НАУЧНЫЕ ОСНОВЫ ПРОГНОЗА СКРЫТЫХ ГРАНИТОФИЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Прогнозом скрытого оруденения давно озабочены специалисты, занимающиеся поисками месторождений полезных ископаемых. Их работы отражены во многих публикациях, но разработкой научной основы количественного прогноза не выходящего на поверхность оруденения практически никто не занимался.

В предлагаемой статье научное обоснование направлено на прогноз и оценку скрытых гранитофильных месторождений вольфрама, молибдена и олова. Оно базируется на определении источника полезного ископаемого, особенностях его рудогенерации при процессах гранитообразования, выявлении и геометризации рудно-магматических систем, в которых происходит мобилизация, концентрация и локализация оруденения, изучении состава выполняющих их пород, определении в них плотности и геохимического содержания элементов искомых полезных ископаемых. Все это суммируется в проведении на современной научной основе локального металлогенического районирования с выделением рудно-магматических систем и прямом расчете соответствующих их рангу металлогенического потенциала и прогнозных ресурсов.

Источник рудного вещества. Месторождения названной триады элементов, объединяемых вольфрамом, выделяются в молибден-вольфрамовую, полиметально-вольфрамовую, полиметально-вольфрам-оловянную и вольфрам-оловянную формации [2, 15, 16, 18]. Их рудные объекты находятся в металлогенических провинциях  складчатых поясах земной коры, возникших на границах взаимодействия континентальных и океанических плит (рис. 1). По концепциям времени формирования континентальной коры [23] и тектоники плит [7] в строении поясов различаются зоны аккреции, представленные преимущественно океаническими и островодужными вулканогенно-кремнисто-карбонатно-терригенными образованиями, и зоны пассивной континентальной

Рис. 1. Карта минерагенических провинций (ВСЕГЕИ, 2006) с месторождениями вольфрама, молибдена и олова на территории РФ

1. Группы минерагенических провинций на платформах и их обозначения (арабские цифры): 1 – Восточно-Еворпейско-Печорская; 4 – Западно-Сибирская; 7 – Восточно-Сибирская. 2.  Группы минерагенических провинций в складчатых поясах: 2 — Северо-Кавказкая с провинциями (буквы в квадрате): СФ  — Скифская,  КФ – Кавказкая;  3 – Урало-Пайхой-Новоземельская, 5 – Алтае-Саянская; 6 – Байкало-Амурская с провинциями: БВ – Байкало-Витимская, МО – Монголо-Охотская, СА – Сихотэ-Алинская; 8 – Дальневосточная; 9 – Верхояно-Колымо-Чукотская с провинциями: ВК – Верхояно-Колымская, КО – Колымо-Омолонская, НЧ – Новосибирско-Чукотская; 10 – Западно-Арктическая; 11 – Центрально-Арктическая; 12 – Восточно-Арктическая. .3.  Месторождения вольфрама: а — крупные, б — средние и мелкие. 4. Формации месторождений: а — молибден-вольфрамовая, б- полиметально-вольфрамо-вая, в — полиметально-вольфрам-оловянная , г — олово-вольфрамовая.

Названия  месторождений (цифры в кружках): 1 — Кти-Теберда, 2 — Тырныауз, 3 – Калгута, 4 – Урзарсай 5 – Инкур, 6 – Холтосон, 7 — Мало-Ойногорское, 8 — Бом-Горхон, 9 — Спокойнинское, 10 — Букука, 11 – Агылка, 12 –- Илинтас, 13 – Одинокое, 14 – Крутой шт-к (Пыркакайские штокверки), 15- Иультин, 16 — Светлое, 17- Тенкергин, 18 – Правоурмийское, 19 – Соболиное, 20 – Фестивальное, 21 — Лермонтовское, 22- Восток-2, 23– Тигриное, 24 — Забытое, 25 – Скрытое. , 26 – – Начальное окраины, сложенные в основном терригенными отложениями (турбидитами), снесенными с материка. На современных минерагенических картах и картах полезных ископаемых, выполненных на геодинамической основе [11, 22], отчетливо видна приуроченность месторождений молибден-вольфрамовой формации (Тырныауз, Кти-Теберда, Калгута, Холтосон и др.) к зонам аккреции, которые широко представлены в Кавказском, Уральском, Центрально-Азиатском поясах. Месторождения же олово-вольфрамовой формации (Спокойнинское, Иультинское, Одинокое, Правоурмийское и др.) расположены в зонах пассивной континентальной окраины. Они распространены в Монголо-Охотском поясе и особенно широко на территории России — в Тихоокеанском поясе. Приуроченность к разным зонам обусловила хорошо известное пространственное разделение промышленных объектов названных формаций. Особенности состава субстратов отобразились в минеральном составе руд формаций: главными минералами руд месторождений молибден-вольфрамовой формации являются шеелит, гюбнерит-вольфрамит, молибденит, а вольфрам-оловянной формации – вольфрамит и касситерит.

Месторождения полиметально-вольфрамовой формации (Агылка, Восток-2, Лермонтовское и др.) и родственные месторождения полиметально-вольфрам-оловянной формации (Букука, Илинтас, Фестивальное и др.), расположенные на участках тесного смешения островодужно-океанических и континентальных образований, имеют более сложный состав и занимают в поясах переходное положение [3,13, 22]. Это касается и месторождений олово-вольфрамовой формации апоскарновой природы, образующиеся в смешанном субстрате и отличающиеся полиформационными характеристиками. На территории России такие месторождения, как правило, мелкие, но широко и в крупных промышленных скоплениях распространены в Китае (Лаочан, Сянхуалинь, Шичжуюань, Яогасян и др.) и других странах. Все перечисленное, подтверждая известный принцип Миаширо – химический состав пород соответствует физическим условиям их образования [28], что отображено в новой формационно-генетической классификации рассматриваемых месторождений (таблица).

Таблица

                      Формационно-генетическая классификация вольфрамовых месторождений

Формационые         т  и  п  ы Генетические	Молибден-вольфрамовый      (вольфрам- молибденовый)		Полиметально-вольфрамовый  и полиметально- вольфрам- оловянный		Олово-вольфрамовый (вольфрам-оловянный)		Вмещающие породы. Температура рудообразования
	Минеральные подтипы	Месторожде­ния	Минеральные подтипы	Месторожде-ния	Минеральные подтипы	Месторожде-ния
Апоскарновый (контактово- диффузионный и инфильтрационный пневмато-флюидный)	Молибденит-шеелитовый	Тырныауз	Сульфидно-шеелитовый	Агылка, Восток-2, Лермонтов ское, Скрытое	Сульфидоно-шеелит- вольфрамит- касситеритовый	Лаочан, Сянжуалинь Яогасян и др. (Китай)	Базальтоиды, кремнистые, карбонатные терригенные,              ортометамор-фиты. 800 – 200о
	Шеелитовый	Кти-Теберда
	Шеелит-молибденитовый	Мало-Ойногорское
Грейзеновый (контактово-метасоматический пневмато-флюидный)	Молибденит- гюбнерит- вольфрамитовый	Калгута, Акчатау (Казахстан)			Вольфрамито-вый	Спокойнин-ское	Гранитоиды, терригенные, метаморфиты.   450 – 250о
					Вольфрамит- касситеритвый	Одинокое, Правоурмий-ское
Гидротермальный (метасоматически-гидротермальный)	Сульфидно-шеелитовый	Урзарсай	Сульфидно-вольфрамитовый	Букука, Барун-Шивея	Касситерит- вольфрамито-вый	Иультин, Светлое, Тенкергин	Терригенные, гранитоиды, параметамор- фиты.   350 – 150о
	Сульфидно- Гюбнерит-воьфрамитовый	Бом-Горхон, Холтосон, Инкур	Сульфидно-вольфрамит- касситеритвый	Илинтас, Начальное, Фестивальное	Вольфрамит-касситеритвый	Крутой шт-к, Тигриное, Забытое
Геодинамическая позиция.     Тип и возраст рудогенерирующих гранитоидов	Зоны аккреции (преимущественно океанические и островодужные образования)  и  активизации.   Коллизионные гранитоиды РR — KZ		Зоны аккреции, активизации и пассивной континентальной окраины.   Коллизионные  и  субдукционные      гранитоиды   PZ — KZ		Зоны пассивной континентальной окраины (преимущественно терригенные отложения). Коллизионные гранитоиды   MZ — KZ		Источник руд (субстрат  корового гранитоидного очага)

Приуроченность разных рудных формаций к зонам, выполненным разными по происхождению породами, показывает, что источником рудного вещества месторождений являются образования, слагающие субстрат зон. Анализ кларков концентраций, полученных по геохимическим таблицам А.П. Виноградова (1962), К. Таркяна и К. Ведеполя (1961) и др., дает сказанному научное объяснение. Кларк концентрации молибдена в базальтах равен 1,3, в атомном соотношении – 2,5, в глубоководных глинах его значение поднимается до 25 и эти породы могут быть источником молибдена. Кларк концентрации олова в андезитах, базальтах и глубоководных глинах – 0,6, т.е. островодужные и океанические породы исключаются из его  источника. В то же время, кларк концентрации олова в терригенных породах континентального происхождения – 4,0, а атомном соотношении – 5,5, т.е. они являются благоприятным первоисточником металла. Кларки концентрации вольфрама во всех породах занимают промежуточное положение между кларками молибдена и олова. В океанических породах концентрации вольфрама больше, чем в континентальных [4, 8, 10]. Поэтому в месторождениях с молибденом он наблюдается в более высоких концентрациях, чем в месторождениях с оловом. В целом, содержания вольфрама и масштабность его запасов в рудных объектах, сформировавшихся на океаническом субстрате, больше, чем на месторождениях, образовавшихся на континентальном [13, 15]. Здесь же важно отметить, что в океанических породах вместе с молибденом отмечаются высокие содержания марганца. Кларк его концентрации в глубоководных глинах достигает 6.7, тогда как в континентальных не более 0.85. В железо-марганцовых конкрециях средние содержания вольфрама определяются в 100 г/т, самые высокие  наблюдаются в конкрециях Тихого океана – до 580 г/т [8]. Геохимия разных по происхождению пород объясняет преобладание гюбнеритовой составляющей в рудах молибден-вольфрамовой формации и отсутствие её в вольфрам-оловянной.

Изучение терригенных отложений континентальной окраины в оловоносных структурах Тихоокеанского пояса показало, что крупные месторождения олова возникали там, где структуры выполнены отложениями значительной мощности и отличаются повышенными геохимическими содержаниями олова (рис. 2), и, наоборот, там, где мощности небольшие и содержания низкие, формируются в лучшем случае рудопроявления [17]. Важно отметить, что оруденение локализуется в верхних частях разрезов терригенных толщ, а нижние многокилометровые толщи – это субстрат, из которого происходит извлечение полезного ископаемого. Изложенное показывает важность знаний об объеме источника рудного вещества, его геохимии и первичных концентраций в нем  рудных элементов.

Рудогенерирующий магматизм. Генерация месторождений вольфрама, молибдена, олова обусловлена процессом гранитообразования, который является механизмом мобилизации рассеянных в субстрате полезных компонентов, их концентрации и переноса в область рудоотложения [19, 20   и др.]. В гранитоидах отображаются важные особенности концентрации оруденения в земной коре. Для каждого металла они разные. Например, олово в магматическом процессе связывается калием [5]. При гомодромной эволюции корового очага в гранитоидах происходит его накопление, соответственно накопление и олова [9, 12]. В заключительных дериватах рудогенерирующих гранитоидов – лейкогранитах, аплитах, кварцевых порфирах и др. — наблюдается уменьшение содержаний калия и олова, которые переходят в пневмато-гидротермальные растворы и  переносятся в область отложения, где в сопровождении калиевых метасоматитов, локализуются рудные тела. Гранитоидные тела с не завершенным развитием, в которых при эволюции уменьшения калия не отмечается, не генерируют промышленными месторождения [12]. Рудные объекты молибден-вольфрамовой формации ассоциируются с калий-натровыми, а при преобладании в них молибдена и меди – с натровыми гранитоидами. Молибден в них, связывается с натрием, содержания которого в конечных дифференциатах также резко снижается [9,18]. При всех различиях месторождения формаций генерируются гранитоидами, которые прошли полную дифференциацию в коровом очаге, отмеченную накоплением рудного вещества в процессе гомодромной эволюции и уменьшением его в заключительных ультракислых

Рис. 2. Мощности осадочных комплексов в оловоносных структурах Тихоокеанского подвижного пояса на территории России.

1–10 – литология отложений; 11 – содержания олова, г/т, 12 – локализация оловорудных месторождений в разрезах осадочных комплексов: а – крупных, б – средних, в – мелких и рудопроявлений дериватах. С. Ишихара показал, что месторождения олова связываются с гранитоидами ильменитовой серии, а молибдена – преимущественно с гранитоидами магнетитовой серии [27] и др. Всестороннее изучение гранитоидов, в комплексе с уже выявленными особенностями, представляется важным средством для выявления площадей, вмещающих природные скопления скрытых полезных ископаемых, определения их формационной принадлежности и возможной масштабности оруденения.

Локальное металлогеническое районирование в предлагаемом  прогнозе нацелено на выделение разноранговых рудно-магматических систем, в которых формируются месторождения, и расчет в них металлогенического потенциала и прогнозных ресурсов [14].

Гранитизация субстрата, внедрение гранитных тел в тектонически ослабленные центры отображается в рельефе возникновением положительных морфоструктур центрального типа (МЦТ).Это объясняет локализацию в их пределах месторождений гранитофильного профиля. Другими словами, сводовые и купольные морфоструктуры являются поверхностным выражением рудно-магматических систем, а геоморфологическая конформность позволяет устанавливать границы и размеры рудных таксонов (рис. 3). В горнорудных районах скрытые рудные концентрации, доступные для промышленного освоения, проявляются на поверхности выходами рудоносных гранитоидов, метасоматическими изменениями пород, гидротермальной минерализацией, шлиховыми и геохимическими ореолами и другими прямыми и косвенными признаками. По ним выделенные своды и купола подвергаются анализу на предмет возможности и продуктивности рудогенерации. В соответствии с известной порядковой градацией локальных рудных таксонов по размерам морфоструктур [24], производится площадное ранжирование рудно-магматических систем: рудный район — n·10³ км², узел – n·10² км², поле – n·10 км². Строгое соблюдение этого порядка важно, так как, следуя закону перехода количества в качество, каждому рангу таксона должен отвечать свой металлогенический потенциал и соответствующая только ему категория прогнозных ресурсов.

Рис. 3. Строение морфоструктур центрального типа локальных рудных таксонов.

Рудные районы: I – Кавалеровский и Верхне-Уссурский (Сихотэ-Алинь), II – Депутатский (Якутия); рудные узлы: III – Певекский, IV – Пыркакайский (Чукотка); рудные поля: V – Арсеньевское и Ивановское (Кавалеровский район), VI – Тигриное (Средне-Уссурийский район, Сихотэ-Алинь). 1 — четвертичные осадки; 2 — меловые вулканогенные образования; 3-6 — осадочные отложения: 3 — меловые, 4 — юрские, 5 — триасовые, 6 — палеозойские; 7 — интрузии кислого и средне-основного состава; 8 — дайки кислого и средне-основного состава; 9 — контуры скрытых интрузий; 10 — разрывные нарушения; 11 – месторождения, рудные тела и россыпи олова; 12 – контуры положительных морфоструктур центрального типа

Сводовые и купольные МЦТ, в которых осуществляются процессы рудогенерации, в объеме представляют собой конусообразную структуру, обращенную вершиной вниз. Такая форма создается полем тяготения земли и определяется законом симметрии [26]. Проведя глобальный анализ МЦТ, В.В. Соловьев [21], Г.И. Худяков и др. [25] пришли к выводу о близости радиуса морфоструктур глубине их заложения. Глубина может корректироваться расстояниями до геофизических разделов слоев земной коры, где предполагается зарождение очагов — инициаторов гранитоидного магматизма [6]. Исходя из реальных размеров МЦТ каждого ранга,  вычисляются усредненные радиусы, глубины и объемные параметры рудно-магматических систем. Зная размеры системы, плотности и геохимические содержания рудных элементов в выполняющих ее породах, можно рассчитать металлогенический ресурс этой системы по формуле, используемой при подсчете промышленных запасов:

P =1/3πR²Нρсk,

где  Р – металлогенический или прогнозный ресурс рудно-магматической системы;   R – размер радиуса конуса,   Н — глубина его заложения;   ρ – плотность пород;   с – геохимическое содержание в них рудного элемента;   k – коэффициент продуктивности, показывающий количество металла, способного переходить в рудные тела.

Сказанное отображено в концептуальной модели положения рудно-магматических систем в земной коре (рис. 4). Выявление соподчиненности систем необходимо, так как более крупная питает расположенную внутри нее более мелкую. Системы рудных полей, находящиеся в единой иерархии с более крупными рудными структурами, являются более перспективными, нежели системы, в которых такая связь не отмечается. При этом вопросы о недостаточности объемов гранитов в рудном поле месторождений для формирования крупных месторождений отпадают сами собой.

Рис. 4. Концептуальная модель иерархической соподчиненности рудно-магматических систем в земной коре с параметрами для расчета металлогенических ресурсов рудного района, узла и поля

Р_м – металлогенический ресурс рудного района, Р₃ – прогнозный ресурс  рудного узла, Р₂ – прогнозный ресурс рудного поля; S – площади локальных таксонов (морфоструктур) разного ранга, R – усредненные радиусы морфоструктур центрального типа, принимаемые равными глубине их заложения H, ρ – плотности пород, с – геохимическое содержание элемента, k – коэффициент продуктивности

Коэффициент продуктивности определяется таким же расчетом в эталонных структурах каждого ранга рудно-магматических систем, в которых разведаны промышленные месторождения, близкие по формационной принадлежности к искомым рудным объектам. Он рассчитывается как отношение запасов металла в месторождении (месторождениях) эталонного таксона к общему количеству его в объемной структуре таксона по геохимическим данным. При исследованиях в оловорудных районах Тихоокеанского пояса [3] в рудных объектах полиметально-вольфрам-оловянной формации Кавалеровского района коэффициент определен равным 6·10^-6,  Комсомольского — 13·10^-6, Депутатского — 7·10^-6. В Комсомольском районе средние значения коэффициента, вычисленные по рудным полям с промышленными месторождениями олова силикатного типа, составили 0,19, а для полей месторождений с рудами сульфидного типа – 0,06. На Сихотэ-Алине для Восточного рудного узла, вмещающего месторождение Восток-2 полиметально-вольфрамовой формации, установлен коэффициент продуктивности 0,0059, а для рудного поля этого же месторождения — 0,15, для рудного поля месторождения Лермонтовского, принадлежащему той же формации, — 0,09 и т.д. В первом приближении для месторождений олова и вольфрама, локализованных в Тихоокеанском поясе на территории России, коэффициент может быть принят для рудно-магматических системы  района равным  n·10^-6,  узла  — n·10^-4, поля — n·10^-2. Обычная прямая корреляция между размерами рудного таксона и масштабом оруденения позволяет величину «n» в коэффициенте принять равной «n» в размере площади изучаемого таксона. Добавим к сказанному, что все разведанные месторождения рассматриваемых формаций локализованы в приповерхностных условиях. Протяженность рудных тел на глубину в слабо эродированных разведанных объектах редко достигает 1км. В этом интервале, очевидно, находятся и скрытые рудные скопления, прямые признаки которых в виде точек минерализации, шлиховых и геохимических ореолов фиксируются на поверхности. Поэтому коэффициент продуктивности несет в себе информацию о той части оруденения, которая сконцентрирована вблизи поверхности и будет пригодна для промышленного освоения.

Из-за приближенности параметров рудного района его расчетный металлогенический потенциал следует относить к категории потенциальных ресурсов. Более надежные параметры рудного узла позволяют соотнести расчетную оценку с прогнозными ресурсами категории Р₃. Расчетная оценка рудного поля по фиксированным параметрам удовлетворит требованиям прогнозных ресурсов категории Р₂. Таким образом, каждому рудному таксону дается своя категория прогноза. Следует подчеркнуть, что используемый математический аппарат позволяет каждому специалисту воспроизвести и проверить результаты расчета прогнозных ресурсов. Расчеты ресурсов рудных таксонов одного ранга в едином ключе на разных территориях дадут возможность отсортировать их по степени продуктивности и выбрать наиболее надежные для постановки детальных поисков скрытого оруденения.

Полученные результаты могут быть подкреплены современными разработками геохимической томографии, дающими возможность  выделять трехмерные аномальные геохимические объекты,  определять в них   скрытые центры рудолокализации, проводить количественные расчеты прогнозных ресурсов [1]. Для определения и подтверждения контуров рудно-магматических систем  могут быть использованы новейшие методы геофизической томографии (методы трехмерного гравиметрического моделирования), низкочастотного микросейсмического зондирования  и др. Такие исследования надо проводить в едином комплексе, сопровождать необходимым объемом бурения.

Список литературы

1.Бураго А.И., Бураго В.А. Теория и методы геохимической томографии в задачах поисковой геохимии  // Прикладная геохимия. Прогноз и поиски.   2002.   Вып. 3. С. 49-85.

2.Вольфрамовые месторождения, критерии их поисков и оценки / Ред. Ф.Р. Апельцин / — М.: Недра, 1980. 255с.

3.Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России  / Ред. А.И. Ханчук / Владивосток: Дальнаука. 2006..Кн. 1. 2. 981 с.

4.Григорьев Н.А. Средние содержания химических элементов в горных породах, слагающих верхнюю часть континентальной коры // Геохимия. 2003. № 7. С. 785-793.

5.Говоров Н.И. Геохимия рудных районов Приморья. М.: Наука. 1977. 252 с.

6.Ежов Б.В., Худяков Г.И. Морфоструктуры центрального типа и глубинные геофизические разделы // Докл. АН СССР. 1982. Т. 265. № 3. С. 1246.

7.Зоненшайн Л.П., Кузьмин. М.И, Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра. 1990. Кн. 1. 328с. Кн. 2. 334 с.

8.Иванов В.В. Экологическая геохимия элементов. Справочник – М.: Экология.  Кн. 3. 1996, Олово. С. 91-114.  Кн. 5. 1997. Молибден и вольфрам. С. 143-217.

9.Изох Э.П. Оценка рудоносности гранитоидных формаций в целях прогнозирования. — М.: Недра, 1978. 137с.

10.Левашов Г.Б., Зарубина Н.В., Волосов А.Г. Вольфрам и молибден в осадках дна Филлипинского моря //  ДАН. 1998. Т. 359. №  6. С. 814-817.

11.Минерагеническая карта России. Масштаб 1:5 000 000. – М.: МПР РФ, ВСЕГЕИ, ГЕОКАРТ, 2006.

12.Митрофанов Н.П. Значение взаимоотношений калия и олова в известково-щелочных гранитоидах для металлогении // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2006. Т. 81.   Вып. 1. С. 74-84.

13. Митрофанов Н.П. Формационно-генетические и промышленные типы вольфрамовых месторождений России // Руды и металлы. 2013. № 3. С. 5–20.
14. Митрофанов Н.П., Павловский А.Б. Локальное металлогеническое районирование – основа расчета прогнозных ресурсов // Руды и металлы. 2006. № 6. С. 47-50.
15. Митрофанов Н.П., Руднев В.В. Состояние и использование минерально-сырьевой базы вольфрама Российской Федерации // Отечественная геология. 2014. № 4. С. 3-10.
16. Павловский А.Б. Формационные и геолого-промышленные типы оловорудных месторождений // Отечественная геология. 1993. № 7. С. 41-49.
17. Павловский А.Б., Митрофанов Н.П., Бурова Т.А. Источники и рудно-формационные особенности крупных месторождений высококачественных оловянных руд // Отечественная геология.  1998.   № 4. С. 21-28.

18. Покалов В.Т. Рудно-магматические системы гидротермальных месторождений. — М.: Недра, 1992.
19. Рудные узлы России (Ред. Е.В. Плющев). С.-Петербург. 2001. 416 с.
20. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра. 1983. 699 с.
21. Соловьев В.В. Структуры центрального типа территории России по данным геолого-морфоструктурного анализа. Л.: 1987.
22. Схема металлогенического районирования территории России. Масштаб 1:5000000. — М.: МПР РФ, ИМГРЭ, ГЕОКАРТ. 2002.
23. Тектоника Северной Евразии. М.: наука. 1080. 220 с.
24. Терентьев В.М., Карпузов А.Ф., Марков К.А. и др. Региональная металлогения и ее роль в воспроизводстве минерально-сырьевой базы России // Региональная геология и металлогения. 2000. №11. С. 68-78.

25. Худяков Г.И., Кулаков А.П. и др. Морфотектонические системы центрального типа Сибири и Дальнего Востока. – М.: Наука. 1988. 216 с.
26. Шафрановский И.И., Плотников Л.М. Симметрия в природе. Л.: Недра, 1968. 144 с.
27. Ishihara S. Granitoid series and vineralizathion // Econ. Geol. 1981. № 3.
28. Miyashiro A. Chemical composition of rocks in relation to metamorphic facies — Japan. J. Geol. Geogr. Vol 38, № 2-4, 1967.[schema type=»book» name=»НАУЧНЫЕ ОСНОВЫ ПРОГНОЗА СКРЫТЫХ ГРАНИТОФИЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ » author=»Митрофанов Николай Павлович» publisher=»БАСАРАНОВИЧ ЕКАТЕРИНА» pubdate=»2017-05-31″ edition=»ЕВРАЗИЙСКИЙ СОЮЗ УЧЕНЫХ_ 30.12.2014_12(09)» ebook=»yes» ]