книги из ГПНТБ / Рудакова Ж.Н. Оловоносные граниты Юго-Западного Забайкалья

Sn

W

L i

Nb

Be

Интрузивы

№ пробы

Массив

Калиевый

Плагио­

Калиевый

Плагио­

Калиевый

Плагио­

Калиевый

Плагио­

Калиевый

Плагио­

Кварц

Биотит

Кварц

Биотит

Кварц

Биотит

полевой

Кварц

Биотит

полевой

Кварц

Биотит

полевой

полевой

полевой

клаз

клаз

клаз

клаз

клаз

шпат

шпат

шпат

шпат

шпат

296

Хилкотойский

Не опр.

Не опр.

Не опр.

3

Не опр.

Не опр.

Не опр.

10

Не опр.

130

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

297

„

110

Не опр.

—

Не опр.

2100

Не опр.

„

—

—

„

296/1

я

—

„

Не опр.

я

Не опр.

23

п

Не опр.

„

Не опр.

386

Шумиловский

220

8

.—

—

щ

2200

—

я

„

—

—

7,5

„

Средне-

401

89

Не опр.

в

—

п

1400

Не опр.

я

30

Не опр.

—

Не опр.

„

406

240

„

—

я

—

—

я

1000

„

„

„

390

—

—

—

24

„

„

„

глубин­

417

210

—

—

3

—

Не опр.

20

5200

120

100

—

20

48

8,3

43

—

ные

534/1

—

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

38

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

534

300

32

.—.

3

—

—

—

20

4600

100

30

—

—

—

—

—

37

25

25

?

735

—

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

329

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

835а

Зун-Ундурский

130

3

—

—

„

3400

30

„

я

—

—

23

14

—

„

780

—

17

—

Не опр.

Не опр.

30

30

я

Не спр.

—

—•

—

21

34

„

757

«

510

Не опр.

32

«

4800

Не опр.

Не опр.

»

Не опр.

Не опр.

•

3,7

Олово­

носные

636

Баджираевский

130

43

3

3

•—

—

—

—

800

230

72

—

20

—

—

—

14

24

24

—

636/1

Бодунгинский

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

3008

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

I le опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

646

98

„

—

1008

30

28

„

„

Гипа-

651

Шибетуйский

Не опр.

"9,8

3,8

—

—

—

—

Не опр.

30

—

—

Не опр.

—

—

—

—

10

11

—

биссаль-

664

45

10

13

3

—

—

—

—

580

30

130

—

—

—

—

—

17

—

20

—

ные

1003

Баджираевский

140

14

66

—

—

—

28О0

120

23

—

30

—

—

—

21

6,4

20

Не опр.

1008/1

Береинский

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.|

Не опр.

2021

Не опр.

30

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не онр.

743/6

36

—

„

„

—

—

„

300

—•

Не опр.

20

—

„

„

26

21

„

„

743а

я

Не опр.

—

3

Не опр.

—

—

Не опр.

—

„

—

Не опр.

—

ч

Не опр.

29

8,7

754

»

~

< з

*

3

10

•

•

3,7

6,9

4,9

Припо­

355а

Хапчерангинский шток

300

100

1000

20

900

—

30

20

10

верх­

ностные

Неолово­

Кырин­

742

56

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

1200

30

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

12

Не опр.

ского

742/1

Разные массивы

Не опр.

„

„

„

403'

Не опр.

„

12

>

носные

комп­

733

31

<3

„

—

—

„

300

40

„

„

—

—

я

*

—•

—

лекса

725в

65

—•

я

я

—

Не опр.

930

30

„

—

•—

„

„

—

7,9

848

76

<3

п

-

1300

?

•

20

я

д е р ж а н и ю

лития приближаются либо

к

минералам среднеглубин­

ных гранитов,

как, например, калиевый

полевой шпат,

либо

к ми­

н е р а л а м

приповерхностных пород, как

это установлено

д л я

био­

тита. Т а к и м

образом, постепенному

увеличению содержаний

Sn,

центраций этих элементов

ів породообразующих

минералах .

Д л я

акцессорного

L i н а б л ю д а ю т с я

обратные

соотношения: уве ­

личение

содержаний

его

в

"ипабиссальных

и

приповерхностных

Be

Nb

Li

e

I-

Sn

.1

?6

60

100

z

• I

o.

w

JO

•л

6

20

6

25

I

ч

z

. a

/

о

-

1

0

-г о

25

*

о

2

J

'Рис.

39. Средние концентрации

(в

единицах

кларков)

акцессорных

Li, Be,

Nb и

Sn в

породообразующих минералах оловоносных гранитов разных

глубин

становления.

/ — среднеглубинные граниты; / / — гипабиссальные граниты;

/ / / — приповерхностные

гранитоиды;

IV — неоловоносные

кыринские

гранитоиды;

1 — биотит; 2 — калиевый

полевой шпат;

3 — плагиоклаз; 4 — кварц

породах

сопровождается

обеднением

породообразующих

минера ­

лов данных

о б р а з о в а н и й

литием. Это

хорошо

согласуется

с з а к о ­

Логарифмически - нормальное

распределение, к а к

п о л а г а ю т

Д . А. Родионов [77] и Л . В . Е е р ш к о в с к а я [16], о т р а ж а е т

приуро­

генерации, тогда как

при

нормальном

распределении

элементы -

примеси

с о д е р ж а т с я

в м и н е р а л а х разных генераций.

Очевидно,

следует

предполагать,

что

акцессорный

L i , с о д е р ж а н и я

которого

торого

подчиняется нормальному

закону, находится

в них

не

только в породообразующих, но и в самостоятельных

минералах .

Последние,

вероятно,

имеют субмикроскопические

р а з м е р ы и

не

о б н а р у ж е н ы

при исследованиях.

П о р о д о о б р а з у ю щ и е

минералы

неоловоносных

гранитоидов

со­

д е р ж а т ,

как это

видно и з

рис.

39,

р а с с м а т р и в а е м ы е

элементы

в меньших

концентрациях,

чем минералы оловоносных

гранитов.

Рубидий,

таллий,

стронций

и барий.

О б щ е е количество

определе-

ний этих элементов

409, более

половины

из них приходятся

на

п о р о д о о б р а з у ю щ и е и

постмагматические

минералы .

Рубидий и т а л л и й

х а р а к т е р и з у ю т с я близкими кристаллохими -

ческими свойствами

друг с

другом

и с

петрогенным К,

a Sr и

Ва — с Ca. В

соответствии

с этим

они будут рассмотрены

раз ­

дельно.

Р е з у л ь т а т ы

определений

Rb и Т1 в оловоносных гранитах

За ­

б а й к а л ь я приведены

в табл .

27

и на рис. 40, из которых

следует,

Среднеглубинные

граниты

31

1

1813-10-5

5

1

15-JO"-

29

и связанные с ними:

5

1

—

—

—

15

пегматиты

46-10-3

альбититы

—

—

—

—

—

—

7

грейзены

—

—

—

—

—

—

20

Касситерито-кварцевые

14

жилы

граниты и

33

1

262-10-*

10

1 205-Ю-"

38

Гипабиссальные

связанные с ними:

14

грейзены

скарны

—

—

—

—

—

—

30

касситерито-турмали-

33

но-кварцевые и кас­

ситерит-сульфидно-

кварцевые

жилы

—

—

—

18

Приповерхностные

грани-

1

1

МО""2

тоиды и связанные с

ними:

—

—

—

—

—

—

касситерито-хлорито-

34

сульфидные

жилы

10

Неоловоносные

кыринские

гранитоиды

что среднее

содержание

Rb

в оловоносных гранитах

чуть

н и ж е

кларкового .

Средние концентрации Rb в гипабиссальных г р а н и т а х

выше, .чем в

среднеглубинных *. Д л я сравнения приведены сред­

ста, no H . E. З а л а ш к о в о й [35], и в гранитоидах

главной

интру­

зивной

ф а з ы Ш а х т а м и н с к о г о

массива

[51] в Восточном

З а б а й ­

калье .

П а л е о з о й с к и е

граниты,

как видно

из рис. 40, с о д е р ж а т

меньше Rb, чем оловоносные

граниты,

а

гранитоиды

Ш а х т а м и н ­

ского

массива по с о д е р ж а н и ю

Rb не отличаются от них.

Т а л л и й о п р е д е л я л с я т о л ь к о

в среднеглубинных и гипабиссаль ­

ных гранитах . Н а рис. 40 и в т а б л . 27 показано,

что средние со­

д е р ж а н и я Т1 в обеих

группах

гранитов

близки

к к л а р к о в о м у

и

Т а б л и ц а

27

Т1 К, Rb/TI, SrOCaO, Ва Ca и Sr Ва в оловоносных гранитах

разных

образованиях, с ними связанных

0,7

11 • Ю-з

18

1

23-10-3

0,52

—

—

—

15

44

0,5

0,4

14-10-3

10

1

22-Ю-з

—

1

26-Ю-з

10

0,9

45-10-3

5,14

—

—

—

7

10

0,5

что гипабиссальные

породы несколько

богаче Т1, чем среднеглу ­

бинные. П о сравнению

с биотитовым

гранитом З а б а й к а л ь я , по

В. В. И в а н о в у

[36],

и

с г р а н и т о и д а м и

Тайдутского

массива

в Ц е н т р а л ь н о м

З а б а й к а л ь е ,

по Н . Т. Воскресенской [18] , олово ­

носные граниты

отличаются

большими

с о д е р ж а н и я м и .

Л . В. Таусол

[90] у к а з ы в а е т на в а ж н о с т ь отношения

K/Rb дл я

выяснения генетических

особенностей

гранитоидов .

На

рис.

40

видны

вариации

отношений

K/Rb,

Т1/К

и

Rb/TÎ

в оловоносных

и

неоловоносных

гранитах

З а б а й к а л ь я .

Отноше ­

ние K/Rb в оловоносных г р а н и т а х

близко к отношению

K/Rb,

приве­

денному А. П. Виноградовым [17] для кислых

изверженных

по­

род и

отличается

от отношения

K/Rb

неоловоносных

гранитов

За ­

б а й к а л ь я . П о отношению

K/Rb

различаются

оловоносные

граниты

разных глубин: в гипабиссальных гранитах отношение K/Rb

мень-

Rb

Tt

R B / U

K/Rb

Ж Т 1 / К

-К

s

187 j-

3

J

I

177

.1

/

•'

„—ml У

-1Б7

Ш •

'IL

1

'Ж.х

723\

•/

757

-

J

-

J

33

Ч

Рис. 40. Средние концентрации

(в

единицах

кларков)

Rb

и Т1

и отношения Rb/Tl,

K/Rb

и Т1/К в

оловоносных

гранитах.

/ — среднее с о д е р ж а н и е

Rb,

Т1

и отношения Rb/Tl,

K/Rb

и T1/K

в

среднеглу­

бинных

интрузивах; / / — среднее

с о д е р ж а н и е

Rb,

Т1

и

отношения

Rb/Tl .

K/Rb и

Т1/К

в

гипабиссальных

интрузивах;

/ / / — среднее

с о д е р ж а н и е

Rb

в

приповерхностных интрузивах;

IV—

среднее

с о д е р ж а н и е

Rb

(из

63

проб)

в

оловоносных

гранитах

Забайкалья;

V — среднее

с о д е р ж а н и е

Rb

и

отно­

шение

K/Rb

в

гранитоидах

палеозойского

возраста

( С 2

. 3 )

Восточного

Забайкалья, по H . Е. Залашковой

[35];

VI

— среднее

с о д е р ж а н и е

Rb

и

отношение K/Rb в гранитах, адамеллитах и гр'анодиоритах главной ин­

трузивной п о д ф а з ы Шахтаминского массива,

по М. И. Кузьмину и д р .

[51]; VII — среднее

с о д е р ж а н и е

Rb

и

Т1

в

грейзенизированных

гранитах

оловоносного

Шумиловского

массива;

VIII

— среднее

с о д е р ж а н и е

Rh

в

пегматитовых

ж и л а х ,

связанных со

среднеглубинными

интрузивами;

IX —

среднее

с о д е р ж а н и е Т1

в биотитовых

гранитах Забайкалья, по В. В. Ива ­

нову и

д р . [36];

X — среднее

с о д е р ж а н и е Т1

и

отношение Rb/Tl и Т1/К в сие-

нито-диоритах

главной

интрузивной

фазы

Тайдутского

массива,

по

ше,

чем

в среднеглубинных

породах. Это

свидетельствует

о

бо ­

лее

интенсивном накоплении

Rb по сравнению с К в п о р о д а х

ги­

пабиссальных фаций .

Более

интенсивное накопление по сравне ­

нию

с К

н а б л ю д а е т с я

и д л я

Т1; отношение

Т!/К отчетливо

возра ­

этих элементов, тесно связанных с К, характеризуется

общей тен­

денцией 'более

интенсивного накопления по сравнению

с

К в ме­

нее глубинных

породах.

О д н а к о степень

интенсивности накопления у Т1

проявлена

сильнее, чем у Rb,

об этом свидетельствует уменьшение

отноше­

бинными. Несомненно было бы в а ж н о найти

объяснение

увеличе­

нию с о д е р ж а н и й Rb и Т1 в гипабиссальных

породах по

сравне ­

нию со среднеглубинными. Вполне вероятно

предположить сле­

дующее .

В

связи

со среднеглубинными интрузивами, к а к у ж е

неодно­

кратно у к а з ы в а л о с ь , имел место интенсивный вынос К в зоны

эк-

зоконтакта,

с о п р о в о ж д а в ш и й с я

микроклинизацией в м е щ а ю щ и х

пород

и образованием

полей пегматитовых

ж и л , сложенных

на

80% калиевым полевым шпатом . Вынос К

с о п р о в о ж д а л с я

и

вы­

носом

Rb:

пегматитовые

ж и л ы

с о д е р ж а т

в

три р а з а больше

Rb,

чем материнские граниты (см.

рис. 40). В

гипабиссальных

интру­

мелких пегматитовых жил . Вполне вероятно, что

Rb

и Т1,

тесно

с в я з а н н ы е с К в раннюю стадию автометасоматоза

в

гипабиссаль ­

ных гранитах, либо не выносились за пределы интрузивов,

либо

были вынесены в незначительной степени. Т а к и м

о б р а з о м ,

накоп ­

В.

В. И в а н о в [36], а н а л и з и р у я

распределение

Т1

в извержен ­

ных

породах

Союза

и некоторых

з а р у б е ж н ы х

стран,

пришел

к выводу, что

имеет

место повышение концентраций

Т1 от

глубин­

ных

гранитах

разной глубинности З а б а й к а л ь я

хорошо согласу­

ются

с выводом В. В. И в а н о в а .

Очевидно,

подмеченная В. В. И в а н о в ы м [36]

закономерность

нако, подтвердить это

большим количеством а н а л и з о в

о б р а з ц о в

из приповерхностных

и

эффузивных

разновидностей

комагматиче -

ских

пород.

Интересно

в

этой

связи

рассмотреть

распределение Rb в к а л и е ­

вых полевых шіпатах разных

групп интрузивов, так к а к

известно [90],

что

основная

масса

Rb

в

гранитах

приурочена

к к а л и е в ы м

поле­

вым

ш п а т а м .

В

табл . 28

представлены

с о д е р ж а н и я

К и Rb в ка­

лиевом

полевом

шпате и вычислено отношение K/Rb. Средние со­

д е р ж а н и я

Rb

в

калиевых полевых ш п а т а х разных по глубине ин­

трузивов

м а л о

отличны,

но

отношение

K/Rb

снижается

в к а л и е -

ных

полевых ш п а т а х

по

мере уменьшения глубины ф о р м и р о в а н и я

пород, т. е. в калиевых

полевых ш п а т а х

имеет

место та

ж е з а к о ­

номерность, что

и

в

гранитах

(рис. 41, а ) . Вместе

с

тем

наиболь ­

шие

концентрации

Rb у с т а н а в л и в а ю т с я

в калиевых

п о л е в ы х

шпа ­

тах из пегматитовых

ж и л .

Р а с с м о т р и м

распределение

Rb

в

м и н е р а л а х

оловоносных

по­

род.

И з

табл .

29

видно,

что

основная масса

Rb з а к л ю ч е н а

в

ка­

лиевом

полевом

шпате,

хотя

с о д е р ж а н и е его

выше

в

биотите.

С о д е р ж а н и е

К,

Rb и

K/Rb в

биотите,

п л а г и о к л а з е

и мусковите

приведено в табл . 30

и н а

рис. 41, б.

Н а и б о л ь ш е е

с о д е р ж а н и е

Rb

установлено

в

мусковите

из зоны

грейзенизации

с

р е д к о м е т а л ь н ы м

оруденением

в

пегматитовых

ж и л а х .

Здесь

концентрация

его в

30

р а з п р е в ы ш а е т

к л а р к о в у ю и

Т а б л и ц а

28:

Содержание К и Rb в калиевых полевых шпатах гранитов

и пегматитов (в вес. %)

Про­

Rb

Сред­

Интрузивы

Массив

К

Rb

(сред­

K/Rb

нее

бы

нее)

K/Rb

Средне-

296

Хилкотойский

12,66

0,036

0,045

352

295

глубинные

534

Шумиловский

12,86

0,054

238

Гипабис-

636

Баджираевский

12,45

0,036

0,064

345

227

1008

Бодунгинский

11,83

0,064

185

сальные

651

9,96

0,054

184

664

Шебетуйский

9,96

0,091

194

Приповерх­

355а

Хапчерангинский

9,59

0,054

0,054

177,

177

ностные

Пегмати­

309

Нижне-Еловское место­

12,54

0,20

0,16

62,7

69,9

товые жилы

32

рождение

9,26

0,26

77,1

Неравномернозернистый

534

Калиевый

полевой

шпат

37,8

0,06

' 0,023

лейкократовый

(Шу­

Кварц

35,8

0,006

0,001

миловский

массив,

Плагиоклаз

24,0

среднеглубинный)

Биотит

2,4

0,2

; 0,005

Мелкозернистый

пор-

636

Калиевый

полевой

шпат

37,7

0,036

0,013

фировидный

(Баджи­

Кварц

33,2

0,003 • 0,0007

раевский

шток, гипа-

Плагиоклаз

23,2

биссальный)

Биотит

5,6

0,055

0,0008

Неравномернозернистый

664

Калиевый

полевой

шпат

36,8

0,091

0,033

лейкократовый (Шебе­

Кварц

34,0

туйский

массив, гипа-

Плагиоклаз

23,4

биссальный)

Биотит

5,5

0,06

0,0033

Т а б л и ц а

30

Содержание К и Rb в биотите, мусковите

и плагиоклазе

оловоносных гранитов (в вес. % )

Массив

пробы

К 2 0

Rb

K/Rb

Биотит

Шумиловский .

417

7,0

5,81

0,2

29,05

Баджираевский

636

7,40

6,14

0,055

Ш

Шебетуйский .

664

9,92

8,23

0.05

139

Алетуйский . .

516

10,64

8,83

0,2

44

Неоловоносный массив кыринского комп-

742

8,60

7,13

0,0027

264

лекса . . . .

Плагиоклаз

Шумиловский

534

0,75

0,62

0,006

103

Баджираевский

636

1,50

1,24

0,003

413

Бодунгинский ,

651

1,00

0,83

0,006

139

Мусковит

Грейзен,

Нижне-Еловское

месторожде-

327з

10,58

8,78

0,6

14,6

ние . .

отношение K/Rb крайне м а л о (14,6). Отношение K/Rb в

биотите

и п л а г и о к л а з е из среднеглубинных гранитов меньше, чем

в

дан ­

ных м и н е р а л а х и з гипабиссальных

гранитов. Биотит

оловоносных

гранитов значительно

богаче Rb, чем из неоловоносных

гранитов.

Поведение Rb и Т1 в постмагматических

процессах

приведено

в т а б л .

31 и н а рис. 42, н а котором

отчетливо

видно, что в

грей'зе-

нах с

редкометальной

минерализацией,

связанных

со

среднеглу-

нию с материнскими г р а н и т а м и .

В касситерито - сульфидно - кварцевых

ж и л а х

Б а д ж и р а е в с к о г о и

Букукунского

оловорудных

месторождений

и

в

грейзенах

при-

з а л ь б а н д о в ы х

участков ж и л этих месторождений,

связанных

с ги-

пабиссальными интрузивами, происходит накопление Rb и

Т1 по

сравнению

с

рудоносными

гранитами . В о б р а з о в а н и я х

последних

стадий ф о р м и р о в а н и я упомянутых

месторождений, к а к это

видно

на примере кварцево - турмалиновых

ж и л Букукунского

месторож ­

дения, н а б л ю д а е т с я

рассеяние Rb

и

Т1 по

сравнению с

рудонос­

ными гранитами . Пр и этом

о б о г а щ е н и я

Rb и Т1 измененных

гра­

нитоидов

сохондийского комплекса,

в м е щ а ю щ и х

к в а р ц е в о - т у р м а -

линовые ж и л ы , не н а б л ю д а е т с я . С о д е р ж а н и я в

них Rb и Т1 (см.

рис. 42) очень близки

с о д е р ж а н и ю

этих

элементов

в неизмененных

гранитоидах сохондинского комплекса . Отношения

Rb/Tl

и в грей­

зенах и в

г и д р о т е р м а л ь н ы х

о б р а з о в а н и я х

всегда

значительно ни­

ж е , чем в

оловоносных гранитах,

что у к а з ы в а е т

на б о л ь ш у ю гео-

хи ми ч е с к ую активность (стремление

к накоплению

в

постмагма -

тическпх

процессах Т1 по сравнению с Rb.

Стронций

и барий. Стронций я в л я е т с я одним из типичных

щелоч ­

ноземельных

металлов, характерных

д л я -кислых

пород.

О д н а к о

K / R b

анализ

имеющихся

определений

Sr

в

оловоносных

интрузивах

З а б а й к а л ь я

350 \

показывает,

что

средние

с о д е р ж а н и я

его в о всех ф а ц и я х оловоносных

грани ­

тоидов

ниже

к л а р к о в ы х

концентраций .

250

Особенно

малы

с о д е р ж а н и я Sr в гипа­

биссальных

и приповерхностных

поро­

Ж

дах, где они составляют 0,3—0,2

к л а р к а ,

167

тогда ка к содержание Sr

в среднеглу­

Кларковое

бинных гранитах

п р и б л и ж а е т с я

к к л а р -

отношение

ковому — 0,8

к л а р к а

(рис. 43). Содер ­

Г00

ж а н и я

Sr в оловоносных и неоловонос ­

50

ных

кыринских

гранитоидах

очень

близки.

K/Rb

К а к

известно,

геохимия Sr

во

мно­

ш

гом определяется его связью с Ca и

поэтому

в а ж н о е

петрохимическое

зна ­

300

чение

имеет

отношение

SrO/CaO.

В

• Y

табл . 27 и на рис. 43 показано,

ка к из­

m

200

Кларковое

меняется

это

отношение

в

зависимо ­

отношение

сти

от

глубины

ф о р м и р о в а н и я

грани ­

• I

/оо

V

тов.

Д л я

сравнения

на

рис. 43

приве­

о

'/ oZF

дено

отношение

SrO/CaO

в

неолово­

носных

гранитоидах

кыринского

комп-

•

A

г

о

3

®

if лекса. Из рис. 43

следует,

что

макси ­

мальные

концентрации

Sr

х а р а к т е р н ы

д л я наиболее глубинных

оловоносных

Рис. 41. Отношение K/Rb в

пород,

они

выше

среднего

значения

породообразующих

минералах

отношения SrO/CaO в гранитах, при­

гранитов разной

глубины

ста­

водимого

В.

И.

Герасимовским

и

новления:

В. И. Л е б е д е в ы м

[19] дл я

кислых

маг ­

а

— в калиевых

полевых

шпатах;

матических

пород, а в

гипабиссальных

б — в

с л ю д а х

и

плагиоклазах;

/ — среднеглубинные

граниты;

/7 —

и

приповерхностных

о б р а з о в а н и я х —

гипабиссальные

граниты;

/ / / — при­

поверхностные

граниты;

IV — пег­

ниже .

Очень

близко

отношение

матиты, связанные со среднеглу­

SrO/CaO

в

приповерхностных

олово ­

бинными

гранитами,

V — неолово­

носные

кырннские

граниты;

/ —

носных

породах

и

в

неоловоносных

биотит;

2 — плагиоклаз; 3 — муско­

вит; 4 — калиевый

полевой

шпат

кыринских

гранитоидах .

Приведенные зависимости о снижении с о д е р ж а н и я Sr

в г и п а - -

биссальных

образованиях

по

сравнению

со

среднеглубинными

и

з а т е м вновь некоторое возрастание в приповерхностных

н а х о д я т

подтверждение

к

работе

В. В. Б у р к о в а

[13] .

В. В. Б у р к о в

на

б о л ь ш о м

количестве

а н а л и з о в

показал,

что во

всех

типах

пород

имеет

место

увеличение

содержаний

Sr от

интрузивных

пород