CC BY
47
условиях: Тез. докл. IV Всесоюз. совещ., г. Ужгород, октябрь 1988 г. - Т. 2. -М.: ИМГРЭ, 1988. - С. 58-59.
5. Кучеренко И.В., Орехов Н.П. Золото, серебро, ртуть в золотоносных апогнейсовых и апосланцевых околорудных метасома-тических ореолах березитовой формации // Известия Томского политехнического университета. - 2000. - Т. 303. - № 1. -С. 161-169.
6. Кучеренко И.В. Околорудный метасоматизм как критерий генетической однородности мезотермальных золотых месторождений, образованных в черносланцевом и несланцевом субстрате // Известия Томского политехнического университета. - 2005. - Т. 308. - № 1. - С. 9-15.
7. Кучеренко И.В. Сингенез околорудных метасоматических и геохимических ореолов в мезотермальных месторождениях золота // Известия Томского политехнического университета. -2005. - Т. 308. - № 3. - С. 22-28.
8. Кучеренко И.В. Геохимические аномалии благородных металлов как составная часть околорудных метасоматических ореолов в мезотермальных месторождениях золота // Известия Томского политехнического университета. - 2005. - Т. 308. -№ 4. - С. 25-32.
9. Кучеренко И.В. Минералого-петрохимические и геохимические черты гидротермального метасоматизма в метаморфических толщах черных сланцев // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Матер. Всеросс. петрографич. конф., г. Томск, 24-26 ноября 2005 г. - Томск: ЦНТИ, 2005. -С. 263-267.
10. Кучеренко И.В. Минералого-петрохимические и геохимические черты околорудного метасоматизма в Западном золоторудном месторождении (Северное Забайкалье) // Известия Томского политехнического университета. - 2005. - Т. 308. -№ 5. - С. 32-40.
11. Кучеренко И.В. К проблеме идентификации минеральных ассоциаций регионального метаморфизма и околорудного метасоматизма в мезотермальных месторождениях золота // Известия Томского политехнического университета. - 2005. -Т. 308. - № 6. - С. 44-52.
Проблема вещественного выражения аномальных геохимических полей - одна из важнейших в прикладной геохимии, поскольку только выявление состава и взаимоотношений минеральных комплексов позволяет нам объективно интерпретировать строение геохимического поля как интегральной составляющей дли-
12. Ляхов Ю.В., Попивняк И.В. О физико-химических условиях развития золотого оруденения Северной Бурятии // Известия АН СССР. Сер. геологич. - 1977. - № 6.- С. 9-18.
13. Булгатов А.Н. Байкалиды и ранние каледониды Средне-Ви-тимской горной страны // Геология и геофизика. - 1974. -№ 10. - С. 50-57.
14. Арсентьев В.П., Митрофанов Г.Л., Мордовская Т.В. Саяно-Байкальский складчатый пояс // Докембрий континентов. Складчатые области и молодые платформы Восточной Европы и Азии. - Новосибирск: Наука, 1978. - С. 65-110.
15. Алтухов Е.Н. Докембрийская тектоника и металлогеническая зональность Центральной Азии. - М.: Недра, 1980. - 224 с.
16. Неймарк Л.А., Рыцк Е.Ю., Ризванова Н.Г. Герцинский возраст и докембрийский коровый протолит баргузинских гранитои-дов Ангаро-Витимского батолита: U-Pb и Sm-Nd изотопные свидетельства // Доклады РАН. - 1993. -Т. 331. - № 6. -С. 726-729.
17. Будников С.В., Коваленко В.И., Антипин В.С. и др. Новые данные о возрасте гранитоидов витимканского комплекса (Ан-гаро-Витимский батолит) // Доклады РАН. - 1997. - Т. 353. -№ 3. - С. 375-378.
18. Будников С.В., Коваленко В.И., Ярмолюк В.В. и др. Новые данные о возрасте баргузинского гранитоидного комплекса Ангаро-Витимского батолита //Доклады РАН. - 1995. - Т. 344.
- № 3. - С. 377-380.
19. Кучеренко И.В. Минералого-петрохимические и геохимические черты околорудного метасоматизма в жильных породах золотопродуцирующих флюидно-магматических комплексов // Известия Томского политехнического университета. - 2006.
- Т. 309. - № 1. - С. 24-32.
20. Нарсеев В.А., Яновский В.М. Геохимия золота: от В.И. Вернадского до наших дней // Советская геология. - 1988. - № 5. -С. 13-17.
21. Кучеренко И.В. О фосфор-магний-титановой специализации золотоносных березитов // Доклады АН СССР. - 1987. - Т. 293.
- № 2. - С. 444-447.
тельной истории развития геологических объектов. Особой тщательности решение этого вопроса требует в случае полихронного развития процессов концентрации и перераспределения вещества, в которых золотое оруденение может быть связано с различными эпизодами гидротермальной деятельности.
УДК 553.311
АНОМАЛЬНЫЕ ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПОЛЯ ЗОН СУЛЬФИДНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ МАЙСКО-ЛЕБЕДСКОГО ЗОЛОТОРУДНОГО УЗЛА
В.Г. Ворошилов, В.Н. Санин*, Т.В. Тимкин
Томский политехнический университет E-mail: [email protected] *ООО «Тэтис-технолоджи», г. Новокузнецк
Исследованы состав и зональность метасоматитов и руд золоторудного узла на стыке структур Горного Алтая, Западного Саяна и Горной Шории. Показан полихронный характер формирования аномального геохимического поля, определены минералого-геохимические параметры различных фаций метасоматитов и руд, что позволяет прогнозировать вещественное наполнение аномальных структур геохимических полей в пределах рудного узла.
Изучение аномальных геохимических полей проведено в комплексе с детальным минералогическим картированием метасоматитов и руд, с использованием петрографических, электронно-микроскопических и микрозондовых исследований. Геометризация выявленных аномальных структур геохимического поля выполнена в соответствии с методикой, опубликованной нами ранее [1].
Майско-Лебедской золоторудный узел приурочен к области сочленения салаирско-каледонских и каледонско-герцинских структур Горной Шории, Западного Саяна и Горного Алтая, что обусловило длительную историю его формирования с неоднократными импульсами тектоно-магматической активности и гидротермальной деятельности [2].
В венд-нижнекембрийское время рассматриваемый район входил в состав Алтае-Кузнецко-За-падносаянского вулкано-плутонического пояса и на его территории, в условиях вначале примитивной, а затем зрелой островной дуги, сформировалась толща вулканитов среднего-основного состава, дифференциатов толеитового базальтового расплава, с редкими прослоями известняков и песчаников (садринская свита). В пределах рудного узла эти отложения заполняют Каурчакскую палеокаль-деру, где их мощность достигает 1000...1200 м. Последовательная дифференциация базальтового расплава привела в итоге к экстракции из него сульфидной жидкости, в результате чего в описываемых вулканитах повсеместно проявлена сингене-тичная вкрапленность сульфидов, с которыми мы связываем общее обогащение пород золотом на уровне нескольких кларков концентрации.
В среднем-верхнем кембрии островодужный режим сменился коллизионным, результатом чего явились региональный зеленосланцевый метаморфизм и последующее формирование гранитоидов садринского комплекса (верхний кембрий-нижний ордовик). Их становление путем магматического замещения обусловило привнос эндогенных и перераспределение рассеянных в вулканитах металлов с образованием многоярусных рудно-мета-соматических систем с месторождениями комплексного состава ^е, Си, Мо, Аи) [3].
С девона по палеоген регион развивался в платформенном режиме. Вспышки тектоно-магматиче-ской активности связываются в этот период с внутри-плитным рифтогенезом. Наиболее мощная активизация, которая произошла в девоне, привела к формированию контрастной базальт-риолитовой формации вулканитов и комагматичных им небольших массивов, штоков и даек габброидов, монцодиори-тов, сиенит-порфиров, граносиенитов, щелочных гранитов. С этими интрузиями связано золото-серебряное оруденение в пропилитизированных и бере-зитизированных вулканитах девонского возраста. Несомненно, что внедрение многочисленных тел этого комплекса в породы садринской свиты должно было привести и к заметному перераспределению гидротермальной минерализации каледонского цикла.
С платформенным этапом развития связано также формирование мощных кор выветривания, от которых в районе сохранились небольшие фрагменты.
Зональность руд и метасоматитов Майского золо-то-магнетит-скарнового месторождения детально описана в литературе [4], поэтому остановимся подробнее на характеристике прожилково-вкраплен-ной золото-сульфидной минерализации, сменяющей вверх по вертикали золото-скарновое и медно-золо-то-порфировое оруденение и широко распространенной в виде крутопадающих субмеридиональных зон в пределах Каурчакской палеокальдеры. Минера-лого-геохимическую зональность этих зон рассмотрим на примере участка Семеновского (рис. 1).
Рис 1. Схематическая геологическая карта Семеновского участка: 1) венд-нижнекембрийские отложения: базальты, известняки, сланцы; 2) вулканогенные отложения садринской свиты; 3) терригенная толща нижнего-среднего девона; 4) средне-верхнедевонские вулканиты среднего-кислого состава; 5) вторичные кварциты; 6) рыхлые образования, относимые к коре выветривания; 7) золотоносное тело в основании «коры выветривания»; 8) основныезолото-сульфид-ные зоны; 9) аллювиальные россыпи золота; 10) Та-лонский надвиг; 11) разрывные нарушения; 12) линия скважин 38-8-9-10
Значительная часть площади участка закрыта рыхлыми образованиями мощностью 20...30 м, относимыми к коре выветривания. Переслаивание глинистых, песчано-глинистых, обломочно-глини-
стых прослоев свидетельствует, по мнению большинства исследователей, о перемещенном характере коры [3]. Есть, однако, ряд фактов, трудно объяснимых с этой точки зрения. Основание коры выветривания представляет собой почти ровную тарелкообразную поверхность без признаков наличия палеодолины и совершенно непонятно, как в этих условиях могла сформироваться линейно вытянутая россыпь протяженностью около 600 м при ширине около 20 м и с содержаниями золота до 200 г/м3. Настораживает также наличие неокислен-ных сульфидов (пирит, халькопирит) и игольчатых кристаллов турмалина в основании коры выветривания. С перемещенным характером коры плохо согласуется и наличие типоморфных для золото-серебряного оруденения геохимических ассоциаций, которые в случае размыва и перемещения пород должны были разрушиться и трансформироваться.
Указанные несоответствия снимаются, если принять предлагаемую нами гипотезу: описываемые рыхлые образования представляют собой фрагмент выветрелой с поверхности субгоризонтальной зоны аргиллизации, сформировавшейся по зоне надвига. В пользу этого свидетельствуют: наличие в основании коры выветривания полуокатанных обломков пород, сцементированных структурным эллювием того же состава (тектоническая брекчия) и состав обломков в верхней части рыхлых отложений (известняки, окварцованные известняки, кварциты), соответствующий составу пород в зоне Талонского надвига, расположенного в 200...300 м севернее описываемого участка. Чередующиеся в разрезе рыхлых отложений глинистые прослои могут в этом случае рассматриваться как первоначально тектоногенные образования, подвергшиеся впоследствии аргиллизации и, частично, выветриванию. Находит объяснение и послойный характер распределения типоморфных геохимических ассоциаций. Линейно вытянутое золотоносное тело в основании «коры выветривания» в рамках предлагаемой гипотезы интерпретируется как подэкранная залежь, связанная с подпружива-нием плоскостью надвига крутопадающих золотоносных структур. Принятие предлагаемой концепции вносит также дополнительный элемент определенности в процесс геометризации выявленных в процессе поискового бурения золотоносных зон.
Вулканогенные образования садринской свиты представлены на участке толщей чередующихся лав, туфов андезитов и туфопесчаников, подвергшихся средне-низкотемпературной пропилитиза-ции актинолит-хлоритовой и эпидот-хлоритовой ступеней. Концентрация в породах актинолита, эпидота, хлорита устойчиво коррелируется с повышенными концентрациями Сг, М, V, что позволяет считать аномалии этих элементов индикаторами процесса пропилитизации. Основным концентратором Сг, №, V служит вкрапленный пирит, количество которого в зонах пропилитизации значительно возрастает.
Метасоматоз кислотной стадии сопровождается формированием достаточно локально проявленных кварцево-серицитовых и серицитовых метасо-матитов. Во внешней зоне они сопровождаются карбонатизацией и хлоритизацией, что позволяет отнести данные образования к березитовой формации. По отношению к пропилитам березиты занимают секущее положение и приурочены к крутопадающим зонам проницаемости (рис. 2).
1ЖИ5 ШЗб 1в]в
Рис. 2. Распределение фаций березитов в разрезе по линии скважин 38-8-9-10: 1) выветрелые аргиллизирован-ные породы; 2) обломочно-гидрослюдистый структурный эллювий; 3) пропилитизированные вулканиты; 4)девонские микродиориты, предполагаемые по геофизическим данным; зоны березитов: 5) внутренняя кварцево-серицитовая; 6) внешняя карбонатно-хло-ритовая; 7) участки развития типоморфных для золотого оруденения геохимических ассоциаций в рыхлых породах; 8) подэкранная золотоносная залежь
Сопряженная жильная минерализация проявлена во внутренних зонах березитов вкрапленностью сульфидов и прожилками кварца, серицита, карбоната с сульфидной минерализацией и золотом. Рудный комплекс минералов представлен пиритом, ар-сенопиритом, галенитом, сфалеритом, халькопиритом, тетраэдритом, золотом, теллуридами висмута и сульфосолями. Объем сульфидной вкрапленности может достигать десятков %, поэтому зоны березитов фиксируются высококонтрастными аномалиями РЬ, Zn, Аз, Си, Д;, В1, Аи. Отмечается некоторая
пространственная разобщенность ассоциаций РЬ-Zn-As-Cu-Au и Си-А§-В1-Аи. В сравнении с пропи-литами, пирит из зон березитизации обогащен Со, значительно обеднен Сг, N1, V и характеризуется более высоким отношением кларков концентрации №/Сг (от 2 до 5 на фоне 0,1...1,0 в пропилитах).
Этап девонской активизации сопровождался формированием аргиллизитов и золотоносной залежи в зоне надвига, дальнейшим перераспределением золота и элементов-спутников, перекристаллизацией сульфидов в зонах березитизации. В высокопроницаемых породах надвига в это время, очевидно, сформировалась пародоминирующая гидротермальная система, отделенная от нижележащих пород границей пар-жидкость, на которой, вследствие вскипания гидротермальных растворов происходило отложение рудной минерализации. Внутри паровой системы, на фоне резкого возрастания кислотности среды, осуществлялся метасоматоз аргилли-зитового типа. Подобный сценарий обычен для современных гидротермальных систем Камчатки и подробно описан в литературе [5]. Дополнительным благоприятным для оруденения фактором было наличие экранирующих глинистых горизонтов в составе надвиговой пластины. Подток горячих растворов происходил вдоль крутопадающих проницаемых зон, в том числе, представленных сульфидизи-рованными березитами. Воздействием этих процессов, очевидно, и объясняется резкая изменчивость типоморфных свойств пирита в пределах единых золотоносных зон. Нами установлено, что доля кристаллов пирита с электронным типом проводимости составляет 0.30 % в зонах преобладания парагенезиса РЬ^п^-Си-Аи, а на участках развития ассоциации Си-А§-В1-Аи возрастает до 70.100 % (рис. 3). Здесь же исчезают кристаллы пирита 1-го морфологического типа (чистые кубы) и появляются сложные кристаллы куб-пентагондодекаэдриче-ского и пентагон-октаэдрического габитусов. Их особенностью является развитие на всех кристаллах грани октаэдра, не встречающейся в участках преобладания свинцово-цинковой минерализации.
Столь резкие отличия типоморфных свойств пирита в пределах единых березитовых тел отражают существенно разные условия минералообразо-вания двух ассоциаций и не могут быть объяснены зональностью отложения. Очевидно, речь идет о разновременных парагенезисах. Учитывая пространственную разобщенность этих ассоциаций на Майском месторождении и теллуридно-висмуто-вую специализацию девонских золото-серебряных проявлений, можно заключить, что медно-теллу-ридно-висмутовая золото-серебряная минерализация Семеновского участка связана с девонской тектоно-магматической активизацией региона. Исследование рудной минерализации оптическими методами, а также на сканирующем электронном микроскопе и на микроанализаторе подтверждают этот вывод. В составе теллуридно-висмуто-вой минерализации нами установлены теллуровис-
мутит, цумоит, тетрадимит, бенжаминит (цумоит и бенжаминит впервые для рудного узла), которые пространственно дистанцируются от галенит-сфа-леритового парагенезиса.
90 95 100 105 110 115м
ЕИН № ВЗз
Рис. 3. Пространственные взаимоотношения золотоносных геохимических ассоциаций и типоморфных свойств пирита (скв. 8, участок Семеновский): 1) туфы андезитов; 2) сульфидизированные березиты; 3) графики: а) интенсивность развития ассоциации РЬ-1п-Аз-Си-Аи (в условных единицах); Ь) то же для ассоциации Си-Ад-В-Аи; с) встречаемость пиритов с электронным типом проводимости (в %); 6) встречаемость кристаллов пирита с гранью октаэдра (в %)
Аномальная структура геохимического поля в плоскости рассматриваемого разреза представляет собой интегральный результат всех вышеописанных процессов. Для ее выявления и геометризации нами было использовано несколько методов. Общая структура аномального геохимического поля оценивалась с помощью факторного анализа. Этим методом выявлено три основных геохимических ассоциации, отражающих главные процессы перераспределения вещества (рис. 4).
Наибольший вклад в общую дисперсию дает фактор 1 (Ли, РЬ, Си, Zn, А§, Со, В1, As), отражающий интенсивность рудообразующего процесса. Аномальными значениями фактора характеризуются крутопадающие зоны сульфидизированных березитов. Внешней карбонатной зоне березитов свойственны также повышенные концентрации Sг и Мп. Фактор 2 (Ва, Zг, И) объединяет элементы, накапливающиеся в выветрелых аргиллизирован-ных породах. Его максимальные значения характерны для рыхлых отложений, а также фиксируют крутопадающую структуру, связанную с подэкран-ной залежью, что может свидетельствовать о проникновении аргиллизации на некоторую глубину вдоль крутопадающих зон. Фактор 3 (Сг, N1), который параллелизуется с процессом пропилитиза-ции, характеризуется максимальными значениями по периферии аномальной структуры, где интенсивность березитизации снижается. Таким образом, в пропилитах внутренней (ядерной) зоны аномальной структуры геохимического поля пирит значительно перекристаллизован под воздействием кислотного метасоматоза и потерял часть Сг и N1. Это следует учитывать при геометризации мета-соматических зон по геохимическим данным.
ЗЮЗ
зателеи в плоскости описываемого разреза показывает, что скважинами вскрыты две кулисообразно расположенных гидротермально-метасоматиче-ских зоны, из которых верхняя имеет выход на поверхность, а нижняя, по-существу, является слепоИ (рис. 5).
Рис. 4. Структура аномального геохимического поля в плоскости разреза по линии скважин 38-8-9-10 по данным факторного анализа: геохимические ассоциации: 1) Ва, 1г, Т/; 2) Сг, N 3) Аи, РЬ, Си, 1п, Ад, Со, В/, АБ
Дополнительную информацию о зональности аномального геохимического поля дают коэффициенты относительной концентрации (ОК) родственных элементов, нормированные по недифференцированным хондритам [6]. Их значения закономерно меняются в процессе эволюции магматических и гидротермально-метасоматических систем различного ранга. Использованы коэффициенты ОК Со:№, ОК РЬ^п, ОК А§:Аи. Хром, кобальт и никель в целом выносятся в процессе кислотного выщелачивания, переотлагаясь затем в стадию сопряженной пиритизации в зонах берези-тов. Отношение Со:№ при этом существенно возрастает, поэтому максимальными значениями ОК Со:№ фиксируются внутренние зоны березитов, а для внешних зон характерны повышенные значения отношения №:Сг. Свинец и цинк являются ведущими элементами-спутниками золоторудной минерализации, поэтому отношение РЬ^п закономерно возрастает в процессе движения и эволюции потока золотоносных флюидов. Максимальные значения ОК РЬ^п характерны, соответственно, для верхнерудных и надрудных частей первичных ореолов. Максимальные значения ОК А§:Аи фиксируются обычно в зальбандах и на выклинивании золоторудных тел, а в масштабах месторождений -по их периферии. Геометризация названных пока-
Рис. 5. Участки максимальных значений коэффициентов относительной концентрации элементов в плоскости разреза по линии скважин 38-8-9-10: 1) Co:N/; 2) Ад:Аи; 3) РЬ:1п
Наличие двух кулисообразно расположенных золотоносных зон, круто падающих в западном направлении, подтверждается также геометризацией значений индексов центробежности, методика расчета которых обсуждалась нами ранее [1].
Выявленные закономерности соотношений геохимической и минералогической зональности могут использоваться для идентификации зон ме-тасоматических изменений в условиях зоны гипер-генеза. На рис. 6 показан результат подобной расшифровки по канаве 171, пройденной на одном из участков рудного узла. По наличию ассоциации Сг, Со, N1 во вскрытых канавой выветрелых породах выявлено пять участков пропилитизации, с которыми связаны два типа зон милонитизированных пород. Первые слабо золотоносны и фиксируются ассоциацией Мо, РЬ, И, V (элементы, накапливающиеся в процессе выветривания пород). Вторые промышленно золотоносны, характеризуются максимальным развитием ассоциации Аи, Си, Zn, А§, В1, Аз на фоне минимума содержаний Сг, Со, N1 и,
очевидно, являются выветрелыми телами сульфи-дизированных березитов. Первый тип, судя по всему, представляет собой надрудные части первичных ореолов.
Значения
I и I |2гаътл4^5
Рис. 6. Геолого-геохимический разрез по полотну канавы 171: 1) туфы андезитов; 2-5) геохимические ассоциации: 2) фактор F3 (Сг, Со, N1): зоны пропилитиза-ции; 3) фактор F2 (Мо, РЬ, Т, V): слабо золотоносные зоны дробления; 4) фактор F1 (Аи, Си, 1п, Ад, В, Аэ): золотоносные зоны сульфидизированных березитов; 5) графики значений факторов
Сходные ассоциации элементов установлены и в рыхлых породах. Следовательно, во вторичном геохимическом поле наиболее благоприятным для
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ворошилов В.Г Методика выявления структуры аномальных геохимических полей рудных месторождений // Известия Томского политехнического университета. - 2004. - Т. 307. - № 2. - С. 55-61.
2. Бабин Г.А., Владимиров А.Г., Руднев С.Н. Геологическое строение, магматизм и метаморфизм Горной Шории как одного из типовых регионов Алтае-Саянской складчатой области // Актуальные вопросы геологии и минерагении Юга Сибири: Матер. Все-росс. научно-практич. конф. - Новосибирск, 2001. - С. 18-30.
3. Алабин Л.В., Калинин Ю.А. Металлогения золота Кузнецкого Алатау. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1999. - 250 с.
обнаружения промышленных золотоносных тел является пространственное совмещение положительных аномалий Аи, Си, Zn, Аз, Д;, В1, Те и зон выноса Сг и N1.
Заключение
В пределах Майско-Лебедского рудного узла в течение каледонского этапа тектогенеза последовательно сформированы метасоматиты пропили-товой и березитовой формаций. Тела пропилитов характеризуются повышенными концентрациями Сг, Со, N1. При березитизации и сопряженной сульфидизации происходит вынос и перераспределение этих элементов и привнос Си, Zn, Дз, Ди. В период девонской активизации происходило возобновление метасоматических процессов пропи-литизации и березитизации, а также аргиллизация пород в зоне надвига. На этом этапе наиболее интенсивно привносились Ди, Д;, В1, Те. Аномальные структуры геохимических полей зон сульфидиза-ции сформировались в результате интегрального воздействия всех названных процессов. Зональность этих структур заключается в накоплении Ди, Си, Zn, Дз, А;, В1, Те в их центральной зоне, выносе из нее Сг, N1 и переотложении их по периферии структур. Надрудная часть ореолов фиксируется повышенными значениями ОК РЬ^п, а в гипергенных условиях - также аномалиями РЬ, Мо, Т1, V в зонах милонитизированных пород.
4. Сараев В.А. К геологии и металлоносности района Лебедского золото-скарнового месторождения // Известия Томского политехнического института. - 1968. - Т. 134. - С. 46-57.
5. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г., Рычагов С.Н., Гунин В.И. Гидротермальные системы с паровыми резервуарами. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1996. - 184 с.
6. Щербаков Ю.Г. Космогеохимическая систематика элементов и металлогенический анализ // Геохимия золота и редких элементов / Под ред. Ю.Г. Щербакова. - Новосибирск: Наука, 1981. - С. 5-11.
