — плагиоклаз, по [Schmidt, Thompson, 1996]. Черные кружки — оценка давлений и температур формирования кварцевых монцодиоритов рудного поля Лабазное по их валовому составу по [Yang, 2017; Duan et al., 2021]. Цветные прямоугольники: темно-зеленый — термобарометр амфибол — расплав [Putirka, 2016], светло-зеленый — центральные, и розовый — краевые части парагенезиса амфибола и плагиоклаза (температура [Powell, Holland, 1994], давление [Mutch, 2016]). Серая стрелка — предполагаемый тренд кристаллизации кварцевых монцодиоритов рудного поля Лабазное. Красная обводка — обр. LUPb 1_2, синяя — обр. LUPb 3_4.

 

ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ОРУДЕНЕНИЯ И ВТОРИЧНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ РУДОВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД

На объекте Лабазное рудная минерализация представлена сульфидно-кварцевым штокверком и сульфидно-кварцевыми жилами, приуроченным к телам кварцевых монцодиоритов викторинского комплекса. Площадь штокверковой зоны составляет 3.7 км² (2.5×1.5 км). Здесь в тонких прожилках штокверка установлено содержание золота до 0.56 г/т, серебра — до 51.7 г/т, молибдена — до 0.3%, по материалам В.Н. Панькова (1990). В границах штокверковой зоны распространены более поздние сульфидно-кварцевые жилы с золото-серебро-полиметаллической минерализацией; они образуют линейно-вытянутые прожилково-жильные зоны, мощностью от первых см до 3.5 м и протяженностью до 750 м. Основная часть прожилково-жильных зон расположена в апикальных частях интрузивно-купольного поднятия. По данным В.Н. Шамина с соавторами (1987) и В.Н. Панькова (1990) максимальные количества золота в прожилково-жильных зонах серебро-полиметаллического оруденения в штуфах достигают 24 г/т, серебра — до 566 г/т, цинка и свинца — 1%, при этом содержания меди и молибдена не определялись.

В рудно-магматической системе Лабазного нами выделены гидротермальные стадии различающиеся по вещественному составу и последовательности развития системы рудных прожилков: 1) магнетит-кварцевые (Тип А, здесь и далее классификация прожилков в соответствии с работой [Sillitoe, 2010]) (рис. 9а); 2) молибденит-кварцевые (Тип B) (см. рис. 9б, 9в); 3) сульфидно-кварцевые (Тип D) (см. рис. 9б, 9в); 4) полиметаллические (см. рис. 9г, 9д).

 

Рис. 9. Разновидности жильных образований в породах рудного поля Лабазное.

а — магнетит-кварцевые прожилки в эпидотизированных вулканитах кедонской серии; б — молибденит-кварцевые и пирит-кварцевые прожилки в андезибазальтах грунтовской толщи; в — молибденит-кварцевые и пирит-кварцевые прожилки в кварцевых монцодиоритах викторинского комплекса (снизу химически окрашены калийсодержащие минералы); г, д — Zn–Pb–Cu–Ag жилы при дневном (г) и ультрафиолетовом (д) свете.

Минералы: Q — кварц, Mt — магнетит, Mol — молибденит, Sp — сфалерит, Py — пирит, Ser — серицит.

 

Анализ данных, полученных авторами, в совокупности с материалами производственного отчета В.Н. Панькова (1990) позволяют заключить, что каждому типу прожилков тождественна соответствующая минерализация:

•  пирит-магнетит-кварцевая минеральная ассоциация — наиболее ранняя. Магнетит (II) слагает до 50% массы магнетит-кварцевых прожилков. Кварц в данной ассоциации темно-серый, мелкокристаллический, размером до 2 мм. Встречаются единичные зерна пирита (I);
•  пирит-молибденит-кварцевая ассоциация представлена тонкими прожилками мощностью до нескольких миллиметров. Обнаружены взаимоотношения, где чешуйки молибденита рассекают пирит (I) (см. рис. 10а). Кварц изометричный, с единичными включениями пирита (II), по которому нередко развивается лимонит;
•  сульфидно-кварцевая минеральная ассоциация включает в себя такие сульфиды, как: пирит (III), халькопирит (I), пирротин, арсенопирит. Пирит (III) является самым часто встречаемым в данной ассоциации, составляя до 20% объема прожилков. Он образует преимущественно ксеноморфные выделения в кварце, захватывающие в процессе формирования магнетит (I) (см. рис. 10б). Халькопирит (I) и пирротин имеют равновесные границы и представлены мелкими, до 0.3 мм вкрапленниками в пирите (III) (см. рис. 10в), редко в кварце. Халькопирит (I) и пирротин характеризуется стехиометричностью состава (табл. 3). К данной ассоциации отнесен арсенопирит; его описание приводится в материалах отчета В.Н. Панькова (1990), где он предстает в виде крупных раздробленных кристаллов, сцементированных нерудным материалом и халькопиритом;
•  полиметаллическая минерализация проявляется в пределах рудопроявления в виде прожилков и маломощных кварцевых жил, вмещающих пирит (IV), сфалерит, галенит и продукты его гипергенного изменения, халькопирит (II), акантит, а также блеклые руды. Пирит (IV) в данной ассоциации содержит примесь As до 0.5%. Халькопирит (II) формирует мелкие включения в сфалерите размером до 0.2 мм (см. рис. 10г). Сфалерит отлагается в виде зерен размером до 3 мм, а также в виде мелкой вкрапленности в акантите (до 0.05 мм) (см. рис. 10д). В качестве незначительных примесей наблюдаются Mn до 0.37%, Fe до 1.05%, Cu до 0.79% и Cd до 0.64%. Галенит образует относительно крупные (до 3 мм) кристаллы с корродированными границами, иногда замещается англезитом и церусситом, которые формируют вокруг него оторочку (см. рис. 10е). По поверхности зерен галенита развивается акантит (см. рис. 10ж). Согласно химическому составу, галенит стехиометричен (см. табл. 3), встречаются отдельные участки зерен с примесью Bi до 1.6%. Для акантита характерны две формы выделений: а) неправильные срастания с блеклыми рудами и вкрапленным сфалеритом; б) в виде каемок по поверхности галенита. Размер обособлений достигает 0.5 мм. Химический состав акантита стехиометричен (см. табл. 3). В блеклых рудах отмечается некоторая изменчивость состава, характерная для данного типа соединений, но в целом, по классификации Н.Н. Мозговой [Мозгова, Цепин, 1983], можно выделить две группы: 1) Ag–Zn-тетраэдрит; 2) Ag–Zn–As-теннантит-тетраэдрит. Результаты микрозондового анализа сульфидов приведены в табл. 3.

 

Рис. 10. Взаимоотношения рудных минералов рудного поля Лабазное.

а — молибденит рассекает пирит в молибденит-кварцевом прожилке; б — кристаллы магнетита, захваченные пиритом; в — халькопирит и пирротин выполняют каверны в пирите, по которому развивается лимонитовая корка; г‒ж — серебро-полиметаллическая минерализация; з — магнетит-ильменитовые срастания.

Минералы: Q — кварц; Py — пирит; Chp — халькопирит; Pyh – пирротин; Lim — лимонит; Mt — магнетит; Mol — молибденит; Ilm — ильменит; Sp — сфалерит; Gl — галенит; Cer — церуссит; Aca — акантит; Trd — тетрадерит.

 

Таблица 3. Результаты микрозондового анализа сульфидов рудного поля Лабазное

№	№ образца	Сумма	Весовые концентрации, %									Формульные коэффициенты
№	№ образца	Сумма	Весовые концентрации, %									Формульные коэффициенты
Молибден-порфировая стадия
Пирит — Fe1.00S2.00
			S					Fe				S				Fe
25	210006	99.83	53.27					46.55				2.00				1.00
52	VL4	100.24	53.59					46.65				2.00				1.00
136	VL2	99.82	53.56					46.26				2.01				1.00
31	VL5	100.46	53.61					46.86				2.00				1.00
As-содержащий пирит — Fe1.00As0.01S1.99
			S		Fe						As	S		Fe					As
99	VL5	100.3	53.26		46.54						0.50	1.99		1.00					0.01
Халькопирит — Cu0.74Fe0.75S1.51
			S		Fe						Cu	S		Fe					Cu
110	210008	99.98	33.89		27.72						38.37	1.47		0.69					0.84
140	VL7	100.01	35.36		31.72						32.93	1.51		0.78					0.71
172	210008-1	99.79	35.32		30.74						33.73	1.51		0.76					0.73
Пирротин — Fe7.01S7.99
			S						Fe			S					Fe
100	210008	100.11	40.3						59.81			8.1					6.90
128	VL2	99.88	38.97						60.92			7.90					7.1
141	VL7	99.27	38.94						60.34			7.94					7.06
152	210008-1	99.94	40.36						59.57			8.12					6.88
Галенит — Pb1.02S0.98
			S						Pb			S					Pb
43	210005-1	100.2	13.06						87.14			0.99					1.02
67	210005-1	100.31	13.03						87.27			0.98					1.02
70	210005-1	100.28	13.39						86.88			1.00					1.00
67	VL5	99.86	13.1						86.76			0.99					1.01
Bi-содержащий галенит — Pb0.99Bi0.01S1.00
			S		Pb						Bi	S		Pb					Bi
56	210005-1	98.47	12.86		84.64						0.97	0.99		1.00					0.01
64	210005-1	99.18	13.58		84						1.6	1.01		0.97					0.02
71	210005-1	99.11	13.3		84.7						1.11	1.00		0.99					0.01
Сфалерит — Zn0.96S1.03
			S	Zn		Mn				Fe	Cd	S	Zn	Mn				Fe		Cd
40	VL5	99.24	34.36	64.51		0.37				–	–	1.04	0.96	0.01				–		–
42	VL5	99.04	34.04	64.94		–				–	0.05	1.03	0.97	–				–		–
94	VL5	98.7	33.97	62.25		–				1.05	0.64	1.03	0.93	–				0.02		0.01
Акантит — Ag1.96S1.04
			S						Ag			S					Ag
33	VL5	98.29	13.34						84.96			1.04					1.96
Ag–Zn–As-теннантит-тетраэдрит*
			S	Fe	Cu		Zn		As	Ag	Sb	S	Fe	Cu	Zn			As	Ag		Sb
17	VL5	100.02	25.9	0.85	35.15		7.26		8.21	5.22	17.43	13.10	0.25	8.97	1.80			1.78	0.79		2.32
Ag–Zn-тетрадерит*
			S	Fe	Cu		Zn		As	Ag	Sb	S	Fe	Cu	Zn			As	Ag		Sb
39	VL5	98.41	23.91	2.29	27.6		6.53		–	12.41	25.66	13.13	0.72	7.65	1.76			–	2.02		3.71
45	VL5	98.38	23.54	0.36	25.48		6.31		–	15.97	26.73	13.26	0.12	7.24	1.74			–	2.67		3.96
72	VL5	99.36	24.03	–	27.6		6.99		2.33	14.01	24.4	13.15	–	7.62	1.88			0.55	2.28		3.52
98	VL5	99.57	24.87	0.56	30.35		6.81		4.21	10.16	22.61	13.21	0.17	8.13	1.77			0.96	1.60		3.16

Примечание. Аналитик В.Ю. Соловьёв; анализ выполнен на микроанализаторе Camebax в Северо-Восточном ЦКП, СВКНИИ ДВО РАН, Магадан.

* — по [Мозгова, Цепин, 1983].

 

Помимо минерализованных прожилков присутствует вкрапленная минерализация, представленная магнетитом (I) (и продуктом его окисления — гематитом), в меньшей степени рутилом и ильменитом. В составе магнетита установлены разности с примесью Ti до 1.88%. Ильменит и рутил наблюдаются как акцессорные минералы во вмещающих породах рудного поля Лабазное; здесь они образуют призматические и неправильной формы кристаллы, размером до 0.2 мм (см. рис. 10в). По химическому составу ильменит принадлежит изоморфному ряду ильменит (FeTiO₃) — пирофанит (MnTiO₃) c примесью Mn от 7.73 до 8.22%. В рутиле в виде примеси содержится Fe (до 13.77%).

На завершающей стадии гидротермальной активности в пределах рудного поля происходит формирование кальцитовых прожилков. Стадийность минералообразования показана в табл. 4.

 

Таблица 4. Стадии минералообразования Лабазненского рудного поля

Примечание. Линии толстые — распространенные минералы, средней толщины — второстепенные, тонкие — редкие; * — минералы, ранее не описанные на рудопроявленнн Лабазное.

 

Реконструируемая последовательность образования ассоциаций минералов в целом характерна для Cu–Mo-порфировых систем [Sillitoe, 2010], что указывает на отсутствие дальнейших рудогенерирующих геологических событий.

В пределах рудного поля по вмещающим вулканитам кедонской серии и гранитоидам викторинского комплекса развивается штокверковая зона вторичных метасоматических изменений с зональным расположением ореолов. От центральной части рудного поля к краевой устанавливаются области развития серицит-кварцевых (см. рис. 11а, 11б), актинолит-эпидот-полевошпатовых (см. рис. 11в, 11г), и хлорит-карбонатных вторичных преобразований (см. рис. 11д). Наименее преобразованные кварцевые монцодиориты викторинского комплекса характеризуются серицит-кварцевыми изменениями.

 

Рис. 11. Вторичные изменения пород рудопроявления Лабазное.

а, б — серицит-кварцевые изменения по кварцевым монцодиоритам викторинского комплекса; в, г – актинолит-эпидотовые изменения в кварцевых жилах; д — хлорит-карбонатные изменения в кристаллокластическом туфе андезита кедонской серии.

Минералы: Act — актинолит; Ep — эпидот; Ser — серицит; Hbl — роговая обманка; Q — кварц; Cal — кальцит; Chl — хлорит.

 

О ВОЗРАСТЕ ГРАНИТОИДОВ И ОРУДЕНЕНИЯ

Изотопное датирование кварцевых монцодиоритов викторинского комплекса центральной части рудопроявления Лабазное выполнено по образцам, отобранным из наименее измененных разностей (проба LBUPb_1, 2) (см. рис. 2). Выделенные цирконы прозрачные, призматические, идиоморфные, размер 50–80 мкм. Для 10 зерен выполнено 29 измерений изотопных отношений U-Pb системы. Полученные результаты приведены на рис. 12. Полная таблица измеренных изотопных отношений и возрастов доступна по запросу у авторов. Для оценки возраста по ²⁰⁶Pb/²³⁸U отношению осуществлялась коррекция на обыкновенный свинец ²⁰⁷Pb (с использованием поправки по модели Стейси–Крамерса [Stecey, Kramers, 1975]). Полученный средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст для кварцевых монцодиоритов составил 86±1 млн лет (поздний мел, коньяк‒сантон).

 

Рис. 12. Диаграмма средневзвешенного ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста цирконов из кварцевых монцодиоритов викторинского комплекса.

Планки погрешностей на уровне 2σ.

 

Формирование оруденения является наиболее поздним термальным событием; в пределах рудного поля с этим процессом связана серицитизация кварцевых монцодиоритов (см. рис. 12а) и вмещающих вулканитов. Для установления возраста верхней границы оруденения проведено К–Ar изотопное датирование серицита, выделенного из околожильного контакта в кварцевом монцодиорите (см. рис. 3б). Результаты датирования следующие: номер пробы — LUPb_3, 4; материал датирования — серицит; К = = σ — 2.46±0.04%; ⁴⁰Ar_rad, = 14.20±1.2 нг/г; Т ± σ = = 82±4 млн лет. Полученное значение, с учетом погрешности, близко к оценке времени кристаллизации рудоносных кварцевых монцодиоритав и интерпретируется авторами как возраст заключительного термального события в рамках рудно-магматической системы, т. е. как верхняя возрастная граница оруденения.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные геохронологические данные укладываются в модель [Sillitoe, Hedenquist, 2003], согласно которой гранитоидные интрузии и связанное с ними молибден-порфировое оруденение рассматривается в рамках единой порфировой рудно-магматической системы. Примером служит медно-порфировое месторождение Бату-Хиджау в Индонезии, для которого результатами U–Pb датирования установлен интервал формирования рудоносных многофазных интрузий, не превышающий 0.008 млн лет [Garwin, 2002]. При этом, согласно R. Sillitoe [2010], функционирование гидротермальных систем, связанных с интрузиями, продуцирующими медно-порфировое оруденение, в большей степени зависит от продолжительности самого этапа интрузивного магматизма.

Тем самым критерием для объединения объектов подобного типа может являться близкий (в пределах аналитической ошибки изотопного метода) возраст магматизма и связанного с ним оруденения [Cathles et al., 1997; Cathles, Shannon, 2007; и др.].

Поведение главных и примесных элементов в составе изученных кварцевых монцодиоритов характерно для большинства порфировых систем [Ishihara, 1981; Seedorff et al., 2005]. Показательным является наличие так называемых адакитовых геохимических меток, связанных с высокой долей мантийного материала в рудной магме [Li et al., 2009]. Так магматические породы, ассоциирующие с медно-порфировыми месторождениями, характеризуются высокими содержаниями SiO₂ (≥56 мас. %), Al₂O₃ (≥15 мас. %) и Sr (≥400 ppm) и низкими — Y (≤18 г/т) и Yb (≤1.9 г/т) [Defant, Drummond, 1990; Kay, Kay, 1993].

Химический состав Лабазненских кварцевых монцодиоритов в целом соответствует магмам, несущим медно-порфировое оруденение — Sr (690–787 г/т), Y (≤15.8–17 г/т), Yb (1.67–1.9 г/т), Sr/Y (43.7–46.6), а соотношение ряда химических элементов отвечает адакитовым характеристикам (рис. 13).

 

Рис. 13. Состав монцодиоритов Лабазненского рудного поля (черные кружки) на дискриминационных диаграммах для разбраковки потенциально рудоносных интрузий.

а — SiO₂–Sr/Y и б — SiO₂–V/Sc, по [Loucks, 2014]; в — Sr/Y–Sr/MnO, по [Ahmed et al, 2019]; г — An, %–Al/(Ca+Na+K) в плагиоклазе, по [Williamson et al., 2016].

Светло-зеленый цвет — перспективные интрузии на Cu–Au порфировое оруденение, фиолетовый цвет — неперспективные.

 

В работе В.Ю. Прокофьева и В.Б. Наумова [Prokofiev, Naumov, 2022] на основе данных многочисленных замеров по газово-жидким включениям в породах медно-порфировых месторождений мира (всего 70 месторождений) сделан вывод, что состав флюидов, отделяющихся от расплавов, меняется с ростом давления, в соответствии с изменениями максимальных и средних температур флюида в различных типах порфировых месторождений; авторами предложена гипотетическая схема зависимости типов Cu–Mo–Au-порфировых месторождений от глубин отделения флюида из магматического расплава. На основе данных построений, полученные нами параметры кристаллизации монцонитоидного расплава на рудопроявлении Лабазное (см. рис. 8), в первом приближении соответствуют молибденовому типу порфирового оруденения.

Для разбраковки потенциально рудоносных (продуктивных к порфировому оруденению) и безрудных магм могут использоваться дискриминационные диаграммы геохимических параметров, рассчитанных из валового химического состава гранитоидов. На диаграммах SiO₂–Sr/Y, SiO₂–V/Sc [Loucks, 2014] и Sr/MnO — Sr/Y [Ahmed et al., 2019] фигуративные точки составов анализируемых кварцевых монцодиоритов располагаются в областях гранитоидов продуктивных на медно-порфировое оруденение (см. рис. 13а, 13б), а также смешанных “продуктивно‒непродуктивных” (см. рис. 13в), данное указывает на перспективность Лабазненских штоков на Cu–Mo–Au порфировое оруденение. Химический состав плагиоклазов также используется для различия интрузий по перспективности на порфировое оруденение [Williamson et al., 2016]. На диаграмме An, %–Al/(Ca+Na+K) точки составов плагиоклазов кварцевых монцодиоритов равномерно расположились в областях перспективных (23 анализа) и неперспективных (29 анализов) на оруденение интрузий (см. рис. 13г).

Полученные для рудопроявления Лабазное возрастные значения по кварцевым монцодиоритам викторинского комплекса (86±1 млн лет, U–Pb метод по циркону) и серициту, выделенному из околожильного контакта с монцодиоритами (82±4 млн лет, K–Ar метод), хорошо согласуются между собой и могут служить (с учетом аналитической погрешности) временными рамками формирования оруденения.

В целом, полученные данные сопоставимы с материалами изотопного датирования гранитоидов викторинского комплекса [Горячев и др., 2017; Глухов и др., 2021; и др.]. Близкие значения возраста гранитоидных интрузий викторинского комплекса известны для аналогичных объектов медно-порфировых рудно-магматических систем Конгинской МЗ — медно-молибден-порфировое рудопроявление Захаренко (86.4±1 млн лет, U–Pb по циркону, TIMS) и скарново-полиметаллическое рудопроявление Седое/Кустики (86±1 млн лет, U–Pb по циркону, TIMS). Возраст минерализации на рудопроявлении Захаренко, по данным ⁴⁰Ar‒³⁹Ar датирования серицита из вмещающих метасоматически измененных риолитов кедонской серии, составил 88.0±1.5 млн лет [Глухов и др., 2021].

В северной части Омолонского КТ (Намындыкано-Моланджинская зона) для гранитоидов викторинского комплекса получены датировки 82.2±1.0 и 84.6±0.7 млн лет (U–Pb, SHRIMP-II, [Шатова, Серегин 2023]). Наиболее древняя из них, по нашему мнению, относится к гранитоидам гармандинского комплекса (K_1‒2, по ЛОС-200).

В пределах Коркодон-Наяханской МЗ гранитоиды наяханского комплекса обнаруживают сходные значения возраста — 86–84±1 млн лет (U–Pb SHRIMP); для молибден-порфирового оруденения рудопроявления Ак-Су, связанного с магматизмом наяханского комплекса, датирование молибденита показало 84.6±0.5 млн лет (Re–Os) [Акинин и др., 2019; Соцкая и др., 2021].

Более древних, альб-сеноманских датировок, в Конгинской зоне пока не выявлено.

ВЫВОДЫ

Рудопроявление Лабазное приурочено к интрузивно-купольному поднятию, в центральной части которого вскрываются штокообразные тела гранитоидов позднемелового викторинского комплекса. По результатам термобарометрических оценок пары амфибол–плагиоклаз реконструирована динамика полибарической кристаллизации кварцевых монцодиоритов из центральной части рудного поля Лабазное. Методами минеральной термобарометрии реконструированы P-T условия кристаллизации монцонитоидного расплава в последовательности: интрателлурическая кристаллизация амфибола из расплава на глубине около 19 км (T = 940°C; P = 6.45 кбар), котектическая кристаллизация плагиоклаза и амфибола на глубинах около 16 и 12 км (центральные части зерен — 820–870°C; P = 5.4 кбар; краевые части — 800–850°C; P = 3.5–4.0 кбар), завершающая субсолидусная кристаллизация на глубине около 5–6 км (T = 840°C; P = 2 кбар).

Рудопроявление Лабазное относится к молибден-порфировой и полиметаллической рудной формации с классической для порфировой рудно-магматической системы последовательностью образования минеральных парагенезисов.

Выделен ряд рудных минералов: молибденит, акантит, блеклые руды, пирротин, ранее неописанных в рудном поле Лабазное.

Принадлежность рудопроявления к золото-полисульфидному минеральному типу золото-серебряной формации раннедевон–раннекарбонового металлогенического этапа, не подтвердилась. Полученные данные свидетельствуют о возможности обнаружения в ОЧВП промышленной минерализации медно-молибден-порфирового типа.

Близкие значения возраста кварцевых монцодиоритов — 86±1 млн лет, коньяк‒сантон (U–Pb по циркону), и серицита из сульфидно-кварцевых прожилков контактовой зоны гранитоидных штоков — 82±4 млн лет (K–Ar), позволяют обосновать парагенетическую связь монцонитоидов с молибден-порфировым оруденением.

Обобщение материалов изотопного датирования по гранитоидам викторинского комплекса Конгинской МЗ и ассоциирующей с ними медно-молибден-порфировой минерализации (рудопроявления Лабазное, Захаренко, Хрустальное, Вечернее, Шлиховое) свидетельствуют о позднемеловом (коньяк‒кампан) возрасте рудно-магматических систем, функционирование которых связано с формированием ОЧВП.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность за помощь в работе, научные замечания и консультации академику РАН Н.А. Горячеву, Е.М. Горячевой, к.г.-м.н. О.Т. Соцкой. Особую признательность авторы выражают Т.А. Кормушину за оказанную помощь в проведении полевых работ.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Изучение минералогии и определение К–Ar возраста кристаллизации мусковита выполнены при поддержке государственных тем Института СВКНИИ ДВО РАН: НИР “Рудообразующие процессы и системы в истории формирования главных тектонических структур Арктической и Тихоокеанской континентальных окраин Северо-Востока Азии” — 121031700301-5, исследования U–Pb возраста осуществлено при поддержке темы НИР “Разработка критериев рудоносности магматических комплексов” — № 124051600003-4.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

 

¹ Шевченко В.М., Симаков К.В. Легенда Омолонской серии Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000. 2-e изд. Магадан: СевВостНИЦМИС, 1999. 173 с.

² Паньков В.Н. Отчет о результатах поисковых работ на объекте “Лабазный” на площади листов P-57-8-А-б-2, 4; P-57-8-Б-а, б; P-57-8-Б-в-2; P-57-8-Б-г-1, 2 (Лабазный поисковый отряд). Эвенск: СЭГРЭ, 1990. Кн. 1. 261 с. Кн. 2. 228 с.

³ Шамин В.Н., Крамарев С.П., Тедеев Т.В. и др. Отчет о групповой геологической съемке и поисках месторождений масштаба 1:50 000 в верхнем течении р. Омолон, в бассейне рек Биркачан, Кубаки и др. (листы P-57-8-А; Р-57-9-А,Б; Р-57-8-В,Г; Р-57-9-В; Р-57-20-А,Б; Р-57-21-А) за 1983–1987 г. Биркачанский отряд. Сеймчан, СГРЭ, 1987. Кн. 1. 335 с., Кн. 2. 299 с.

作者简介

V. Solov'ev

1North-Eastern Complex Research Institute named after N. A. Shilo, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences

编辑信件的主要联系方式.
Email: solovev@neisri.ru
俄罗斯联邦, Portovaya str., 16, Magadan, 685000

V. Priymenko

North-Eastern Complex Research Institute named after N. A. Shilo, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: priymenkovladimir@gmail.com
俄罗斯联邦, Portovaya str., 16, Magadan, 685000

G. Polzunenkov

North-Eastern Complex Research Institute named after N. A. Shilo, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gennadiy_mag@mail.ru
俄罗斯联邦, Portovaya str., 16, Magadan, 685000

M. Fomina

North-Eastern Complex Research Institute named after N. A. Shilo, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gennadiy_mag@mail.ru
俄罗斯联邦, Portovaya str., 16, Magadan, 685000

T. Mikhalitsyna

North-Eastern Complex Research Institute named after N. A. Shilo, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gennadiy_mag@mail.ru
俄罗斯联邦, Portovaya str., 16, Magadan, 685000

A. Gagieva

North-Eastern Complex Research Institute named after N. A. Shilo, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gennadiy_mag@mail.ru
俄罗斯联邦, Portovaya str., 16, Magadan, 685000

V. Khubanov

Dobretsov Geological Institute SB RAS

Email: gennadiy_mag@mail.ru
俄罗斯联邦, Sakhyanova str., 6a, Ulan-Ude, 670047

P. Kolegov

North-Eastern Complex Research Institute named after N. A. Shilo, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gennadiy_mag@mail.ru
俄罗斯联邦, Portovaya str., 16, Magadan, 685000

V. Akinin

North-Eastern Complex Research Institute named after N. A. Shilo, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gennadiy_mag@mail.ru
俄罗斯联邦, Portovaya str., 16, Magadan, 685000

参考

补充文件