трусики женские украина

На головну

 Історико-мінерагенічній аналіз геологічного минулого континентів - Географія

А. Д. Савко, Л. Т. Шевирьов

Воронезький державний університет Надійшла до редакції 1 березня 2010

Анотація. Якщо основні родовища раннегерцінского етапу формувалися в ситуаціях розтягування і у зв'язку з мантійними джерелами (кимберліти, акумуляції масивних сульфідів), то подальше позднегерцінское рудоутворення залишило скупчення рудної речовини, пов'язаного з іншими енергетичними обставинами, - позднекаменноугольное-пермськими і більш пізніми гранитоидами. Пермські интрузии, прорвали в складчастих областях раніше накопичилися товщі, сформували жильні і контактовому родовища в Тянь-Шані, Казахстані, на Уралі, чеською, французькою, арморіканскій масивах, Лакланська поясі Східної Австралії. Тоді ж виникли золоторудні гіганти Мурунтау в Кизил-кумів, Кумтор на сході зони зсуву Талас-Фергана, численні редкометалльних-рідкоземельні поклади Східного Казахстану, Киргизії. Позднегерцінскій вік мають золотоносні сульфіди уральських родовищ: Березовського під Єкатеринбургом (девонські визначення, 380 млн років), Кочкарского, руди Уралу шєєлітовиє (Гумбейское), вольфрамітових (Південно-Коневского), тантало-ніобій-флюоритові, берил-флюоритові, пьезокварцевиє. Приблизно на рубежі пермі і тріасу (240 млн років тому) виник мідно-молібденовий гігант Центральної Монголії Ерденет. Ендогенні родовища, що асоціюють з обстановками розтягування, формувалися в фінальні фази етапу в небагатьох районах світу. Однак серед них унікальний Норільський рудний район у складі Норильського, Тальмінского, Південно-Норильського і Талнахское рудних вузлів, в якому зосереджено до третини світових ресурсів Ni (70% російських), 90% запасів платиноїдів Росії. Рудні поклади з'явилися наприкінці раннього тріасу, етапи рудоподготовки простежуються з протерозою. Позднегерцінскіе екзогенні родовища представлені грандіозними скупченнями мідистих пісковиків і калійних солей Західної та Східної Європи, Приуралля, Прикаспію. Позднегерцінскімі є унікальні скупчення рідкісних металів якутського Томтора, сконцентровані, насамперед, в предпермской корі вивітрювання. З інших екзогенних акумуляції згадаємо невеликі родовища бокситів Китаю, а також верхнепермскіе ооліти-мікрозернисті фосфорити формації фосфору (1, 5 млрд т Р2О5), виходи яких простежено через західні штати США, Західну Канаду на територію Аляски.

У пізньому карбоні - пермі сформувалося складчатое гірську споруду Уралу, виник Предуральский крайовий прогин. У пізній пермі герцинский тектогенез спаяв в єдине ціле багато площі Тянь-Шаню, де утвердився тектонічний режим, близький платформенному, з'явився пенеплен, що існував з кінця палеозою, щонайменше, до палеогену включно. Цей етап розвитку Землі С. В. Тихомиров [1, c. 410] називав антраколітовим, по частому присутності в розрізах чорних або темних вапняків і доломіту, вуглистих або бітумінозних (Антракол - чорний органогенний кальцит або доломіт). Описуваний часовий інтервал виявився різним за продуктивністю для різних рухливих суперпоясов.

Найбільш виражені і значні мінерагенічній події відбулися в регіонах Середземномор'я, Казахської гірської країни, Монгольському і Середньоазіатському поясах, частково - в Південно-Східної та Східної Австралії.

Для нашої проблеми особливий інтерес представляє те, що на платформах в позднегерцінскій етап вперше настільки яскраво проявився трапу магматизму, масштаби якого незмірно перевершили всі подібне в минулому, в тому числі і в раннегерцінское час. Просторові зв'язки між трапповой формаціями і алмазоносними кімберлітами очевидні, хоча вважається, що перші і другі не пов'язані між собою ні генетично, ні навіть за віком становлення. Проте не можна не визнати обгрунтованими думки про особливу роль траппових синекліз, в тому числі позднегерцінскіх, в розподілі кімберлітів. Так, на думку Н. А. Божко, у Східному Сибіру [2] поля алмазоносних магматити формують крайові пояса по їх периферії. У частинах пріосевой, максимально прогнутих, над мантійними виступами кора занадто потонемо і висхідний потужний тепловий потік не сприяє збереженню алмазів. Зв'язки виливів траппов з утворенням негативних структур очевидні і в інших регіонах.

Перші прояви лужних базальтоідов в Котуйская зоні Тунгуської синеклізи відбулися набагато раніше основних траппових виливів тріасу, вже в ранній і пізній пермі. На заході синеклизи - Єнісейське підняття (нинішній Енисейский кряж) - виникли тіла кіінского лужно-карбонатитового комплексу з датами 250- 270 млн років, що відповідає другій половині пермського періоду. У ранньому-середньому тріасі похідні толеітовой (частково олівін-базальтової) магми, ймовірно, мантійного походження (діабази, габро-діабази, габро, долеріти, базальти) зайняли близько 1, 5 млн км2 (за іншими оцінками, 2, 0 і 2, 5 млн км2) нинішньої Східної Сибіру.

У Предуральского прогині становлення покривів траппових базальтоідов передувало формуванню западин, виконаних тріасовими відкладеннями. У Північно-Балхашської геосинклинали з середнього карбону по ранню пермь накопичилися андезито-дацитами-ліпарітовие товщі потужністю до 3-4 км (!) [3]. Пермський магматизм торкнувся Східну Сибір (інтрузії Трапп), Східну Австралію, південний і центральний сегменти Західної Європи. Він представлений потужними вулканогенними утвореннями в Монголо-Охотському поясі, Південному Казахстані, Киргизії, Західному Китаї, Південному острові Нової Зеландії. В цілому, площі, зайняті магматити, в середньому і пізньому палеозої послідовно і плавно нарощувалися. У цьому важлива відмінність середньо-позднепалеозойского магматизма від раннепалеозойских, що розвивалося циклічно, з максимумом в ордовике. Кількісно це виражалося так (у дужках площі платформенного магматизма, в млн км2): девон - 1, 3 (0, 1); ранній карбон - 1, 8 (0); середній-пізній карбон - 2 (0); перм - 3, 6 (0, 45).

Завершальна фаза позднегерцінского діастрофізма (ранній-середній тріас) характеризувалася ще більшим поширенням магматичних процесів - на площі 4, 2 млн км2 (на платформах - 1, 4 млн км2). Насамперед, приріст відбувся за рахунок магматичної активізації регіонів, де іноді подібної діяльності не було вже сотні млн років - Західна Сибір, Суматра, Калімантан, окремі райони на сході США і т. Д.

Настільки значна ендогенна активність не могла не супроводжуватися формуванням численних рудних і нерудних акумуляції. Арідні умови етапу, його геократіческій характер сприяли появі родовищ мідистих пісковиків, металоносних кор вивітрювання, калійних солей.

1. Історико-мінерагенічній провінції (ендогенний рудогенез) Для позднегерцінского етапи в межах континентів Землі виділені історико-мінерагенічній провінції (ІМП, рис. 1): I. Західноєвропейська-Североафриканская. II. Уральсько-Казахстансько-Среднеазиатская. III. Южносибирская-Центральномонгольская. IV. Східно-Австралійська. V. Перілаврентійская.

VI. Тариму - Внутрішньої Монголії. VII. Енисейско-Оленекском. VIII. Північно-Заходу Тихоокеанського кільця. IX. Кордильєр.

I. Західноєвропейська-Североафриканская ІМП. Площа провінції одна з найбільш насичених ендогенними родовищами, сформованими в позднегерцінскій етап. На формування гіпогенних рудних родовищ у Західній Європі особливе вплив зробили великі серединні масиви: Іберійської Месети (пасткою Мадрида), Арморіканскій (півострова Котантен і Бретать у Франції), Центрально-Французька, Верхньорейнської, Чеський. Подібні форми спільно утворили Саксонія-Тюрінгського зону з широким розвитком основного магматизму. Кислий магматизм домінував в межах Молданубской брили, об'єднаних Центрально-Французькому, Верхньорейнської, Чеському масивах. На Великому Кавказі в позднегерцінскій етап сформувалася безліч невеликих родовищ, пов'язаних з великими інтрузіями середньо-верхнекаменноугольних гранітоїдів: редкометалльние пегматити (W, Mo, Bi, Sn, As мінералізація). У пізньому карбоні і пермі становлення малих інтрузій гранодиоритов, граніт-порфиров, сіенітпорфіров супроводжувалося появою свінцовоцінкових покладів.

Вигляд ІМП визначають найбільші олововольфрамових ресурси Корнуолла, Іберійського півострова, комплексні золотоносні, поліметалічні, редкометалльние, уранові акумуляції Центрально-Французького та Богемського масивів. Перелічимо основні типи виникли в описуваний час родовищ корисних копалин, серед яких: 1 - високотемпературні гідротермальні жили, штокверки і грейзени з каситеритом і вольфрамітом рудних полів Ешасьєр і Монтебра, пов'язані з двуслюдяних граніт-порфірами («грануліти») і альбітитах Центрального Французького масиву ( 305-293 млн років); 2 - низькотемпературні жили і штокверки червонуватого кварцу, брекчии з уранової смолкою і флюоритом (Буа Нуар, 260 млн років), брекчии якого, локалізовані серед позднегерцінскіх гранітів, містять до 6% урану; 3 - золотоносні кварцові жили, скарни і метасоматіти (Салсінь, Шатле, Шені, Кро-Галле); 4 - скупчення руд пятіелементной формації в дотріасових породах з датами за уранініта 235 ± 6 млн років (Віттіха, німецький Шварцвальд); 5 - средневарісскіе (310-280 млн років) Чеського масиву, скарнові з Fe, W (Меденек); жильні вольфрамовоодовянние (Пехтельсхгрюн, Овізна, Лота); гідротермальні з золотом (роудних); 6 - юні варісськой (270-250 млн років) Чеського масиву: Li-містять жильні з Sn, W (Ціновец-Цинвальдит, Альтенберг); жильні поліметалічні (Кутна Гора, Стара Візник); жильні антімонітовие (Богутин); жильні з кіновар'ю (Дєдова Гора); мезотермальние уранінітовие (Пшібрам, Яхімов).

II. Уральсько-Казахстансько-Среднеазиатская ІМП. На Уралі в середньому-пізньому карбоні і пермі переважали обстановки стиснення, що визначили покривно-надвиговую структуру цього субмеридионального складчастого спорудження. У східній зоні Уралу тоді ж з'явилися тіла гранітоїдів, а пізніше, в тріасі, - лінійні меридіональні депресії. У Східно-Уральському синклінорії виникли грабени Буланаш-Елкінском, Челябінський, на півночі Тагильского - Богословський, Вовчанський, в Зауральському антиклинорії - Ирбитский, Анохінскій, Кочердикскій, Юламановскій, у Тюменській-Кустанайському синклінорії - Тюменський, в межах Убоганского підняття Тургайской сідловини - Кушмурунскій. Найпротяжніші з них - Челябінський і Убоганскій, простежені на 100-200 км при ширині в перші десятки кілометрів. Решта мають скромні розміри - в довжину десятки кілометрів, завширшки перші кілометри.

Тріасове виконання грабенов Уралу потужністю 1-3 км (до 4 км) належить двом свит: Тулунской ніжнесреднетріасовой вулканогенномолассовой і средневерхнетріасовой челябінської сероцветних. Континентальні відкладення Тулуна часто подстилаются корою вивітрювання, в тому числі по гранитоидам. На базальних конгломератах або брекчиях залягають лави і туфи базальтів. Відзначені в підпорядкованому кількості лави і туфи ліпаритів. У верхах свити відомі пестроцвети з рідкісними прошарками бурого вугілля [10, с. 62-66]. V. V. Zaykov et al. [11, с. 322] пов'язали з позднепалеозойского гидротермальнимі змінами ультрамафитов відомі уральські родовища тальку. На площі їх рудних полів, крім власне талькових покладів, поширені породи актиноліт-талькові, тальк-тремолітовие, хлорит-талькові, брейнеріт-талькові. Іноді тальксодержащіе освіти виявляються перекритими продуктами вивітрювання. Серед талькмагнезітових порід спостерігаються блоки серпентінітов, розсічені численними дайками діоритів (Шабровского тальк-магнезитового, Міааскіе талькітовие родовища). Шляхетний тальк-стеатити утворює поклади потужністю 1-2 м на контактах з дайками. Тут же трапляються і нодулей світло-сірого нефриту.

У позднегерцінскій етап на Уралі виникло безліч цікавих в економічному відношенні родовищ, пов'язаних з гранитоидами. До них відносять скупчення золотоносних сульфідів Березовського (маються девонские визначення, 380 млн років, але їх вважають удревленіе), Кочкарского, шєєлітовиє (Гумбейское), вольфрамітових (Південно-Коневского), тантало-ніобій-флюоритові, берил-флюоритові, пьезокварцевиє. У позднегерцінское час продовжився процес появи все нових родовищ медноколчеданних руд, що почався в силурі. Якщо найдавніші родовища Кабанском V, Левіха цього типу датують 430-410 млн років, то найбільш пізніми виявляються середньо- і навіть позднекаменноугольное - 300 млн років і молодше [12; 13, с. 132, 133]. Частково позднегерцінскімі є по датах (325-285 млн років) колчедани родовищ Дегтярськ, ім. ХIХ Партз'їзду, Учали, фінальні стадії рудоутворення Блявінское, Сібаевского, Гая.

До рубежу середнього і пізнього карбону відносять становлення відомих пегматитових родовищ дорогоцінних каменів - смарагдів, аквамаринів, топазів, турмалінів - Мурзинки, описані в свій час А. Е. Ферсманом. Пегматити Ильменского заповідника Південного Уралу з колумбіт-танталітовой мінералізацією, ймовірно, дещо молодші: вони пов'язані з гранітами, вік яких 0, 27-0, 21 млрд років (рання перм - середній тріас).

Біотит-карбонатні нефелінові сіеніти- міаскіти Південного Уралу датовані 270-260 млн років (перм). Їх масив в районі станції Міас, Челябінська область, займає площу 30 Ч 5 км.

Міаскіти супроводжують жили нефелінових пегматитов, іноді з пірохлор. На півночі масиву є Вішневогорск родовище ніобію (60о 42 'східної довготи, 56О 56' пн.ш.) - тіла альбітітов і альбітізірованних пегматитов і зони карбонатізаціі. Вони і містять промислові концентрації малотанталового пірохлору. Концентрації Nb2О5 - 0, 1-0, 2% [14, с. 50].

Важливим джерелом флюоритового сировини для металургійної промисловості [13, с. 134] з передвоєнного часу була Амдерма. Її поклади імовірно тріасового віку, виявлені на березі Карського моря в північній частині Югорского півострова, експлуатувалися з 1930 р, але нині роботи на родовищі припинені [15, с. 417]. Руди Амдерма містять до 70% і більше флюориту, кілька відсотків цинку (максимально 16, 7%), мідь і свинець. Відкрито в них і золото, перші грами на тонну [15, с. 333].

Родовище знаходиться в межах Пайхойско-Вайгачского антиклинория, для якого характерна зональність у розміщенні скупчень: міді та нікелю - серед кембрійських метаморфіти в ядрі структури, свинцево-цинкових, флюорітполіметалліческіх, флюоритових - на крилах і в периклінальних замиканні. Жильні, пластові, гнездообразно і неправильної форми поклади з флюоритом відкриті в цьому районі в найбільш напружених тектонічних обстановках на сорока площах серед відкладень від рифейских до пермських.

Казахстанський металогенічної пояс протяжністю до 6000 км при ширині до 2000 км і має складне мозаїчне будова. У западинах Баканас, Каліакемель, Токрау (північ Балхаш-Ілійського вулканічного поясу) верхи нижньої - низи верхньої пермі представлені трахібазальти-трахіліпарітовой формацією. У пізній пермі - ранньому тріасі східніше Караганди з'явилися прояви наземного істотно калієвого контрастного вулканізму аюлінского комплексу. Його аналог - семейтаусскій комплекс на захід від Семипалатинська, на західному обмеженні Іртиш-Зайсанськой складчастої системи герцинид Казахстану. Пермські субширотні рифтові зони відомі і в сусідньому Джунгарському масиві на території Китаю [10, с. 51-56, 61]. Крім Зайсанськой складчастої системи (Гірський Алтай + Калбінський хребет, або Калба), К. І. Сатпаєва (1958 р) для позднегерцінского етапу виділені структурно-металлогенические зони: 1 - Центрально-Казахстанська музичного будови з родовищами рідкісних металів (асоціюють з інтрузіями аляскітових гранітів); 2 - Тургайськая з залізорудними скарнами Соколовско-Сарбайского рудного поля; 3 - Мугоджари, крайній південь Уральського пояса з хромітова, медноколчеданних рудами і азбестом; 4 - каратауських з полиметаллическими, золотоносними і редкометалльних рудами Ачісу і Міргалімсая; 5 - Північного Тянь-Шаню з родовищами поліметалів, золота, рідкісних металів. Родовища різних генетичних типів, навіть близькі за віком, не могли не виникати у відмінних структурних ситуаціях.

Деякі висновки для позднегерцінского мінерагенеза такі [13, с. 148-154]: 1 - телетермальні стратіформниє родовища мідистих пісковиків з пізнім свинцевим зруденінням Джезказганского типу імовірно пов'язані з нерозкритими позднегерцінскімі гранитоидами;

2 - телетермальні свинцево-цинкові поклади типу Ачисай-Міргалімсай в хребті Каратау, хоча і локалізовані серед верхнедевонских-нижньокам'яновугільних відкладів, але теж пов'язані з позднегерцінскімі кислими интрузивами; 3 - скарново-карбонатні руди Аксоран-Акжальского типу локалізуються в приконтактних зонах позднегерцінскіх (?) Гранітоїдів; 4 - барит-галенітовие поклади типу Карагайла-Кайракти, особливо продуктивні відносно галеніту, розташовуються уздовж зон розломів і пов'язані з позднегерцінскімі гранитоидами.

Середньоазіатський металогенічної пояс при середній ширині близько 400 км простягнувся по південній периферії Казахстанського пояса на 2000 км. На початку позднегерцінского етапу тут впроваджувалися гіпербазіти і габро, датовані 320- 310 млн років (верхи раннього і початок середнього карбону), виникали невеликі прояви хромита і платиноїдів [13]. Ознаками ділатансіі, які панували на рівні верхньої мантії, вважають прояви лампроітоподобного і лужно-базальтоидним магматизма Чаткал-Курамінскіх гір, Західного Талас і Каржантау [16, с. 114-160], які тяжіють до єдиної глибинної Лашкерек-Пскемской (Дайбабінской) зоні порушень. Трубчасті тіла описані в південно-західних відрогах Чаткальський гір, де Лашкерек-Пскемскую зону розсікають субширотних Кошмансайскій і північно-західний по простяганню Кенкольского розломи. У зоні впливу останнього є Тереклінскій грабен, заповнений вулканитами С2 (мінбулакская свита). Описувані тіла тягнуться вздовж грабена на північний захід. Трубка вибуху Кошмансай локалізована в ЮВ борту грабена на контакті вапняків С1 і Акбулакського интрузива. Так як Трубка вибуху лампроітоподобних порід розсікає нижньокам'яновугільних вапняки і в свою чергу розсічена кислими і основними дайками С2-3, вважають, що верхня межа її віку - це верхи середнього карбону. Цікаво, що лампроитов алмазоносних, містять уламки сірих прозорих кристалів корисного компонента (найбільший - 0, 8-0, 9 мм). За класифікацією Ю. Л. Орлова, вони належать плоскограннимі Октаедр 1 різновиди, рідше псевдоромбододекаедрам тієї ж різновиди.

Алмазосодержащих чорні брекчии відрізняються підвищеними концентраціями самородні металів і карбідів (залізисто-кобальтістой міді, кобальту, когеніта (Со, Ni) 3C, карбіду вольфраму) [16, с. 141].

У середині етапу відбулося становлення тел гранітоїдів (270-260 млн років, пізня перм), з якими асоціюють арсенопірітовие скупчення, збагачені Au, Bi, Co. Найбільш продуктивний виявилася пізня стадія. З її малими, теж пермськими, интрузиями пов'язують родовища і прояви Pb, Zn, Sn, Mo, Bi, Au. Мінерагенічній процеси відбувалися на тлі помітних тектонічних перетворень. Пермський і раннетріасовий ріфтогенез відзначений в окремих районах Іртиш-Зайсанськой, Джунгаро-Балхашської областей і в Тянь-Шані. У Чаткальський-Курамінський зоні Західного Тянь-Шаню виникають грабени і горсти, формуються пояси позднепермской даек субщелочного кислого і основного складів. На сході Алатау, в хребті Кетмень (північний схід Північного Тянь-Шаню), у субширотном чіпаючи з'являються позднепермской тіла трахібазальти, олівінових базальтів [10, с. 51-56, 61].

A. Yakubchuk et al. [17] вважають, що герцинский Тянь-шаньськой Ороген формувався в ході позднепалеозойского колізії континентів Каракум-Таримского і Палео-Казахстанського. Західна частина Тянь-Шаню в Казахстані та Узбекистані утворена: 1 - северотянь-шаньской деформованої окраїною Палео-Казахстанського континенту; 2 - среднетянь-шаньской позднепалеозойского вулкана-плутоніческой дугою; 3 - южнотянь-шаньськой інтенсивно деформованим складчастим і надвіговим поясом на місці остаточного закриття Палео-Туркестанського океану. На рис. 2 пунктирними лініями виділений часовий інтервал становлення (в межах похибки) двох головних родовищ золота: Мурунтау Кизилкумского сегмента і Кумтор на сході зони зсуву Талас-Фергана.

Для уточнення часу постколлізіонного вапняно-лужного, лужно-вапняного гранитоидного магматизма цитовані автори відібрали проби за профілем довжиною близько 2 тис. Км. Профіль пройшов через Північний, Середній і Південний Тянь-Шань. Датування провели по цирконію методом U-Pb (SHRIMP-II) в лабораторії ВСЕГЄЇ. Дати для всіх постколлізіонних інтрузівов вклалися у вузький інтервал 295-280 млн років (пізній карбон - рання перм). Вік реліктових цирконів становить 900 - 400 млн років; серед них немає архейских і палеопротерозойського. Це дозволило припустити, що фундамент Кизилкумів неопротерозойской-нижнепалеозойскими, з невеликими відторженцями більш давніх порід. Ще особливість Кизилкумского сегмента - присутність новостворених тріасових цирконів з віком 230-210 млн років (інтрузія Теміркобук). Дати для интрузий Курамінський дуги в Узбекистані вклалися в 320-305 млн років. Ці магматити вміщають гігантське Cu-Mo-Au родовище Калмакир Дальнє (Kalmakyr Dalnee) в Алмалик і ряд менших скупчень Au і Cu. Вік ізвестковістимі-лужних порід интрузива Улан (Ulan) в Східному Тянь-Шані той же - 303 + 3 млн років. Дві стадії золотий мінералізації пов'язані з «субдукційних» (порфірові і гідротермальні системи в породах вулканічних дуг) і пост-колізійними (орогенні поклади) гранитоидами. І интрузии, і скупчення золота пов'язують з транскоровимі зрушеннями, що утворилися в результаті субширотного напрямку горизонтальних переміщень в Тянь-Шані після колізії в інтервалі 295-280 млн років. З цієї причини названі раннепермского лінеаменти мають важливе прогнозне значення для золотої мінералізації [18].

RI Koneev [19] в недавньому огляді, присвяченому золоторудних родовищ Узбекистану, зазначив, що він займає у Світі восьме-дев'яте місце за масштабами золотодобування. Тільки Мурунтау дає 80-85 т золота щороку, тоді як за часів СРСР - 50 т [15, с. 346]). RI Koneev пов'язав виникнення цих найбільших акумуляції золота з розвитком вулкана-плутонічні пояси Белтан-Курама, зазначивши, що всі основні скупчення металу - Мурунтау, Кочбулак, Чармітан - знаходяться в межах вузлів перетинів пояса меридіональними розломами. Родовища золота в Узбекистані об'єднуються в три групи: Кизилкум (Мурунтау, Даугиз, Амантайтау, Окьетпес, Космоначі, Миутенбай, Високовальтное, Бальпантау), Нурота (Чармітан, Гуюмсай, Мардянбулак, Джізак, Сарміч, Бірон, Зармітан), Курама (Кочбулак, Кизилалмасай , Кайрагач, Південь-1). На думку цитованого автора, всі вони позднекаменноугольное-раннепермского.

На території Киргизії виявлено більше ста промислових золоторудних об'єктів. Всі вони позднегерцінскіе, належать різним генетичним і мінеральним типам, характеризуються різними масштабами. За даними N. Pak [18], тільки в золотосульфідном гіганті Кумтор, поклади якого локалізовані в «чорних сланцях», сконцентровано близько 1000 т Au, в скарнах Макмаль (Makmal) - 60 т, золотокварцевих жилах Джером (Jerooy) - 80 т, золотопорфіровом Талдибулак Лівобережний (Taldybulak Levoberezhny) - 80 т.

У герцинську тектоно-магматичну активізацію в межах Ак-Тюз-Муюнкум-Наратского блоку (Киргизія), складеного породами архею і нижнього протерозою, виникли великі родовища руд берилію, торію, свинцю і рідкісних металів рудного поля Ак-Тюз. Тут проникали спочатку габро-діорити і монцоніти першої фази, потім сиеніти-діорити (фаза 2), сублужні лейкократовие граніти (фаза 3), гранофіри, аплітовідние граніти і граніт-порфіри (фаза 4). Найбільш важливі з мінерагенічній точки зору лейкограніти (датовані 260 млн років, перм) і сліпі штоки гранофіров (225-215 млн років, середній тріас). Тіла гранітів мають клиноподібну форму, зі звуженням на північний схід. Всі рудні поклади поля Ак-Тюз просторово пов'язані з

Рис. 2. Еволюція герцинского магматизма на Тянь-Шані. За D. Konopelko, з роботи [17, рис. 3]. Пунктирними лініями виділений часовий інтервал становлення (в межах похибки) двох головних родовищ золота: Мурунтау Кизилкумского сегмента і Кумтор на сході зони зсуву Талас-Фергана лейкократовими гранітами і гранофірамі, а генетично - з їх постмагматіческой активністю.

Багаті руди з вмістом свинцю близько 17% асоціюють із зоною кварц-хлорит-біотитових і кварц-хлоритових метасоматитов потужністю 3-5 м, розташованої на контакті гранофіров і брекчірованних зелених амфіболітовую сланців.

Руди характеризуються промисловими змістами рідкісних земель і молібденіту [20].

III. Южносибирская-Центральномонгольская ІМП. Селенгіно-Яблонового (Західно-Забайкальская, Селенгіно-Верхневітімо-Інгодінський) зона салаірід продовжує на схід зону Північно-Монгольскую. Магматична активізація тут тривала майже весь мезозой, більш 150 млн років. Рання фаза цього процесу віднесена до пермі-тріасу, середня - ранньо-среднеюрских, пізня - Мальм-ранній крейда. У поясі протяжністю 1, 5 тис. Км і шириною 200-300 км відомі більше 350 інтрузивних масивів, не рахуючи ДАЕК, субщелочних і лужних гранітів і сієнітів, датованих 265-230 млн років. З интрузиями асоціюють верхнепермскіе-нижнетриасових вулканіти: лужні базальти, трахіти, трахіліпаріти, трахіандезіти. На південному сході зони зустрінуті і нормальні вапняно-лужні кислі і середні еффузіви. Потужність вулканитов місцями оцінюється в 2-3 км. Вважають, що це утворення внутріконтинентального рифта, що простягнувся від Становіка до Монгольського Алтаю, з центральною частиною в Орхон-Селенгинской депресії з потужними товщами базальтоідов [10, с. 85, 86].

Позднегерцінскімі є великі скупчення залізних руд, поліметалічні, золоторудні поклади. Відомо, що дуже велике (запаси 1450 т) родовище Сухий Лог в центральній частині Бодайбинском золоторудного району Ленської золотоносної субпровінції формувалося з рифея до середнього-пізнього палеозою (головний етап), але основним віком оруденения FV Larin, DV Rundkvist, E. Yu. Rytsk [21] вважають інтервал 350-290 млн років (більша частина карбону, в тому числі початок позднекаменноугольное епохи).

У Гірському Алтаї поширені родовища молібден-редкометалльних-вольфрамової рудної формації, найбільш яскравим представником яких є Калгутінское. За даними А. А. Поцелуева, Д. І. Бабкіна, В. І. Котегова (2006), воно утворено серією крутопадающих вольфраміт-молибденит-кварцових жив з халькопіритом, вісмутін, бериллом. Становлення тел відбувалося, як показали матеріали І. Ю. Аннікова, А. Г. Владимирова, С. А. Виставної, А. В. Титова, в тріасі, в інтервалі 202-213 млн років. Руди пов'язані з однойменною масивом лейкогранітов.

З східно-сибірськими трапами, що мають переважно раннетріасовий вік, пов'язані родовища активізованих східній та південно-східній околиць Сибірської платформи, частково заходять і в її межі. Вони відносяться до великих Нижньо-Тунгуському і Ангаро-Ілімськоє залізорудного басейну.

Nb-Zr-REE-мінералізація в Центральній Монголії асоціює з високолужних гранітами. Її прояви серед верхнепалеозойских вулканогенних (базальти, андезити, ріоліти) і осадових товщ, досліджені в западині Ханбогд (Khanbogd), де пов'язані з однойменною плутоном, перекритим крейдяними красноцветов. За даними Н. В. Владикіна зі співавторами (1981 р), вік місцевих товщ укладається в інтервал 362- 245 млн років (K-Ar), т. Е. Варіює від пізнього девону до пермі. Rb-Sr ізохронний вік плутону Ханбогд (Khanbogd) - 282 ± 21 млн років (рання перм). Для головної фази магматизму отримана і ще одна Rb-Sr дата: 295 ± 5, 3 млн років, пізній карбон. Вважають, в першу фазу впроваджувалися лужні граніти, у другу - їх тонкозернисті різниці і різні дайки. Редкометалльних мінералізація зустрінута в пегматитах.

Наприкінці пермі (244, 9 ± 22, 4 млн років тому) на півдні Монголії виник масив нефелінових сієнітів з карбонатитами Лугіінгол (Lugiingol), найбільш вивчений з декількох подібних тіл, що утворюють лужної інтрузивний комплекс Південної Гобі. На площі плутону виявлені, крім нефелінових сієнітів, що представляють головну фазу, лужні габро (ійоліти) та пізні дайки. Підраховані запаси корисних компонентів карбонатитов становлять 14 тис. Т [22].

Основне Cu-Mo порфірове родовище Монголії - Ерденет (Erdenetiin Ovoo, або Erdenet). Воно знаходиться в чіпаючи Orkhon-Selenge, виконаному вулканогенно-осадовими товщами. На рудному полі Ерденет підраховані запаси руди 1, 78 млн т з змістами 0, 62% Cu, 0, 025% Mo. Цитовані автори вважають, що трог виник в межах активної континентальної окраїни і пройшов кілька стадій геодинамической еволюції, від ранньої внутриконтинентальной (ріфтогенез в межах області дрібного континентального шельфу) до впровадження приміських субаеральних мафітов, лужних вулканітів і ще більш пізніх тріасових основних вулканітів. Склад плутонів, інтрудірованних в усі перераховані освіти, варіює від діоритів до гранодиоритов, кварцових сієнітів, лейкогранітов, т. Е. Той же, що і вміщуючих порід. Рудоносность система Ерденет формувалася під потужним впливом интрузивного процесу - становлення тел порфіритів, які цитовані автори назвали «раннемезозойских». Розрізняють три фази накладених змін: кварц-серіцітових з аргіллітізаціей середнього ступеня по периферії; кремнеземистими; пропілітовую. Зональність проявляється при переході від глибинних і центральних частин порфірітових масиву до менш глибинним і зовнішнім.

Ранні биотит, калішпат і халькопирит характерні для більш глибоких горизонтів родовища, пропілітізаціі ж віддалена від кварц-серіцітовой зони і спостерігається за межами добиточного кар'єра. За даними Y. Watanabe et H. Stein [23], віку руд Ерденета становить 240 млн років, т. Е. Відповідає початку тріасу [24].

IV. Східно-Австралійська ІМП має виражену золоторудну спеціалізацію. У штаті Квінсленд відомо велике золоторудне родовище Гимпи, яке вважається раннетріасовим (235, 220 млн років). У цьому ж штаті експлуатували раннетріасовие золоторудні поклади в трубці вибуху серед девонських порід на площі Маунт Морган. Дуже цікаво героцінское платінометалльное родовище Файфілд (Fiёеld), Новий Південний Уельс. Шліри платини і паладію тут зустрінуті в пізніх піроксенітовие лінзах і жилах. Платиноїди в значній кількості спостерігалися в клінопіроксенітах, збагачених буттям [25].

V. Перілаврентійская ІМП. В межах складчастого обрамлення Лаврентійського щита відомі деякі важливі рудні акумуляції позднегерцінского етапи. У рудному районі Іскут (Iskut), Золотий Трикутник з Долиною Десяти Тисяч Димов, пров. Британська Колумбія, Канада, Au, Ag, Cu оруденение формується безперервно з палеозою до наших днів, завдяки постійному надходженню летючих (Hg, As, Sb). Там же в межах рудного поля Брелорн Пайонір золотокварцевие жили асоціюють зі штоками діорітоідов пермі і тріасу. На півночі Аппалачського пояса в Канаді відомо герцинское поліфазний олово-вольфрам-вісмутових порфірове родовище Маунт Плезант (Mount Pleasant). Його поклади локалізовані серед грейзенізірованних надінтрузівних брекчий [6, с. 120]. Для Північної зони родовища підраховані запаси руди 7, 1 млн т, що містить 0, 62% Sn, 0, 65% Zn, 0, 05% Bi, 90 г / т In, 0, 12% Сu, 0, 08% WO3, 0, 04% молібденіту. У зоні Fire Tower запаси складають 9 млн т руди (0, 03% Sn, 0, 08% Zn, 0, 1% Bi, 0, 05% Cu, 0, 2% Mo, 0, 4% WO3, 30 г / т In) [8, с. 186].

У тріасі з'явилися великі епітермальние скупчення срібла Грінс Крик (Greens Creek) на Алясці, із вмістом срібла 665 г / т [6, c. 123].

VI. ІМП Тариму - Внутрішньої Монголії. У Південній Гобі в середині пермі (244, 9 ± 22, 4 млн років) сформувався масив нефелінових сієнітів з карбонатитами Лугіінгол (Lugiingol). Він містить рідкоземельні мінералізацію (ресурси 14 тис. Т).

J. W. Mao et al. [26] повідомили про нові відкриття мідно-нікелевих родовищ в китайських Тянь-Шані і Алтаї, що відносяться до Сінцзян-Уйгурському національному району. З 1980-х рр. тут виявлено більше 20 невеликих і середніх за запасами скупчень подібних руд, частина з яких розробляється. Вони пов'язані з тілами базітовультрабазітов і великими регіональними розломами. За даними Re-Os датування, всі родовища виявилися сформованими у вузький часовий інтервал пермського періоду між 285 і 275 млн років тому. Близько дати отримані і SHRIMP різновидом U-Pb методу для цирконів вміщають магматити.

Родовища Кіньерблар (Qing'erblar), Хоньлінь (Hongling), Калатоньке (Kalatongke), Тулаерген (Tula'ergen), площ Бакішікуан (Baquishiquan), Люобей (Luobei), Хуаньшань-Ень'еркуан (Huangshan-Jong'erquan) належать двом генетичним типам, власне Плутонічні, пов'язаному з викидом речовини з глибин по подводящим каналах, і типом магматичних діфференціатамі, пов'язаному з силламі. Цитовані автори «ортомагматіческіе» мідно-нікелеві родовища Північного Синцзяна віднесли до етапу постколлізіонного розтягування, зв'язавши їх з гіпотетичним позднекаменноугольное-раннепермского мантійним плюмом. З базит-ультрабазитових магматическими системами і супроводжуючими їх родовищами міді та нікелю асоціюють рої ДАЕК, що виникли уздовж паралельних регіональних розломів. Породи магматичних систем і ДАЕК фракціоновані, що дозволяє їх вважати підводними каналами-фідерами для нині еродованих покривів базальтів [26].

VII. Енисейско-Оленекском ІМП. У раннем- середньому тріасі досяг апогею і завершився процес становлення траппов Східно-Сибірського плоскогір'я, початок якого деякі дослідники відносять до пермі, інші - до пізнього карбону [27, с. 89]. З ними і пов'язують більшість корисних копалин ІМП - колосальні акумуляції платінометалльних мідно-нікелевих руд Норильська (до третини світових ресурсів нікелю), скупчення ісландського шпату Нижньо-Тунгуського (Путоранский) і Ангаро-Вилюйского (Катангского) кальцітоносние районів, скарнові залізні руди Нижньо-Тунгуського і Ангаро-Илимского басейнів. У описуваному регіоні похідні толеітовой (частково олівін-базальтової) магми, ймовірно, мантійного походження (діабази, габро-діабази, габро, долеріти, базальти) зайняли близько 1, 5 млн км2 (за іншими оцінками, 2, 0 і 2, 5 млн км2). В. С. Соболєв [27], з посиланням на роботи М. Л. Лур'є і В. Л. Масайтіс, розрізняв в історії вулканізму регіону 5 фаз, що сформували 13 інтрузивних комплексів. Всі останні, незважаючи на певні відмінності, об'єднують підвищена железистость і особливо - швидке наростання такий залозистого в процесі кристалізаційної диференціації. Так, якщо в звичайному трапповой олівіні фаялітового компонента Fe2 [SiO4] близько 40%, то в пегматітоподобних жилах його вже до 80%.

Трапу вулканізму, як просторово, так і одночасністю виникнення, збігся з ультраосновним і лужним магматизмом, але не виявив з ним очевидних генетичних зв'язків. В. С. Соболєв [27, с. 91] вважав, що спроби пов'язати траппи, з одного боку, і кимберліти та інші ультрабазити - з іншого, петрографічне некоректні. Справді, в кімберлітових олівіну тільки 10% фаялітового компонента і вже тому містять його породи не можуть виявитися діфференціатамі трапповой магми. Колосальні обсяги трапу магматизму Східного Сибіру свідчать про регіональний плавленні верхній частині базальтового шару, що не торкнулася більш глибокі горизонти.

Про масштаби та розвитку траппового і супутнього магматизма говорить приклад Меймеча-Котуйская району, розташованого на периферії Тунгуської синеклізи [28, с. 88]. Над похованим Котуйская авлакогеном перед Толе-базальтовими еффузіі спочатку накопичилися товщі потужністю 250-300 м нефелінових базальтів, авгітітов, нефелінітов та інших лужних базальтоідов, пізніше - ще близько 1500 м лужних базальтоідов, але в чергуванні з трахібазальти, ще пізніше - до 1000 м пікрітових лав-меймечітов. Таким чином, в Меймеча-Котуйская районі вулканитов накопичилося 2, 5-3, 0 км замість звичайних для цієї частини Середньо-Сибірського плоскогір'я 0, 5-1, 5 км.

У позднегерцінскій етап у ІМП з'явилися масиви лужних і ультраосновних порід з карбонатитами, в тому числі Гулінской групи Маймеча-Катуйской субпровінції з пемскімі- тріасовими датами (Гулі, Одіхінча, Бор-Урях,

Кугда, Маган, Есей, Чанг, Романиха, Немакіт, Сонна та ін.). Вони містять ТR, Ta, Nb і т. Д. Наприклад, породи масиву Маган (250 млн років, площа близько 42 км2) збагачені апетитом, мінералами заліза, титану. З ними пов'язані акумуляції флогопита. З дванадцяти відкритих магнетитових тел найбільш великі мають потужність 41 і 124 м, вмісту заліза 32, 25 і 41, 26% (33, 17% заліза в середньому по свердловині 88). В 2, 2 км південніше оконтурени ще 10 магнетитових тел загальною потужністю 8-10 м (середні змісту 32, 6-44, 19% заліза, 1, 2-4, 7% титану). Сумарні прогнозні ресурси заліза тільки цього масиву оцінені в 1, 5 млрд т [8, с. 87]. У Єнісейської субпровінції сформувався Кійскій масив ультращелочних порід з карбонатитами, датованими 250 млн років. У його межах особливу цінність представляє бастнезит-рабдофлорітовая поклад з ксенотіма в феррігаллуазіт-лімонітових породах кори вивітрювання [8].

Для цілого ряду тел кімберлітів Анабарской субпровінції (поля Молодінская, Куойкское, Куранахское, Лучаканское (присутні нижнетриасових пластові кимберліти), Ари-Мастахского, Старореченское) отримані позднегерцінскіе (310-200 млн років) радіологічні дані. Трапу магматизму активно впливав на раніше сформувалися тіла верхнедевонских кімберлітів [29]. На контакті з інтрузіями диференційованих траппов пікроільменіт замещался анатаз, піроп хлорітізіровани з утворенням на поверхні пірамідально-черепітчато рельєфу, а виділення хромшпінелідов покривала мережа мікротріщин. Передбачається навіть повне знищення піропу і пікроільменіта в верхнепалеозойских теригенних відкладеннях, якщо вони інтрудіровани подібними диференційованими тілами. У всякому разі, кількість індикаторних мінералів зменшується, а їх співвідношення змінюється. Прикладом є трубка Краснопресненська алак-Мархинском кімберлітового поля, інтрудірованная полого залягає трапповой Сіллах потужністю 90 м. У подібних умовах нестійкий і алмаз, який піддається католицькому окислення.

Тим часом недиференційовані «сухі» траппи або не впливають на мінерали кімберлітів, або їх вплив досить невелика.

Наприкінці раннього тріасу, хоча ранні етапи рудоподготовки простежуються з протерозою, з'явилися рудні акумуляції Норильського рудного району на півночі Красноярського краю (Норільський, Тальмінскій, Південно-Норільський і Талнахское рудні вузли). У них міститься до третини світових ресурсів Ni, 90% запасів платиноїдів Росії, більше 70% її нікелю [15].

VIII. ІМП Північно-Заходу Тихоокеанського кільця зайнята переважно кайнозойскими гірськими спорудами. Більше значення мають збережені тут древні (позднегерцінскіе) мінерагенічній об'єкти, що дозволяють судити про палеоенергетіческіх обстановках в надрах регіону. Такий у Ватино-Вивенкском сегменті Олюторський тектонічної зони Корякії Сейнав-Гальмоенан, гіпербазітового масив з платінометалльним-хромітова зруденінням. Останнє датована 350-250 млн років (Re-Os), при тому що сам масив імовірно ларамійскій (70- 65 млн років) [5, с. 373, 374]. На о. Сікоку, Південна Японія, позднепалеозойского вважається тіпоморфним медноколчеданних Бессі (Besshi). Його рудна поклад (пірит, халькопірит, сфалерит) протяжністю до 1, 6 км локалізована серед метабазити середній частині формації Мінава групи Йошіноґава [7, с. 54-57].

На континенті в межах ІМП відомі платіноносние базит-ультрабазити позднепермской віку Прикордонного золотоносного поясу (басейн р. Фадіївка). Останній входить в більш великий Ляонін-Гроденковскій складчастий пояс, що перетинає російсько-китайський кордон в районі озера Ханка. Нікеленосний інтрузіви габро-кортландітового комплексу поширені в прикордонній з Росією провінції Гирін, Китай. Там вони датовані середнім тріасом (220-216 млн років, Ar-Ar і U-Pb) [30].

На самому півдні ІМП, Східно-Малайський блок, найбільш древнім (позднепермской) вважається оловорудних Сунгай Лембінг (Sungai Lembing).

В межах цього блоку відомі також його тріаси аналоги на островах Белітунг (Belitung, там же), Бангка (Bangka), Індонезія [6, c. 123].

IХ. ІМП Кордильєр. У североболівійскіх Андах поширені вольфрамо-вісмутові родовища пермо-тріасового віку (основне олив'яне оруденение кайнозойское). Невеликі позднегерцінскіе жильні Sn-W-Bi, Pb-Zn, Au-Ag, Cu-прояви відомі в Передовий Кордільере, Аргентина [31].

2. Історико-мінерагенічній провінції

(Екзогенний рудогенез)

Для континентів Землі виділено п'ять історико-мінерагенічних провінцій (екзогенний рудогенез), у тому числі: I. Європейська-Южнокаспійская. II. Під сточнокітайско-Японська.

III. Перілаврентійская. IV. Казахстанська.

V. Східно-Сибірська (рис. 3).

I. Європейська-Южнокаспійская ІМП. Для цієї провінції характерні дуже великі акумуляції мідистих пісковиків і сланців, калійних солей. Великі площі в Німеччині та Польщі зайняли мідисті пісковики верхньої пермі - цехштейна, або Тюрінгія. Саме вони забезпечили основну частину виробництва кольорових металів в цих країнах. Рудний горизонт повсюдно виявляється в основі розрізу, який догори продовжують вапняки і доломіт з морською фауною, типовою для позднепермской Арктичного басейну. Карбонатні породи перекриті соленосними. Не тільки мідь (до 6%) містять первинно-осадові породи. На окремих площах вони піддалися помітним епігенетичних перетворенням, пов'язаним з магматичної і флюидной активністю, проявами розривної тектоніки. Найбільшим родовищем в горах Гарца (північно-західніше Чеського масиву) є Мансфельд, ФРН. Його рудне поле бізонально: у центрі концентруються Міденосний поклади, по периферії - поліметалічні. Мергелістих бітумінозні сланці підстави розрізу цехштейна (нижня частина верхньої пермі), крім названих елементів, містять підвищені концентрації Ag, Ni, Co, Mo, V, а також платиноїди. Численні тріщини виконані молібденітом, арсенідамі нікелю, кобальту, самородним вісмутом. І. Г. Магакьян вважав, що сингенетичні походження оруденения Мансфельда безсумнівно [13, c. 168, 169]. Прояви мідистих пісковиків пермі виявлені в Білорусії та Прибалтиці, значні вони в українській частині Донбасу, особливо в Бахмутській улоговині (Донецька область).

Основними магній-калієвими басейнами, сформованими в позднегерцінскій етап не тільки ІМП, а й усієї Євразії, є Верхньокамського, Північно-Німецький, Прикаспійський.

У Північно-Артемівської групі родовищ кам'яних солей Донбасу теж відомі досить потужні пласти карналлита і Сільвіна.

У Верхньокамському басейні соленосних відкладення кунгурского ярусу нижньої пермі, підстилаються вапняками, доломітами і аргиллитами артинского ярусу P1. З верхнепермскіх червоноколірної формацією Верхнекамского осадового басейну пов'язують невеликі родовища урану [32, с. 5-16]. Поклади зустрінуті на кількох стратиграфических рівнях, але найбільш значні в сероцветних відкладеннях річкових долин ніжнетатарского под'яруса, його підсів Максимовской P2t1nu1 ніжнеустьінской свити і ніжнесухонской P2t1sh1 Сухонський свити. Ураноносние річкові долини утворюють складну поховану мережу; глибина залягання ураноносних покладів варіює в інтервалі 0-450 м. Перший тип зруденіння, пов'язаного з сіндіагенетіческімі і епігенетичними інфільтраційними процесами, з убогим вмістом урану (не більше 0, 01%) характерний практично для всіх сероцветов. Другий тип - оруденение в сероцветах на кордоні з окисленими зеленувато-жовтими (тютюновими) і жовтими породами, седиментационном відновному геохимическом бар'єрі. На представляє другий тип Черепановского родовищі пластообразние поклади тягнуться вздовж бортів палеодолин іноді на перші кілометри. Їх ширина - до перших сотень метрів, потужність - до 3 м. Змісту урану в них 0, 1-1%. Головний мінерал - Коффіна, але іноді зустрічаються і оксиди урану. Коффіна спільно з піритом утворює псевдоморфози і мікроконкреціі по органічній речовині. Виявлено ураноносний кальцит. У басейні на облік поставлено Черепановского і Виноградівське родовища, цілий ряд рудопроявлений.

Продуктивний шар тільки на території мульди Магдебург-Гільберштадт Північно-Німецького басейну займає площу 10 тис. Км2. Він позднепермской. Прошаруй калієвих і калійно-магнієвих солей досягають потужності 30 м.

Потужність перекривають відкладень доходить до 4 км. У периферичних частинах мульди розвинені прояви соляної тектоніки, багато соляних куполів.

Прикаспійський басейн калійно-магнієвих солей раннепермского. До теперішнього часу тут відкриті родовища Індерское, Сатімолінское, Челкарское, Ельтонского і багато інших. Калійні солі Індерского соляного купола відомі на всіх ділянках, але найбільш великі поклади знаходяться на його південному сході. Там на одному лише з багатьох родовищ № 99 промислово калиеносних два горизонти шушактаусской пачки кургантаусской свити кунгурского ярусу нижньої

Рис. 3. Екзогенні родовища, що сформувалися в позднегерцінскій етап (башкирський століття середнього карбону - середній тріас, 310-205 млн років) на континентах Землі (коротку характеристику родовищ див. У підписах до рис. 1): 1-2 - екзогенні родовища, в тому числі: 1 - залізні, марганцеві руди, мідисті пісковики, каоліни, титан-цирконієві розсипи, 2 - боксити й високоглиноземисті породи. Решта умовні позначення див. Рис. 1. Історико-мінерагенічній провінції, в тому числі: I - Європейська-Южнокаспійская, II - східнокитайських-Японська, III - Перілаврентійская, IV - Казахстанська, V - Східно-Сибірська

пермі. Протяжність нижнього карналлит-кізерітового горизонту 1, 65 км при потужності 3 м, верхнього сильвінітової, сильвин-галітових і полігаліт-галітових - 2, 0 км. Відзначено, що на інших родовищах потужності калиеносних горизонтів можуть бути і більшими, 7-57 м, протяжність тіл - 300-3900 м, ширина від 20 до 100-150 м. Змісту К2О в рудах коливається між 7, 7 26, 45% . Прогнозні запаси К2О по комплексу родовищ Індерского купола визначені в 141 495 тис. Т. Доведена калиеносних та інших куполів, серед яких: Круглий (площа 20 Ч 10 км), Лебяжинском (175 км2), Киз (15 км2, сім калиеносних пластів, потужність самого верхнього - 130 м), Шугуль (60 км2, прогнозні запаси 10 649, 1 тис. т К2О, середній вміст 14, 88% К2О), Матенкожа (25-28 Ч 5-8 км), Сатімола (37 Ч 5- 6 км) та ін. [33].

II. Східнокитайських-Японська ІМП. На Японських островах більшість марганцевих родовищ пов'язане з палеозойскими (С-Р) формаціями басейну Татібу (північ височини Китаками, височини Асио і нагір'я Тамба). У районі височини Асио, о. Хонсю, пластові поклади марганцю поширені серед кам'яновугільних-приміських кременистих порід, аспідних сланців і туфів основного складу. Вони зустрінуті, як мінімум, на чотирьох стратиграфических рівнях. Марганцеворудні поклади асоціюють з глибоководними крем'янистими товщами, що містять конкреції марганцю. Основні рудні мінерали - родохрозит, гаусманит Mn4 + Mn2 2 + O4 і марганцевий силікат «Бемент». Подібні родовища поширені в районі Нода-Тамагава, о. Кюсю, де крім родохрозит-гаусманітових покладів присутні і так звані шоколадні руди, т. Е. Власне гаусманітовие.

Руди іноді випробували різне за значенням вплив позднемеловой гранітних інтрузій. Дуже слабо метаморфізовані поклади Охаки і Манако зазвичай складені тільки агрегатами рожево-коричневого родохрозиту. Помірно метаморфизованние поклади рудника Касо містять більше 40 мінералів, що представляють кілька стадій пірометасоматоза (силікати марганцю: родоніт, Тефроїт, іноді джімбоіт Mn3 [BO3] 2, Гюбнера (марганцевистої вольфраміт). Тут проявився кордиерит-біотитовий метасоматоз вміщали порід. Рудне тіло Хигаси-Конака рудника Ріто складено родохрозиту, Алабандин Алабандин MnS, якобсітом, галаксітом MnAl2O4, сонолітом 4Mn2SiO4Mn (OH, F) 2, баритом. Присутні піросмаліт (Mn, Fe) 8 [(OH, Cl) 10Si6O15] і манганопіросмаліт. Нарешті, найбільш метаморфизованние руди родовищ Каноірі і Йоконеяма, що знаходяться поблизу гранітних масивів, являють собою крупнозернистий агрегат, утворений тефроітом, родонітом, бустамітом (Mn, Ca) 3 [Si3O9], з домішкою спессартина і марганцовистого пироксена. Родовище Йоконеяма біля гранітного масиву Кобухагара характеризується родоніт-спессартіновимі рудами в биотит -кордіерітових роговиках з ромбічним піроксеном. В розсікають рудне поле аплітових дайках присутні грубозернисті пірофаніт MnTiO3 і спессартин [7].

У межах континентальної частини провінції (Китайський сектор) широко поширені прояви мідистих пісковиків, відомі боксити, марганцеві руди. Боксити карбону відомі в північних, південних і центральних провінціях Китаю. Основні місцезнаходження: 1 - району Беньсі, пров. Ляонін - сім боксітоносние пластів середнього-верхнього карбону; 2 - Цзибо, пров. Шаньдун, беміт-діаспоровие середнього карбону; 3 - Гуньсянь, пров. Хенань, схоже на Цзибо. Сірі вогнетривкі глини і боксити в покрівлі закарстованних вапняків ордовика; 4 - Сювень, центральна частина пров. Гуйчжоу, діаспор-каолінітові; 5 - Куньмін, пров. Юньнань, - каолінітдіаспоровие, з БЕМІТ і каолінітом (Цаопу - ранній карбон, Сюцфень - середній карбон, Мяогаоси - пізній карбон) [34]. Осадові руди марганцю поширені в породах нижнього-середнього карбону Гуансі-Чжуанського автономного району. Серед пермських порід вони встановлені в наступних місцях: 1 - Північна Гуйчжоу (м Цзуньї); 2 - Північно-Східна Гуансі; 3 - Південна Хунань; 4 - Центральна Хунань; 5 - Центральна Цзянси; 6 - на рубежі Гуансі-Чжуанського автономного району і пров. Фуцзянь; 7 - на рубежі провінцій Хунань і Цзянси;

8 - в провінції Аньхой серед нижнепермских порід товщі Гуфен; 9 - на піднятті Центрального Гуансі - в базальному горизонті верхнепермскіх свити Хешань. У відкладах пермі і тріасу подібні первинно осадові акумуляції міді виявлені в рудних районах: Вейнін, пров.

Гуйчжоу (родовища Дечжо, Сяньшань, Лаошань); Мілічан, південно-західний Китай; Тунгчан (антекліза Юньнань - Гуйчжоу), де Міденосний поклади тяжіють до контактів інтрузій габбродіорітов, внедрившихся в середині пермі [34, с. 210-213].

III. Перілаврентійская ІМП характеризується, перш за все, величезними концентраціями верхнепермскіх фосфатів (1, 5 млрд тонн Р2О5 [35, с. 54]). Фосфатоносние басейн і формація фосфору відомі ооліти-мікрозерниста рудами.

Вікові рудоносні аналоги формації простежено через Канаду на територію Аляски.

Р. П. Шелдон [36] показав, що в розрізах формації фосфору чергуються льодовикові і міжльодовикові горизонти, при цьому фосфорити приурочені майже тільки до льодовиковим товщ. Першою льодовикової епохи відповідає нижній продуктивний горизонт і нижній горизонт «горючих фосфоритів» (багатих органічною речовиною, прослои якого тонко чергуються з власне природними фосфатами), розділені шаром вапняків. Ширина фосфатоносной шельфової фації близько 150 миль. Обидва вони містять значну частину запасів фосфору басейну. Перший міжльодовиковий горизонт утворений сланцями з великою кількістю органічної речовини і такими ж прошарками доломітів і вапняків. Відкладення другий льодовикової епохи містять мало фосфоритів, ніж різко відрізняються від третьої. Пеллетовие і оолітові фосфорити останньої на заході басейну становлять великий економічний інтерес, але східніше і южней, в штатах Вайомінг і Юта, їх пласти стають тоншими. Четверта льодовикова епоха залишила фосфорити на більшій частині Північно-Американського кратона. У штаті Монтана вони комерційно значимі, в Айдахо, Вайомінгу і Юті такого значення не мають. П'ята льодовикова епоха представлена ??малопотужним пластом фосфоритів в самій покрівлі формації фосфору.

З інших корисних копалин відзначимо мідисті пісковики, прояви бокситів. Дуже перспективна Анадарко, Міденосний зона в пермському крайовому прогині на півночі підняття Вічіта, штати Техас (північ), Оклахома (захід), Канзас (центр і захід). В її межах серед красноцветов верхньої пермі откроти більше ста проявів, шість родовищ міді (Крета, Магнум, Буззард Пік, Горовелл, Медісін Маунд, Олд Глорія [37].

У среднекаменноугольних «вогнетривких глинах Мерсер» штату Пенсільванія (покрівля Міссісіпі) виявлені желваковиє діаспоріти.

Среднекаменноугольного діаспоровие і бемітовие глини на розмитій поверхні вапняків ордовика залягають в Міссурі [34].

IV. Казахстанська ІМП. У пісковиках і конгломератах Джезказганской свити серпуховскогораннепермского віку Джезказган-Сарисуйской мульди, Карагандинська область, широко поширене мідно-поліметалеве оруденение Джезказганского типу. До глибини 0, 6 км виявлені дев'ять рудоносних горизонтів з 26 рудних пластів, переважно сероцветних пісковиків, більше ста покладів. Основні родовища Північного Джезказгану - Айрамбай, Копкудук, Талдибулак. Тут же відкрито новий мінерал з приблизною формулою (Cu, Re, Мо) S4.

У першу осадочную стадію формування серед теригенних прибережно-дельтових і алювіально-озерних пестроцветних молассових відкладень, крім міді, накопичувалися свинець і цинк родовищ Владимировское, Копказган, Кенен, Спаське, Теректи, Пектас, Шілісай (кайрактінская, володимирська, кіймійская свити). Мідні комплексні руди з Pb, Zn, Ag, Re виникли в стадії першу (осадочную) і другий (гидротермально-метасоматічеських) серед теригенних відкладень таскудукской і Джезказганской свит (родовища Джезказган, Жаман-Айбат, Західна і Східна Сариоба, Ітауз, Кіпшакпай) [ 37, 38].

У Східно-Казахстанській області розроблялися золотоносні палеозойские Бюкуйскіе конгломерати (площа близько 5 км2). У них встановлені змісту до 89 г / т Au [38].

V. Східно-Сибірська ІМП. З позднегерцінскім опадонакопиченням асоціюють прояви металоносних кор вивітрювання (Томтор), золотоносні (Урасалах, Піонерське), розсипні алмазів (Верхнечуоланирское розсипне поле).

В межах рудного поля Томтор, Східне Пріанабарье, найбільше економічне значення мають продукти предпермского перемиваючи кам'яновугільної кори вивітрювання по лужним породам масиву. Єдиний рудоносний покрив потужністю 10-35 м розвинений на площі 3, 5 Ч 1, 5 км.

Переважаючі мінерали - апатит, пірохлор, монацит, циркон-ксенотим, рідкоземельні фосфати, рутил, ільм-рутил. Y і Sc зосереджені в ксенотіма і циркон-ксенотіма [14].

Золоторудне родовище Урасалах знаходиться на півночі Солурской антиклинали Західно-Куларской мінерагенічній зони (Яно-колімська провінція Північно-Східної Якутії). Чотири похилі рудні стрічки потужністю 1-7 м простежено до 0, 3 км серед верхнепермскіх органогенно-теригенних порід туогучанской свити. Вмісту золота від 0, 5 до 20 г / т, середні - 1-2 г / т. Золото тяжіє до арсенопіріта і углістогліністим прошарками. Тонкодисперсне золото розпорошено в піриті і Арсенопірит (3-5 г / т). У Тенькінском рудному районі Магаданської області в верхнепермскіх вуглецевих сланцях встановлено золотобітумное прояв Піонерське. В великою (0, 5-0, 8 Ч 2, 5 км) лінзоподібної поклади змісту Сорг. завжди більше 1, 7%, а концентрації золота по 226 пробам варіюють від 0, 04 до 14 г / т [39].

У Мало-Ботуобинской районі Якутії промислова алмазоносності встановлена ??для Верхнечуоланирского розсипного поля. У розсипи Східна особливо продуктивний базальний горизонт лапчанской свити середнього карбону в Оттурской долінообразной палеодепрессіі [29].

Висновки Позднегерцінскіе мінерагенічній процеси якісно відрізняються від тих, що були властиві раннегерцінскому етапу. Для них характерна не виражена приуроченість до єдиної «смузі експозиції ендогенної енергії» (в середньому девоні - ранньому карбоні її вісь простежено по лінії Шпіцберген - Урал - затока Карпентарія - Лахланскій пояс Східної Австралії), але поліцентризм в цілому, менша глибинність, домінування обстановок стиснення , інші типи магматизму (ареально більш широкого).

Як результат, серед сформувалися в середньому карбоні - середньому тріасі потенційно рудоносних об'єктів трохи тел кімберлітів і лампроитов (промислово продуктивних немає зовсім), скільки-небудь значні скупчення бокситів рідкісні, хоча, здавалося б, кліматичні умови повинні були б цілком сприяти їх формуванню. Винятки нечасті і в разі бокситів відносяться лише до південно-східної Азії, в описуваний часовий інтервал перебувала в стані відносного тектонічного спокою.

В Середньоазіатському поясі ранній і середній карбон - час появи перших промислових руд золота, пов'язаних з гранитоидами. У середині етапу відбулося становлення тел гранітоїдів (270-260 млн років, середина пермі), з якими асоціюють арсенопірітовие скупчення, збагачені Au, Bi, Co. Найбільш продуктивний виявилася пізня стадія. З її малими, теж пермськими, интрузиями в Середній Азії та Казахстані пов'язують родовища і прояви Pb, Zn, Sn, Mo, Bi, Au, ряду малих і рідкісних металів [13].

Середній карбон - середній тріас в рухомих поясах - час домінування колізійних обстановок, становлення металоносних масивів гранітоїдів. У Російському секторі частині Середземноморського пояса воно залишило велике среднепозднекаменноугольное кварц-вольфраміт-молібденітовое родовище Кті-Теберда (Карачаєво-Черкесія) рідкісного стратиформного прожилково-вкрапленого типу [6, с. 120; 13, c. 82], на Центрально-Французькому масиві - кассітерітвольфрамітовие грейзени і штокверки рудних полів Ешасьєр і Монтебра. У ранній пермі економічно значущі олово-вольфрамово-поліметалічні родовища виникли на арморіканскій (Корнуолл, рудні поля Camborne-Redruth, Caradon, St. Just [6, c. 123] і Чеському (Ціновец-Цинвальдит, Альтенберг) масивах.

Герцинским в Іспанії вважають грейзеновая-жильне олово-Вольфрамове Барруекопардо (Barruecopardo) [6, c. 119]. Самим раннім оловорудних родовищем - позднепермской - в Східно-Малайському блоці виявляється Сунгай Лембінг (Sungai Lembing). В межах цього блоку відомі також його тріаси аналоги на островах Белітунг (Belitung, там же), Бангка (Bangka), Індонезія [6, c. 123].

Позднекаменноугольное (Пенсільванія) - среднетріасовие (320-230 млн років) металлогенические пояса виявилися характерними для Центральної Монголії, де в їх межах виявлені кілька Fe-Pb-Zn родовищ і рудопроявів, скупчення Cu-Mo порфірових руд, Nb-Zr-REE прояви в зв'язку з багатими лугами гранитоидами. Основне Cu-Mo порфірове родовище Монголії - Ерденет (Erdenetiin Ovoo, або Erdenet) в чіпаючи Orkhon-Selenge, виконаному вулканогенно-осадовими товщами (запаси руди 1, 78 млн т з змістами 0, 62% Cu, 0, 025% Mo). Віку руд Ерденета становить 240 млн років, т. Е. Відповідає приблизно рубежу пермі і тріасу [22-24].

Позднегерцінскій етап - час масової появи величезних акумуляції мідистих пісковиків і калійних солей, найбільш значних в фанерозое.

Список літератури

1. Тихомиров С. В. Етапи опадонакопичення девону Російської платформи і загальні питання розвитку та будови стратісфери / С. В. Тихомиров. - М.: Недра, 1995. - 445 с.

2. Божко Н. А. Геотектонічні фактори локалізації кімберлітового магматизма в світлі сучасних даних / Н. А. Божко // Проблеми прогнозування, пошуків і вивчення родовищ корисних копалин на порозі ХХI століття. - Воронеж: ВДУ, 2003. - С. 360-365.

3. Яншин А. Л. Про значення досліджень еволюції геологічних процесів / А. Л. Яншин // Еволюція вулканізму в історії Землі. - М.: Наука, 1974. - С. 13-19.

4. Прокопчук Б. І. Алмазні розсипи і методика їх прогнозування і пошуків. - М .: Надра, 1979. - 248 с.

5. Великі й суперкрупние родовища рудних корисних копалин: у 3 т. / А. А. Сидоров [и др.]. - М.: ІГЕМ РАН, 2006. - Т. 3. - Кн. 1. Стратегічні види рудної сировини Сходу Росії. - 472 с.

6. Великі й суперкрупние родовища рудних корисних копалин: у 3 т. / Д. В. Рундквіст [и др.]. - М.: ІГЕМ РАН, 2006. - Т. 1: Глобальні закономірності розміщення. - 390 с.

7. Вулканизм і рудоутворення / наук. ред. Т. Тацумі. - М.: Мир, 1973. - 320 с.

8. Додін Д. А. мінерагенія Арктики / Д. А. Додін. - СПб. : Наука, 2008. - 292 с.

9. Євдокимов А. Н. Нова Земля - ??перспективний ресурсний об'єкт на Баренцове-Карському шельфі / А. Н. Євдокимов, В. Д. Крюков, А. В. Ласточкин та ін. // Разв. та охорона надр, 2000. - № 12. - С. 41-43. 10. Мілановский Е .Е. Ріфтогенез в історії Землі. Ріфтогенез в рухомих поясах / Е. Е. Мілановский. - М.: Недра, 1987. - 297 с.

11. Zaykov VV Volcamic complexes in spreading basins of the southern Urals / VV Zaykov, EV Zaykova, VV Maslennikov // Geodynamics and Metallogeny: The ory and Applications for Applied Geology / NV Mezhelovsky et al., Eds. - Moscow, 2000. - P. 315-337.

12. Гарріс М. А. геохронологічна шкала Уралу і основні етапи його розвитку в докембрії і палеозої (за даними калій-аргонового методу) / М. А. Гарріс //

Абсолютний вік геологічних формацій: міжнар. геол. конгрес: тез. доп. - М.: Наука, 1964. - С. 128-56.

13. Магакьян І. Г. Металогенія (найголовніші рудні пояса) / І. Г. Магакьян. - М.: Недра, 1974. - 304 с.

14. Рудні ресурси та їх розміщення по геоепохам. Рідкісні метали. Тантал, ніобій, скандій, рідкісні землі, цирконій, гафній: довідковий посібник / К. Д. Бєляєв [и др.]. - М.: Недра, 1996. - 176 с.

15. Смислов А. А. Недра Росії: у 2 т. / А. А. Смислов [и др.]. - М., 2001. - Т. 1. - 547 с.

16. лампроитов / наук. ред. С. А. Богатиков. - М., 1991. - 380 с.

17. Yakubchuk A. Metallogeny of the Central Asian supercollage: Urals and Tien-Shan as key examples / A. Yakubchuk [et al.] // Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21-24 August. - 2006. - Abstracts. - V. 1. - File 010.

18. Pak N. Metasomatic zonality models of large gold deposits in Kyrgyzstan / N. Pak // Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21-24 August. - 2006. - Abstracts. - V. 2. - File 162.

19. Koneev RI Geodynamic conditions and minerageny of Uzbekistan gold / RI Koneev // Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21-24 August. - 2006. - Abstracts. - V. 2. - File 157.

20. Malyukova N. Zoning of polymetallic-rare earth deposits and situations of the formation in the Ak-Tyuz ore е eld (the Northern Tien-Shan Region) / N. Malyukova, V. Kim // Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21-24 August. - 2006. - Abstracts. - V. 1. - File 064.

21. Larin FV Evolution trends of Geodynamic environtments and the Duration of Mineral Deposits Formation / FV Larin, DV Rundkvist, E. Yu. Rytsk // Geodynamics and Metallogeny: Theory and Implication for Applied Geology / NV Mezhelovsky et al., Eds. - M., 2000. - P. 193-213.

22. Gerel Ochir. Metallogeny and tectonics of Mongolia / Ochir Gerel, Gombosuren Bodarch, Warren J. Nokleberg, Dedjimaa Gumchin // Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21-24 August. - 2006. - Abstracts. - V. 2. - File 233.

23. Watanabe Y. Re-Os ages for the Erdenet and Tsagaan Suvarga porphyry Cu-Mo deposits, Mongolia, and tectonic implications / Y. Watanabe, H. Stein // Economic Geology, 2000. - V. 95. - Р. 1537 -1542.

24. Mironov A. Re-Os dating of the Orekitkan molybdenum deposit (Russia) / A. Mironov, H. Stein, A. Zimmerman, G. Yang // Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12 -th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21-24 August. - 2006. - Abstracts. - V. 1. - File 065.

25. Рудні ресурси та їх розміщення по геоепохам. Благородні метали (МПГ, золото, срібло): довідковий посібник / Б. І. Беневольскій [и др.]. - М.: Недра, 1995. - 223 с.

26. Mao JW Post-collisional Cu-Ni sulё de deposits in the Chinese Tianshan and Altay: principal characteristics and possible relationship to a mantle plume / JW Mao [et al.] // Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21- st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21-24 August. - 2006. - Abstracts. - V. 3. - File 250.

27. Соболєв В. С. Особливості вулканічних проявів на Сибірській платформі і деякі загальні питання геології / В. С. Соболєв // Петрологія верхньої мантії і походження алмазів. Вибрані праці. - Новосибірськ: Наука, 1989. - С. 89-95.

28. Мілановский Е. Е. ріфтогенеза в історії Землі. Ріфтогенез на древніх платформах / Е. Е. Мілановский. - М.: Недра, 1983. - 280 с.

29. Зінчук М. Н. Кори вивітрювання і вторинні зміни кімберлітів Сибірської платформи / Н. Н. Зінчук. - Новосибірськ, 1994. - 240 с.

30. Konnikov EG Nickel-bearing gabbro-cortlandite formation of the Far East: age and occurrence geodynamics / EG Konnikov [et al.] // Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium , Moscow, 21-24 August. - 2006. - Abstracts. - V. 2. - File 224.

31. Колотухин С. Є. Геологія родовищ рідкісних елементів Південної Америки / С. Є. Колотухин [и др.]. - М.: Наука, 1968. - 280 с.

32. Халезов А. Б. Ураноносность Верхнекамского осадового басейну / А. Б. Халезов // Руди і метали, 2005. - № 4. - С. 5-16.

33. діареї М. Д. Калійні солі Казахстану / М. Д. діареї [и др.]. - Алма-Ата: Наука, 1983. - 216 с.

34. Бушинський Г. І. Геологія бокситів / Г. І. Бушинський. - М.: Недра, 1975. - 416 с.

35. Соколов А. С. Класифікація та закономірності розміщення родовищ фосфатів / А. С. Соколов // Неметалічні корисні копалини: доповіді 27 міжнародного геологічного конгресу (Москва 4-14 серпня 1984). - Секція С 15. - М.: Наука, 1984. - Т. 15. - С. 48-58.

36. Шелдон Р. П. Про приуроченности приміських фосфоритів Скелястих гір до епох полярних оледенений / Р. П. Шелдон // Неметалічні корисні копалини: доповіді 27 міжнародного геологічного конгресу (Москва 4-14 серпня 1984). - Секція С 15. - М., 1984. - Т. 15. - С. 85-94.

37. Наркелюн Л. Ф. Мідисті пісковики і сланці Світу / Л. Ф. Наркелюн, В. С. Саліхов, А. І. Трубачов. - М.: Недра, 1983. - 414 с.

38. Геологія СРСР. Т. XХ. Центральний Казахстан: у 2 кн. - М.: Недра, 1989. - Кн. 1. Корисні копалини. - 541 с.

39. Ганжа Г. Б. Золото-бітумна мінералізація в черносланцевой товщі, Центральна Колима / Г. Б. Ганжа, Л. М. Ганжа // Руди і метали. - 2004. - № 4. - С. 24-32.

Для підготовки даної роботи були використані матеріали з сайту http://www.minsoc.ru

Авіація і космонавтика
Автоматизація та управління
Архітектура
Астрологія
Астрономія
Банківська справа
Безпека життєдіяльності
Біографії
Біологія
Біологія і хімія
Біржова справа
Ботаніка та сільське господарство
Валютні відносини
Ветеринарія
Військова кафедра
Географія
Геодезія
Геологія
Діловодство
Гроші та кредит
Природознавство
Журналістика
Зарубіжна література
Зоологія
Видавнича справа та поліграфія
Інвестиції
Інформатика
Історія
Історія техніки
Комунікації і зв'язок
Косметологія
Короткий зміст творів
Криміналістика
Кримінологія
Криптологія
Кулінарія
Культура і мистецтво
Культурологія
Логіка
Логістика
Маркетинг
Математика
Медицина, здоров'я
Медичні науки
Менеджмент
Металургія
Музика
Наука і техніка
Нарисна геометрія
Фільми онлайн
Педагогіка
Підприємництво
Промисловість, виробництво
Психологія
Психологія, педагогіка
Радіоелектроніка
Реклама
Релігія і міфологія
Риторика
Різне
Сексологія
Соціологія
Статистика
Страхування
Будівельні науки
Будівництво
Схемотехніка
Теорія організації
Теплотехніка
Технологія
Товарознавство
Транспорт
Туризм
Управління
Керуючі науки
Фізика
Фізкультура і спорт
Філософія
Фінансові науки
Фінанси
Фотографія
Хімія
Цифрові пристрої
Екологія
Економіка
Економіко-математичне моделювання
Економічна географія
Економічна теорія
Етика

8ref.com

© 8ref.com - українські реферати


енциклопедія  бефстроганов  рагу  оселедець  солянка