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

С а х а н а й е к о го массива)

или удалены

по горизонтали не более чем

на 1 км. Следовательно,

глубина становления среднеглубинных

гранитов на основании

приведенного

сопоставления не более

4—

6 км.

В тех случаях, когда применение

метода

реставрации

мощно­

стей пород кровли дл я

определения

глубины

оказывается

невоз­

м о ж н ы м , особый интерес в ы з ы в а ю т

методы

восстановления

тер­

венным образом позволяют судить

о глубине

их становления. По ­

к а з а т е л я м и

термодинамических

условий я в л я ю т с я

минеральные

ассоциации,

возникающие при

контактовом

м е т а м о р ф и з м е

вме­

щ а ю щ и х пород.

Ка к указывалось,

контактовое воздействие

гип­

абиссальных

и

приповерхностных

интрузивов

в ы р а ж а е т с я в

воз­

никновении

кварцево - серицитовых

роговиков,

часто

с о д е р ж а щ и х

арсенопирит,

пирит и др .

Р а с ш и ф р о в к а

термодинамических усло­

вий по этим

минеральным

ассоциациям

обычно не проводится .

В результате контактового

воздействия

среднеглубинных ин­

трузивов, например Зун - Ундурского штока,

образуются

андалузи -

товые роговики. П р е д с т а в л я е т с я

в о з м о ж н ы м

определить

глубину

ф о р м и р о в а н и я среднеглубинных интрузивов,

используя д и а г р а м м у

ф а з о в ы х равновесий в системе Al2 SiOs [107].

тановлена по температуре к р и с т а л л и з а ц и и акцессорного

магнетита .

Баддингтон, Фейн

и Влисидис

[38] эмпирически

нашли,

что

имеет

место зависимость

м е ж д у с о д е р ж а н и я м и

Т і 0 2

в

магнетите

и тем­

пературой его кристаллизации .

С о д е р ж а н и е Т і 0 2

в магнетите из

семи проб, отобранных в разных частях

среднеглубинных

интрузи­

вов, колеблется в

пределах 0,5—1,05%-

Такие

с о д е р ж а н и я

окиси

титана, по данным

упомянутых

авторов,

у к а з ы в а ю т на

температу­

ру к р и с т а л л и з а ц и и

магнетита около 400° С. Н а д и а г р а м м е

ф а з о в ы х

равновесий

A l 2 S i 0 5 поле

стабильности а н д а л у з и т а при температу­

ре 400° С ограничивается

м а к с и м а л ь н ы м

гидростатическим

давле ­

нием 5000

бар, что соответствует глубине

около 5 км. Эти

д а н н ы е

мирования, связанных с

ними редкометальных пегматитов, по

А. И. Гинзбургу и Г. Г.

Родионову.

зивов в условиях юго - западной

части

З а б а й к а л ь я к р а й н е

ограни­

ченны. З н а ч и т е л ь н ы е

трудности

возникают ка к

при попытках рес­

т а в р а ц и и мощностей

пород кровли, так и при попытках

использо­

вания косвенных данных, основанных на восстановлении

термоди­

намических условий. К настоящему

времени

у д а л о с ь

выполнить

л и ш ь дл я некоторых

интрузивов весьма ориентировочные подсче­

ты, х а р а к т е р и з у ю щ и е

главным

образом

минимально

в о з м о ж н у ю

границу глубины их становления и дл я

некоторых из них привес -

ти порядок глубин по аналогии с однотипными

интрузивами

других

районов.

Оценивая полученные

результаты,

м о ж н о

лишь

сказать, что они

не противоречат тем данным об интервалах

глубин

дл я

соответст­

вующих

фаций,

которые

приводятся

в р а б о т а х Ю . А. Билибина,

Ю. А. Кузнецова,

В. А. Н и к о л а е в а , Д . И. Горжевского

и В. Н . Ко -

зеренко

(табл.

37).

Т а б л и ц а

37

Абсолютные

глубины формирования

магматических

пород (в км)

Фации глубинности,

по Ю. А. Кузнецову [50]

Автор

Гипабиссаль-

Глубинные

Среднеглу­

ные, или

Приповерх­

(абиссальные)

бинные

малоглубин-

ностные

пые

Ю. А. Билибин [7]

Более 10

2—10

До 1

0--5

0,2—0,3

Н. П. Кропоткин [48]

1—3

0,5—1

Ю. А. Кузнецов [50]

То же

3 - 10

A. Баддингтон [5]

Более 9

7,5—10

0—6,5, иногда до 9

Д. И. Горжевский, В. Н. Ко-

6-8

2—6

1—2

0,5-1

зеренко [21]

Более 5

До 5

1—1,5

До 0,2—0,3

B. А. Николаев [69]

А н а л и з и р у я

табл . 37, в которой

сопоставляются

д а н н ы е

по

оценке абсолютных глубин, полученные в различных

регионах дл я

магматических образований с одинаковыми ф а ц и а л ь н ы м и

особен­

ностями, следует отметить, что она

о т р а ж а е т

крайне

недостаточ­

ную еще изученность глубин становления

интрузивов.

И з табл . 37

видно, что дл я сходных

по ф а ц и а л ь н ы м

особенностям

интрузивов,

различные авторы приводят

существенно различные

абсолютные

глубины. Вместе

с тем очевидно

и другое. Р а с х о д я с ь

(и д а ж е

зна­

чительно) в оценках абсолютных

глубин,

различные

исследователи

о к а з ы в а ю т с я единодушными в определении совокупности

ф а ц и а л ь -

ных особенностей, используемых

дл я отнесения

интрузивов

к каче­

ственно различным ф а ц и я м

глубинности. Это м о ж е т

у к а з ы в а т ь , в

частности, на определенную

инертность

ф а ц и а л ь н ы х

особенностей

к абсолютным

глубинам

формирования,

т. е. на возможность фор ­

мирования одних

и тех ж е ф а ц и а л ь н ы х признаков

в некотором ин­

тервале

глубин.

Это становится

понятным,

если

учесть,

что

фа -

вий, которые

Ю. А. Кузнецов [50] называет ф а ц и а л ь н ы м и

условия ­

ми и которые

хотя в целом

зависят от глубины, но в определенных

и н т е р в а л а х эта зависимость

будет, может быть,

достаточно с л о ж ­

ной и во всяком

случае

нелинейной.

О б с у ж д а е м ы й

вопрос

имеет в а ж н о е

значение

при металлогени -

ческом прогнозировании.

С. С. Смирнов

[87, стр. 238]

у к а з ы в а л :

(табл.

38) п о д т в е р ж д а ю т приведенные

геологические

наблюдения* .

Т а к и м образом, время формирования оловоносных

магматических

образований Верхне-Ононского района

и Д а у р с к о г о

хребта

с

боль­

шой долей достоверности определяется

как позднеюрское.

Н а и б о л ь ш и е разногласия среди

исследователей

в ы з ы в а е т

воз­

р а с т

оловоносных

интрузивов

Зачикойской

горной

страны.

П. И.

Н а л е т о в и Е.

П. Бессолицын

[67], Ив . Ф.

Григорьев, Е. И. Д о -

л о м а н о в а [28] считают

их возраст древнекиммерийским, Ю. П. Д е н ь -

гин [30] — киммерийским,

а Н . А. Флоренсов

[100] и

А. А.

Я к ж и н

[106] — герциноким . О д н а к о возраст редкометального

оруденения

последний

исследователь

считает

мезозойским.

Н . П . Костяков,

В. Н. Красильников и Ю. Л . Лисовский, проводившие

в 1965

г. ис­

с л е д о в а н и я

в среднем

течении р. Мензы,

в районе

преимуществен ­

ного

развития

редкометальных

месторождений

пегматитового

типа,

полагают,

что

редкометальные

пегматиты

генетически

свя­

з а н ы

с интрузивами

как

палеозойского

( С ) ,

так

и

мезозойского

(Т, J2 )

возраста .

Н а и б о л е е последовательно точка

зрения

о

палеозойском

воз­

расте

редкометального оруденения и з л о ж е н а в работе А. Д .

Щег ­

лова

[104].

А.

Д .

Щ е г л о в рассматривает

оловоносные

граниты

интрузивами

асакан - шумиловского — редкометальные

грейзеновые

и гидротермальные

месторождения . Рудоносные граниты Зачикой ­

ской горной

страны

этот автор считает допермскими

главным об­

носных гранитов опровергается другими фактическими

данными .

Так, по нашим наблюдениям 1960 г., подтвержденным

Е. Т. Буб ­

Д л я другого

представителя

асакан - шумиловского

комплекса,

Б а д ж и р а е в с к о г о штока, автором

в 1962 г. установлено

следующее .

К в а р ц е в ы е ж и л ы ,

генетически

связанные

со

штоком,

п р о р ы в а ю т

конгломератобрекчии и песчаники, где В.

П.

К р а с н о в ы м в 1961 г.

Т а б л и ц а 38

Абсолютный возраст оловоносных гранитов

и

пегматитов

Воз­

Автор

Анализированный

минерал,

А г 4 л

раст,

№ образца

К, %

млн.

коллекции,

лет

год

сбора

Мусковит

из пегматитовой

жилы,

Нижне-

8,76

0,0092

169

Ж. Н. Рудако­

Еловское

месторождение,

334а

8,91

0,0099

170

ва, 1959

Мусковит

из пегматитовой

жилы, р. Кал-

То же

тусная,

353а

Мусковит из пегматитовой жилы, место­

8,62

0,0111

190

„

рождение

Глиняное, 326

жилы,

среднее

5,97

0,0113

193

Ж. Н.

Рудако­

Биотит

из

пегматитовой

течение

р. Мензы,

377а

5,22

0,0124

210

ва, 1960

Биотит

из

порфиробластических пегмато­

Ж. Н.

Рудако­

идных

гранитов,

Хилкотойский

массив,

ва, 1959

297

Мусковит

из пегматитовой

жилы,

сред­

6,03

0,0087

138

Ж. Н.

Рудако­

нее течение р. Мензы, 364а

7,80

0,0105

180

ва, 1960

Биотит из пегматитовой жилы, Верхне-

То же

Еловское

месторождение,

322а

р. Кал-

5,7 7

0,0102

175

Ж. Н.

Рудако­

Биотит

из

биотитового

гранита,

тусная, 351

гранита,

Шуми-

6,12

0,0103

177

ва, 1959

Биотит

из лейкократового

Ж. Н.

Рудако­

ловский

массив, 402

4,44

0,0095

164

ва, 1950

То же, 397

То же

Рудако­

То же, 534

4,92

0,0091

174

Ж. Н.

Биотит из пегматитового шлира, Шуми-

6,24

0,0063

122

ва, 1961

То же

ловский

массив, 533

массив,

6,75

0,0070

112

Ж. Н.

Рудако­

Биотит

из гранита, Баджираевский

636

из

пегматоидного

шлира,

Бодун-

8,91

0,0099

170

ва, 1962

Биотит

То же

гинский

массив, 646

5,02

0,0103

177

Ж. Н.

Рудако­

Биотит

из

гранит-порфира, Хапчерангин-

ский

шток, 806

Харалгинский

мас­

6,47

0,0083

143

Г.

ва, 1964

Биотит

из

гранита,

И.

Пушни­

сив

из пегматита,

Халзанский

мас­

7,45

0,0085

146

ков,

1959

Мусковит

Г. Л.

Падалка,

сив

из

гранита,

Саханайский

мас­

6,75

0,0071

116

Е.

1957

Бараба-

Биотит

В.

сив

5,1

0,0075

127

шев, 196J

То же

из лейкократового

гранита,

Читан-

То же

Биотит

5,2

0,0073

127

А. Д. Канищев,

гинский

массив

порфировидного

7,42

0,0087

150

1961

Биотит

из

биотитового

То же

гранита,

низовье р. Ясытай

мас­

6,81

0,0067

119

Е. А.

Беляков,

Биотит

из

гранита,

Халзанский

сив

из гранита, Богдатский шток

3,89

0,0086

148

1961

, Биотит

Ж. Н. Рудако­

ва, 1961

ш %

ІЛ4

Ъ.

со б рана

н и ж н е ю р с к а я

флора .

П о

наблюдениям

В. П.

К р а с н о в а

в 1961

г., апофизы

Б а д ж и р а е в с к о г о

штока

п р о р ы в а ю т

н и ж н е ю р ­

ские

отложения, охарактеризованные

флорой.

Р я д

геологических

наблюдений

опровергает

т а к ж е

палеозой ­

ский

возраст даурских

гранитов, с ф о р м и р о в а в ш и х с я ,

по А. А. Щег­

лову

[104], несколько

ранее гранитов

асакан - шумиловского

комп­

лекса .

А. Д . К а н и щ е в

[42] установил,

что

граниты Я с ы т а й - Ж е р г е й с к о г о

массива

(даурский

комплекс,

по

А. Д . Щ е г л о в у )

п р о р ы в а ю т

отло­

ж е н и я «гольцовой

юры», с о д е р ж а щ и е

нижнеюрскую флору. Грани ­

ты еще

одного представителя

даурского

комплекса,

рудоносного

ток

р.

Ч и к о я ) ,

по данным

В . ' П . Краснова

[46] и н а б л ю д е н и я м

ав­

тора

в

1965

г.,

прорывают

и

метаморфизуют конгломератобрекчии

и песчаники

флористически

охарактеризованной

нижней

юры.

И з

приведенного

следует,

что оловоносные

интрузивы

восточ­

ной части Зачикойской горной страны

(верховья рек Чикоя и Чи-

кокона) не могут быть отнесены к палеозойским

и

подобно

олово­

носным магматическим о б р а з о в а н и я м

Д а у р с к о г о

хребта

и

Верхне-

Ононского района я в л я ю т с я

юрскими.

Н а и б о л е е

сложен

вопрос

о возрасте

рудоносных

интрузивов

и связанных с ними редкометальных

пегматитовых

ж и л ,

широко

распространенных в

среднем

течении

р. Мензы . Здесь отсутствуют

сколько-нибудь достоверные д а н н ы е о

возрасте осадочно - метамор -

фических пород. Это затрудняет и

расчленение

магматических

пород.

Н . П. Костяков, В. М. Красильников

и Ю. Л . Лисовский,

про­

водившие здесь исследования

в 1965

г.,

считают,

что

пегматиты

зивами гранитов триасового и юрского

возраста . П о

н а б л ю д е н и я м

этих исследователей редкометальные пегматиты разного

возраста

(от к а р б о н а

до юры)

не отличаются ни

составом, ни

строением,

ни

х а р а к т е р о м

связанной

с ними минерализации .

Основанием д л я возрастного разделения пегматитов

я в л я ю т с я

пространственная ассоциация их с соответствующими

гранитоида -

ми и результаты определений абсолютного возраста,

в

большин ­

стве случаев единичные. Представляется, что

д л я

правильного

решения

вопроса

о возрастных

соотношениях р е д к о м е т а л ь н ы х пег­

матитов этого недостаточно. Тем более, что и

эти

д а н н ы е учиты­

ваются

упомянутыми

авторами

весьма

субъективно.

Н а п р и м е р ,

пегматитовые ж и л ы Нижне - Еловского месторождения

отнесены

к

каменноугольному возрасту. Но, по данным этих ж е

исследовате­

лей, б л и ж а й ш и е

выходы гранитов карбонового

возраста

зафикси ­

рованы

в 4—6 км

от

месторождения, а

в 1 км ю ж н е е

месторожде ­

л ю т н о го возраста 272 млн.

лет одного о б р а з ц а

из

коллекции

А. Д . Щ е г л о в а [104]. В то

ж е время

Н . П. Костяков,

В. М. Кра -

сильников и Ю. Л . Лисовский не учли полученное ими

определение

абсолютного возраста 182 млн. лет из

пегматитовых

ж и л , з а л е г а ю ­

ноугольным. А

это

определение свидетельствует

о мезозойском

(юрском)

возрасте

пегматитов.

Несомненно,

что

д л я обоснования

возраста

р е д к о м е т а л ь н ы х

пегматитов

среднего течения

р. Мензы, к р о м е

принятых

упомяну­

тыми исследователями пространственной ассоциации и

определе ­

ний абсолютного возраста, д о л ж н ы быть

выявлены

критерии, ука­

з ы в а ю щ и е

на

генетическую

связь

р е д к о м е т а л ь н ы х

пегматитов

с рудоносными

массивами .

Д а н н ы е , п о д т в е р ж д а ю щ и е

генетичес­

кую связь

редкометальных

пегматитовых

ж и л

только

с

гранита ­

него течения р. Мензы

в

1959—1960

гг.

Н а п о м н и м , что юрский возраст наиболее молодых

магматиче ­

ских пород в среднем течении р. Мензы принят на основании

боль­

шего

сходства

их

с гранитами

Зачикойской

горной страны, проры­

в а ю щ и м и флористически

о х а р а к т е р и з о в а н н ы е

отложения

нижней

юры.

В а ж н е й ш и м и

у к а з а н и я м и

на

генетическую

связь

редкоме ­

тальных

пегматитов

с

юрскими

л е й к о к р а т о в ы м и

пегматоидными

гранитами я в л я ю т с я следующие .

1. Структурно-геологические

критерии:

а)

близость

возраста

л е й к о к р а т о в ы х пегматоидных гранитов

и

пегматитовых

ж и л

по

геологическим

данным

(пегматитовые

ж и л ы , так

ж е к а к

и

пегма­

тоидные

граниты,

прорывают все

осадочно - метаморфические

и

из­

в е р ж е н н ы е породы

р а й о н а ) .

Д а н н ы е

определений

абсолютного

возраста гранитов и пегматитов близки и

п о д т в е р ж д а ю т

геологи­

ческие

наблюдения

(см. табл . 38); б)

пегматоидные граниты

в

от­

личие

от

более

древних

гранитоидов

изобилуют

пегматоидными

ш л и р а м и

и м а л о м о щ н ы м и

пегматитовыми

ж и л а м и , связанными

в з а и м о п е р е х о д а м и с

ними.

2. Минералого - петрографические критерии: а)

п р и н а д л е ж н о с т ь

калиевого полевого шпата, с л а г а ю щ е г о пегматитовые

ж и л ы ,

пег­

матоидные ш л и р ы и граниты, к единому

структурно-оптическому

типу,

что

в о з м о ж н о ,

по

у т в е р ж д е н и ю

А. С.

М а р ф у н и н а [60],

л и ш ь

в генетически связанных образованиях; б)

характер

минерализа ­

ции

пегматитовых ж и л ,

з а л е г а ю щ и х

в эндоконтактовой

зоне

масси­

вов,

аналогичен

особенностям

м и н е р а л и з а ц и и

пегматитовых

ж и л ,

н а х о д я щ и х с я за

пределами

интрузивов;

в)

сходный состав

акцес­

ненных

пегматитовых

ж и л , я в л я ю щ и х с я

р е д к о м е т а л ь н ы м и место­

р о ж д е н и я м и и рудопроявлениями .

3.

Геохимические

критерии:

п о р о д о о б р а з у ю щ и е м и н е р а л ы

гра­

нитов,

главным о б р а з о м биотит,

с о д е р ж а т

р я д элементов - примесей

(Sn, Nb,

F, В и д р . ) ,

которые фиксируются в соответствующих

ми-

2. Оловоносные породы

по минеральному

составу я в л я ю т с я

н о р м а л ь н ы м и и лейкократовыми гранитами,

гранит - порфирами

и

к в а р ц е в ы м и п о р ф и р а м и , а

по химическому составу относятся к

пе­

родам . Средний

состав оловоносных

гранитов З а б а й к а л ь я

близок

к среднему оловоносному граниту мира

(по

С. Д .

П о п о в у ) .

3. С о д е р ж а щ и е с я в оловоносных

гранитах

в отличие от

неоло­

воносных пород

З а б а й к а л ь я касситерит,

флюорит

и акцессорный

4. В е д у щ и м и акцессорными э л е м е н т а м и в оловоносных

грани­

тах

З а б а й к а л ь я

я в л я ю т с я F,

В, Р,

Sn,

W,

L i , Nb,

Be,

Rb,

T l ,

Sr,

Ba,

Y, Yb, Zr,

V,

Cu, Ga и

Pb.

П р и

этом б о л ь ш а я

часть акцессор ­

ных

элементов

в

постмагматических

о б р а з о в а н и я х

(Sn,

W,

L i ,

Be,.

Pb,

Cu, F и В)

содержится

в

материнских

породах

в количествах,

п р е в ы ш а ю щ и х

к л а р к о в ы е

д л я кислых

и з в е р ж е н н ы х

пород

(по

А. П. В и н о г р а д о в у ) ,

что свидетельствует

о

металлогенической

спе­

циализации р а с с м а т р и в а е м ы х

гранитов.

5. Оловоносные

граниты

р а з л и ч а ю т с я

по глубине

формирова ­

поверхностные

интрузивные

о б р а з о в а н и я и э ф ф у з и в ы .

Р а з л и ч и я

групп оловоносных пород по глубинности установлены

на

основа­

нии сопоставления

совокупности

петрологических,

минералогичес ­

ких и геохимических признаков и в к р а т ц е сводятся

к следующему .

Интрузивы

средних глубин

становления — крупные

пологопо-

г р у ж а ю щ и е с я

тела,

о б н а ж а ю щ и е с я

на

п л о щ а д и в

несколько

сот

к в а д р а т н ы х километров и сложенные

с л а б о п о р ф и р о в и д н ы м и и

р а в -

номернозернистыми гранитами . Гипабиссальные интрузивы —

это

штоки порфировидных гранитов и гранит - порфиров,

и м е ю щ и е

раз ­

меры в несколько десятков

к в а д р а т н ы х

километров,

с

крутыми,

некков, п л о щ а д ь которых

не превышает

2,5 к м 2 .

Эндоконтактовые изменения среднеглубинных

интрузивов выра ­

ж а ю т с я в образовании

мелкозернистых

порфировидных гранитов,

р е ж е гранит - порфиров

и

гибридных

пород.

В гипабиссальных

Э к з о к о н г а к т о в ы е изменения в м е щ а ю щ и х

пород в

связи

со сред# -

неглубинными интрузивами проявляются в

о б р а з о в

а н и и

ш и р о к о г о

верхностных — лишь

ороговикованы .

Со среднеглубинными

интрузивами

связаны

многочисленные

д а й к и аплитовых гранитов и поля мощных пегматитовых

ж и л .

В

связи

с гипабиссальными

штоками

установлены

немногочисленные

д а й к и гранит - порфиров и фельзит - порфиров и очень

редко

мало ­

мощные пегматитовые ж и л ы . Приповерхностные

штоки

редко

со­

п р о в о ж д а ю т с я единичными д а й к а м и .

С

приповерхностными

телами

генетически

с в я з а н ы

э ф ф у з и в ы .

Д л я

гипабиссальных

интрузивов установлена тесная пространст­

венная и

временная

связь с э ф ф у з и в а м и ;

со

среднеглубинными

м а с с и в а м и

э ф ф у з и в ы

не

ассоциируют.

Среднеглубинные

интрузивы залегают

в

породах

палеозойского

возраста, а гипабиссальные и приповерхностные

п р о р ы в а ю т мезо­

зойские породы.

П е т р о г р а ф и ч е с к и е

исследования п о к а з а л и

постепенное

возрас ­

ных представителей оловоносных

интрузивов к э ф ф у з и в а м .

К а л и е ­

вый полевой шпат интрузивов всех глубин характеризуется

близ­

кой степенью триклинности, но в наиболее глубинных

гранитах на­

блюдается более упорядоченный

калиевый

полевой

шпат,

в

гипа­

б и с с а л ь н ы х — промежуточный и слабоупорядоченный,

в приповерх­

н о с т н ы х — слабоупорядоченный

и неупорядоченный,

а

в

э ф ф у з и ­

вах — существенно неупорядоченный. Так

ж е постепенно

с

умень­

рядоченности и в п л а г и о к л а з а х ,

при

этом

в

их

составе

возрастает

с о д е р ж а н и е

альбитовой

фазы .

Такие

ж е

изменения

(увеличение

альбитовой

ф а з ы ) происходят и в составе

калиевых

полевых

шпа­

тов в гипабиссальных и приповерхностных

интрузивах.

Установ­

лено, что акцессорные минералы

группы ж е л е з а

в

среднеглубинных

гранитах

представлены

преимущественно

окислами,

а

в

гипабис­

с а л ь н ы х — с у л ь ф и д а м и .

В гипабиссальных

и

приповерхностных

г р а н и т а х акцессорный циркон относится к

цирконовому

и

в мень­

шей степени

к гиацинтовому типу,

тогда

к а к

в

среднеглубинных.

п р е о б л а д а е т

гиацинтовый тип циркона. Изменяется

т а к ж е

и облик

к р и с т а л л о в

ксенотима. Н а б л ю д а е т с я

постепенное

возрастание

ко-f.

эффициента окисленное™ (по Ниггли) в

породах

с у м е н ь ш е н и е м "

глубины

их

о б р а з о в а н и я

с м а к с и м а л ь н ы м

его значением в эффу ­

зивах . Среднеглубинные граниты, кроме того, обогащены

М п

и Ті

по сравнению с остальными группами

гранитов,

а

гипабиссальные