УДК 551.24:553.2

Источником рудообразующего вещества сульфидно-касситеритовых месторождений Сихотэ-Алиня являются нижнемеловые флишоидные толщи Приморского рифто-грабена. Эти аркозовые толщи сформировались за счет размыва докембрийских кристаллических пород и прорывающих их раннепалеозойских-пермских гранитоидов. Образование сульфидно-касситеритовых месторождений и сопряженных с ними полей биотитовых метасоматитов было обусловлено глубинными геодинамическими напряжениями, возникающими при дивергенции бортов рифто-грабена. Свинец галенитов из различных по генезису оловорудных месторождений Сихотэ-Алиня был образован в различных уран-свинцовых и торий-свинцовых изотопных системах. Модельный возраст торогенных изотопов свинца определяет возраст рассеянного рифтинга, обусловившего появление палеозойско-раннемезозойских базальтоидно-кремнистых образований на плечах Приморского рифто-грабена. Модельный возраст свинцов, рассчитанный по урановой составляющей, фиксирует возраст наиболее интенсивного проявления палеозойского гранитоидного магматизма в фундаменте Приморского рифто-грабена.

The source of ore-forming matter of the sulfide-cassiterite deposits of Sikhote-Alin are the Lower Cretaceous flyschoid series of the Primorsky rift-graben. These arkosic masses were formed due to the washout of the Pre-Cambrian crystalline rocks and the Early Paleozoic-Permian granitoids broken them. The formation of the sulfide-cassiterite deposits and conjugate fields of biotite metasomatites was caused by deep geodynamic tensions arisen through the divergence of the rift-graben sides. Lead of galenite from different-genesis tin deposits of Sikhote-Alin, , was formed in different uranium-lead and thorium-lead isotope systems. The model age of the torogenic lead isotopes defines the age of the dispersed rifting resulted in the appearance of the Paleozoic-Early Mesozoic basaltoid-cherty formations on the shoulders of the Primorsky rift-graben. The model age of lead, calculated from the uranium constituent, fixes the age of the most intensive Paleozoic granitoidal magmatism in the basement of the Primorsky rift-graben.

Взаимоотношения оруденения с магматизмом отличаются крайним разнообразием. Наиболее контрастно это выражается в существовании как собственно магматических месторождений, так и в широком развитии амагматического оруденения (стратиформные месторождения свинца и цинка в карбонатных породах, германиевое оруденение в бурых углях и др.).

Сообщество магматизм-оруденение, реально существующее во времени и пространстве, образует рудно-магматическую систему. Последняя является совокупностью генетически и парагенетически взаимосвязанных между собой магматических, гидротермально-измененных пород и руд, слагающих генетические ряды рудных формаций, образованных в близких структурно-тектонических обстановках. Источником рудного вещества в таких системах являются собственно магматические породы (магматические месторождения хрома, титана и др., пегматитовые и грейзеновые месторождения бериллия, олова и др.)

Генезис современных субмаринных сульфидных залежей объясняется конвективно-рециклинговой моделью. В конвективно-рециклинговых системах основную роль в рудообразовании играют процессы выщелачивания рудных компонентов из подстилающих пород при интенсивной циркуляции в них морских вод, вызванной периодическим изменением теплового потока интрателлурических источников.

Аналогом конвективно-рециклинговых систем Океана могут служить регенерационно-рудообразующие системы континентов. Формирование последних также связано с заимствованием рудных компонентов, как из вмещающих пород, так и ранее образованных руд, в результате чего появляются регенерированные месторождения (Шнейдерхен, 1957).

Примером сопряженности регенерационно-рудообразующих и магматогенно-рудных систем является оловянное оруденение Сихотэ-Алиня, что обусловлено геодинамической историей развития этого региона.

Сихотэ-Алинская складчатая область относится к числу основных оловоносных провинций России. Большинство оловорудных месторождений региона локализуется среди нижнемеловых (верхнеберриасовых-нижнеальбских) терригенных, часто флишоидных, морских отложений, занимающих обширные пространства в приводораздельной части хребта Сихотэ-Алинь. Выделяемая в ранге Главного оловоносного пояса Приморья (Радкевич, 1977), Лужкинской металлогенической зоны оловянных месторождений (Ханчук и др., 1995), область развития таких песчаниково-сланцевых образований, суммарной мощностью свыше 10-12 км, относится различными исследователями либо к Главному Синклинорию Сихотэ-Алиня (Геология СССР, 1969), либо к Центральной зоне Сихотэ-Алинской складчатой области (Голозубов, Мельников, 1986), к Восточной структурно-формационной зоне (Назаренко, Бажанов, 1987) , к Журавлевскому террейну (Ханчук и др., 1995), к Приморскому рифто-грабену (Уткин, 1996).

Приморский рифто-грабен, имеющий в плане ромбовидное очертание, протягивается в С-В направлении на расстоянии свыше 800 км, при максимальной ширине 120-130 км. Его клиновидное южное окончание ограничено двумя сопряженными линеаментами – Центральным и Прибрежным разломами, глубина которых по сейсмическим данным достигает 40-35 км. Северное ограничение рифто-грабена проходит по серии сближенных субпараллельных нарушений (Тигринкинская, Катэн-Чукенская и др. зоны разломов), протягивающихся в С-В направлении до истоков р.Джаур. В гравитационном поле северное ограничение рифто-грабена хорошо фиксируется серией протяженных градиентных ступеней. На сочленении Центрального и Тигринкинского разломов происходит плавный изгиб простирания таких гравитационных ступеней с север-северо-восточного на северо-восточное.

Северо-восточное и, частично, юго-восточное ограничение рифто-грабена перекрыто вулканитами Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса, а также базальтами миоцен-плиоцена (на северо-востоке).

Материалы глубинного сейсмического зондирования (Аргентов и др., 1976) говорят о том, что по отношению к вмещающим геологическим структурам, сложенным палеозойскими-раннемезозойскими вулканогенно-кремнистыми породами (с широким развитием палеозойско-мезозойских базальтоидов) Приморский рифто-грабен является обособленным геоблоком. В его пределах глубина до поверхности Мохо, фиксирующаяся скачкообразным увеличением граничных скоростей продольных волн (V_г = 8,1-8,2 км/сек), достигает 42-40 км, плавно уменьшаясь в С-В направлении до 38 км.

На бортах рифто-грабена глубина до поверхности Мохо не превышает 35-32 км. Максимальная глубина поверхности раздела, принимаемой за кровлю гранитно-метаморфического слоя (докембрийского кристаллического фундамента), в центральной части грабена достигает 20 км (Глубинное строение ….., 1964). Вблизи Центрального и Прибрежного разломов происходит ступенчатое воздымание геофизических границ с приближением поверхности раздела, сопоставляемой с кровлей кристаллического фундамента, до 1-2 км. Характерно, что по обрамлению рифто-грабена в окаймляющих его палеозойско-раннемезозойских кремнисто-вулканогенных породах обнажаются древние кристаллические сланцы и гнейсы, слагающие не только Сергеевский выступ, но и отдельные блоки (Бреевский, Ольгинский, Анюйский и др.) Мощность нижнемелового осадочного комплекса, имеющего по данным ГСЗ горизонтально-слоистое строение, составляет в среднем 10-12 км, увеличиваясь в осевой части (междуречье рек Арму-Обильная) до 12-15 км.

Для Главного оловоносного пояса Приморья (Радкевич, 1977), локализующегося в пределах Приморского рифто-грабена и сужающегося к югу в результате сближения ограничивающих рифто-грабен разломов, характерна региональная зональность в размещении оловорудных месторождений различного состава. Вдоль западного ограничения рифто-грабена, в зонах Центрального и Тигринкинского разломов с массивами гранитов, формирование которых по К-Ar определениям происходило в возрастном интервале от 105 до 85 млн.лет, локализуются оловоносные грейзены и кварц-касситеритовые месторождения. Далее к востоку, с удалением от полосы гранитоидов появляются касситерит-силикатные месторождения.

Вдоль восточной границы Приморского рифто-грабена развиты преимущественно касситерит-силикатные месторождения, парагенетически связанные с гранитоидами повышенной основности. Возраст последних по К-Ar определениям лежит в пределах 85-65 млн.лет.

В центральной части Приморского рифто-грабена широко развиты колчеданные сульфидно-касситеритовые месторождения, локализующиеся по обрамлению обширных полей биотитовых метасоматитов и не имеющие видимой связи с интрузивными образованиями.

На крайнем южном окончании Главного оловноносного пояса, где он сужается, встречены сложные по составу месторождения с телескопированными рудами (Радкевич, 1977).

Полученные в последние годы материалы геологического доизучения Сихотэ-Алиня подтверждают определяющую роль рифтогенеза в зарождении Приморского рифто-грабена. Заложение этого крупнейшего флишевого трога Сихотэ-Алиня относится к поздней юре-раннему берриасу. Об этом говорит широкое распространение по внешнему обрамлению рифто-грабена не только трещинных интрузивов меймечит-пикритового состава, но и комагматичных им субщелочных базальтоидов, их туфов и кремнисто-пепловых пород погской свиты с радиоляриями титона-берриаса. Вдоль северо-западной границы рифто-грабена также широко развиты кремнистые толщи с меймечитами (Зимин и др., 1965), согласно перекрывающиеся вулканомиктовыми терригенными отложениями титона – нижнего берриаса.

Обрамляющие Приморский рифто-грабен вулканогенно-кремнистые образования палеозоя-юры относятся различными исследователями либо к Центральному антиклинорию и Прибрежной антиклинальной зоне (Геология СССР, 1969), либо к Северо-Западной и Прибрежной зонам Сихотэ-Алинской складчатой области (Голозубов, Мельников, 1986), к Самаркинскому и Таухинскому террейнам (Ханчук и др., 1995), к Восточно-Ханкайской и Прибрежной горст-аккреционным системам (Уткин, 1996).

Эти своеобразные образования, состоящие преимущественно из кремнистых пород и базальтоидов, в ассоциации с которыми встречаются небольшие разновозрастные дунит-гарцбургитовые массивы, а также массивы рифогенных известняков с подстилающими их базальтоидами, представляющими останцы сорванных по надвигам палеозойско-триасовых палеовулканов, являются типичным примером проявления рассеянного рифтинга (Грачев, 1977), начавшегося в раннем палеозое и закончившегося в юре на континентальной коре.

Характер и мощность разрезов терригенных толщ, выполняющих Приморский рифто-грабен, говорит о лавинных условиях их седиментации. В краевых частях рифто-грабена широко развиты консидементационные надвиги и олистостромовые образования с пластинами вулканогенно-кремнистых и карбонатных пород, появление которых было обусловлено оползанием во флишевый трог палеозойско-мезозойских образований “рамы”. Формирование в конце готерива – начале альба в пределах рифто-грабена интрузивно-купольных структур не только привело к инверсии консидементационных надвигов с появлением их центростремительной, относительно оси рифто-грабена, вергентности, но и явилось причиной образования многочисленных тектонических чешуй с центробежной вергентностью в пределах палеозойско-мезозойской “рамы”. Породы последней приобрели облик мелкой мозаики, что обусловлено появлением разнопорядковых надвигов различного генезиса.

Фишоидные толщи рифто-грабена, сложенные разнообразными аркозами (SiO₂=68.5-79.2%; K₂O=2.6-3.52%; Na₂O=1.2-2.0%; MgO=0.4-1.30%), были, в основном, сформированы за счет размыва гранитно-метаморфических пород кристаллического основания Сихотэ-Алиня. Типоморфной особенностью всего разреза нижнемеловых толщ является присутствие среди акцессориев не только циркона и турмалина, но и кластического биотита (от 0,5 до 5%), изредка мусковита. Содержание олова в таком кластическом биотите от 100 до 200 г/т.

В базальных конгломератах таухинской свиты (верхний берриас), с резким угловым несогласием перекрывающих палеозойско-мезозойские образования, на Ю-В плече рифто-грабена (бассейны рек Аввакумовки, Маргаритовки и др.), наряду с широким развитием валунов и галек кремнистых пород с верхнепермскими и юрскими радиоляриями, встречаются валуны и галька гранитов, и гальки кварца с мусковитом и касситеритом. Возраст гранитов из валунов калий-аргоновым методом определен в 260 млн.лет. Акцессорные минералы в песчаниковом базальном цементе конгломератов представлены цирконом, турмалином, гранатом, реже ставролитом, корундом, андалузитом и шпинелью.

Содержание олова в аркозах флишевых толщ от 3 до 6 г/т, бора – до 100-150 г/т, свинца – 15-20 г/т. Экспериментально установлено, что до 10% свинца в таких толщах находится в форме легкорастворимых химическтх соединений [10]. Содержание SO₃ крайне неравномерно: от полного отсутствия до 0,01-0,02%, реже – до 0,08%. Неотъемлемым компонентом этих толщ являются вадозовые воды, обладающие определенным поровым давлением.

Общее максимальное напряжение в коре является интегральной функцией не только литостатического и порового (поробарического) давления, но и напряжением дифференциального стресса. Дивергенция (раздвиг) бортов Приморского ритфто-грабена обусловила появление в его осевой части очагов декомпрессии, т.е. низкого поробарического давления, что привело к нарушению изостатического равновесия [(Ростовский, 1998) и вызвало подъем надочаговых участков с образованием купольных морфоструктур. Такие морфоструктуры с абсолютными отметками 800-1200 м хорошо выделяются локальными минимумами гравитационного поля диаметром от 70 до 110 км. По периферии областей декомпрессии, в ненарушенных участках коры, поробарическое давление возрастало до пределов, достаточных не только для палингенеза, но и для центробежного гидроразрыва с образованием линзовидно-чешуйчатых надвиговых структур. Подошва наиболее крупных надвигов в интервале глубин 1-3 км (МОВ) фиксируется в краевых частях рифто-грабена и вмещающей его “рамы” сейсмическими площадками полого наклоненными в сторону наиболее приподнятой части горной системы Сихотэ-Алиня. Кристаллизация палингенных расплавов, генерирующихся в зонах высокого барического градиента, явилась причиной появления в рифто-грабене высокоглиноземистых гранитов, возраст которых по К-Ar определениям 115-95 млн.лет, с отделением от них флюидной фазы, обогащенной К¹⁺ и Fe²⁺ (Ростовский, 1997). Последняя, перемещяясь в области декомпрессии (разуплотнения), фиксирующиеся минимумами гравитационного поля, вызвала перекристаллизацию в них кластического биотита песчаников с образованием полей биотитовых метасоматитов, которые характеризуются содержанием олова от 3 до 70 г/т, т.е. более чем на порядок, превышающем фоновое его содержание в неизмененных породах. Содержание олова в крипточешуйчатом биотите таких метасоматитов достигает 300-500 г/т (Размахнин, Малков, 1974). В этих метасоматитах полностью отсутствует касситерит, что объясняется низкой степенью окисления олова (Sn²⁺), изоморфно входящего в кристаллическую решетку биотита. Низкая степень fO₂ такой гидродинамической системы объясняется постоянным присутствием растительного детрита среди флишоидных толщ рифто-грабена. Содержание органического углерода в неизмененных песчаниках часто достигает 0,11-0,15%, увеличиваясь в алевролитах до 0,32-0,34%.

За пределами областей декомпрессии аномально высокое давление флюидной фазы, обогащенной ионами К¹⁺ и Fe²⁺, вызвало появление сетчато-прожилковых и трещинных зон гидроразрыва. Повышение fO₂ в этих относительно открытых гидродинамических системах вызывало переход ионов Sn²⁺ в Sn⁴⁺. Свойство Sn⁴⁺ образовывать в щелочной среде станнаты и сульфостаннаты объясняет широкое развитие станнина в существенно пирротиновых рудах, локализующих по обрамлению полей биотитовых метасоматитов. В свою очередь, легкая гидролизуемость станнатов вызывала осаждение гидрата Sn(ОН)₄ с появлением нескольких генераций касситерита в станнин-пирротиновых рудах. Ранний касситерит образует мельчайшие кристаллики, тогда как более поздний регенерированный касситерит встречается в виде почковидных обособлений, инкрустированных тонкоигольчатым касситеритом.

В гидротермально-измененных породах около таких руд биотит практически отсутствует, но широко развит хлорит-серицитовые метасоматиты.

Импульсные прорывы высоконапорных флюидов обусловили временное понижение давления в нижних частях локальных гидродинамических систем. Когда давление в таких областях становилось меньше литостатического, трещины гидроразрыва закрывались, вплоть до нового прорыва флюидной фазы, следующей за очередным тектоническим импульсом.

Развитые в центральной части Сихотэ-Алинского рифто-грабена колчеданные месторождения сульфидно-касситеритовой формации, как правило, не имеют видимой связи с интрузивными образованиями, тогда как месторождения олова касситерит-силикатной и касситерит-кварц-сульфидных формаций, локализующиеся вблизи краевых зон рифто-грабена, парагенетически связаны с позднемеловыми (маастрихт-даний) гранитоидами повышенной основности (монцонитоидами). Вместе с тем, даже для этих месторождений отмечаются явления заимствования (регенерации) металлов из вмещающих флишоидных толщ. Для многих таких месторождений установлены значительные зоны выноса олова и свинца из подрудных толщ с образованием обширных зон привноса (ореолов концентрации) над рудными телами.

Области выноса олова, характеризующиеся содержанием его в породах до 1-2 г/т при фоне 3-6 г/т, начинаются на глубине 1,2-1,3 км ниже рудных тел. Области выноса свинца, нижняя граница которых находится в 700-800 м глубже нижнего интервала выклинивания рудных тел, наиболее контрастный характер приобретают вблизи оловопродуктивных частей рудных интервалов [(Бураго, 1971). Здесь содержание свинца не превышает 1, реже 2 г/т, при фоновой концентрации его от 15 до 20 г/т, тогда как в надрудном пространстве наблюдается резкое увеличение содержаний свинца (до 50-200 г/т). Над скрытыми рудными телами Верхнего месторождения концентрация свинца в песчаниково-сланцевых толщах составляет 100-50 г/т с распространением таких ореолов концентрации по вертикали на 250-300 м.

Свинец является одним из тех элементов, геохимическая история которых полностью отражена в его изотопном составе. Как правило, на всех оловорудных месторождения Сихотэ-Алиня, особенно в их апикальных частях, присутствует галенит. Имеющиеся к настоящему времени определения изотопного состава свинца галенитов (табл. 1) дают возможность определить возраст материнского субстрата, породившего этот свинец. Объясняется это тем, что в галенитах, наряду с обычными изотопами ²⁰⁴Pb, всегда присутствует его изотопы ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb и ²⁰⁸Pb , образовавшиеся за счет радиоактивного распада урана и тория. Пока свинец, уран и торий находятся в литосфере в рассеянном состоянии, происходит постоянное пополнение свинца его радиогенными изотопами. В этапы тектоно-магматической активизации, сопровождаемые палингенезом, происходит дифференциация этих элементов. Свинец концентрируется в ультраосновной и основной частях возникающих расплавов, тогда как уран и торий – в гранитоидной их составляющей. При кристаллизации кислой части расплава

Th⁴⁺ концентрируется в акцессорных минералах (торите, монаците, ортите, цирконе, сфене, апатите). U⁴⁺,легко окисляясь до U⁶⁺, уходит с гидротермальными растворами, зачастую накапливается в осадочных толщах, легко выщелачиваясь подземными водами.

Рассчитанные по модели Рассела-Фаркуара-Камминга (Краткий справочник .., 1977) модельные возраста свинца галенитов говорят о неоднократных перестройках коры в пределах Сихотэ-Алинской складчатой области.

Торогенные изотопы свинца в галенитах оловорудных месторождений Сихотэ-Алиня, вероятно, определяют возраст основных периодов рассеянного рифтинга в окружающих Приморский рифто-грабен палеозойских вулканогенно-кремнистых образованиях. Судя по материалам геологического доизучения Прибрежной зоны Сихотэ-Алиня (Ростовский, 1981ф, 1994ф), формирование базальтоидов палеозоя, сопровождаемое образованием олистостромовых толщ, происходило на рубеже фаменского века (поздний девон) и турнейской эпохи (ранний карбон), т.е. 360 млн. лет (Харланд и др., 1995), на границе визейской и серпуховской эпох (ранний карбон), т. е. 333 млн. лет , на рубеже башкирской и московской эпох позднего карбона, а также в перми – на границе артинского и кунгурского веков, т. е. 263 млн. лет (Харланд и др., 1995).

Имеющиеся отдельные анализы свинца, определяющего его возраст по ториевой соствляющей в 158 млн. лет, вероятно определяют начало рифтогенного этапа, предшествующего формированию Приморского рифто-грабена и соответствующего границе оксфорда и киммериджа верхней юры – 156 млн. лет (Харланд и др., 1995).

Модельный возраст свинцов, рассчитанный по урановой составляющей, скорее всего фиксирует возраст наиболее интенсивного проявления гранитного магматизма в фундаменте Приморского рифто-грабена, соответствующего как позднекаменноугольной – 296 млн. лет (Харланд и др., 1995), так и пермской эпохам – 286-258 млн. лет (Харланд и др., 1995). Следует отметить, что карбоновые редкометальные граниты, а также позднепермские гранитоиды широко развиты в пределах Ханкайского кристаллического массива.

Таким образом, в пределах Сихотэ-Алинской складчатой области, также как и в Альпийской складчатой системе (Шнейдерхен, 1957), широко развиты явления регенерации рудного вещества, сопровождаемые процессами реювенации (Гончаров,Сидоров. 1998). Типичными примерами таких месторождений являются полиметаллические Щербаковское и Фасольное месторождения, в которых на галенит-сфалеритовую ассоциацию накладываются кварц-мусковитовые грейзены с топазом и касситеритом.

Авторы благодарны В.Г.Судзеловской за помощь в оформлении рукописи.

Аргентов В.В., Гнибиденко Г.С., Попов А.А., Потапов С.В. Глубинное строение Приморья (по данным ГСЗ). М.: Наука. 1976. 89 с.

Бураго А.И. О зонах выноса некоторых элементов на оловорудных месторождениях Приморья //Геохимические методы при поиске и разведке рудных месторождений. Тр. ИМГРЭ. Вып. 6. 1971. С. 52-53.

Геология СССР. Т. 32. Приморский край. М.: Недра. 1969. 696 с.

Глубинное строение и особенности металлогении юга Дальнего Востока. М.: Наука. 1964. 168 с.

Голозубов В.В., Мельников Н.Г. Тектоника геосинклинальных комплексов Южного Сихотэ-Алиня. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1986. 128 с.

Гончаров В.И., Сидоров А.А. Реювенация месторождений вулканогенных поясов // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 18, № 1. С. 70-83.

Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. Л: Недра. 1977. 248 с.

Зимин С.С., Старков Г.Н., Щека С.А., Погорелова М.Г. О находке меймечитов в Главном синклинории Сихотэ-Алиня //Вопросы геологии и рудоносности Дальнего Востока. Владивосток: Кн. Изд-во. 1965. С. 194-196.

Краткий справочник по геохимии. М.: Недра. 1977. С. 130-134.

Михайлов М.А. Металлогеническая специализация вулканогенно-осадочных толщ Дальнего Востока //Основные проблемы металлогении Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1971. С. 70-74.

Назаренко Л.Ф., Бажанов В.А. Геология Приморского края. Ч. III. Основные черты тектоники и истории развития. Владивосток. Препринт. 1987. 60 с.

Радкевич Е.А. Металлогенические провинции Тихоокеанского рудного пояса. М.: Наука. 1977. 176 с.

Размахнин Ю.Н., Малков И.И. Модель выщелачивания олова из биотитовых метасоматитов Сихотэ-Алиня // Геология и металлогения Южного Приморья. Владивосток: Труды ДВПИ. Т. 58. 1974. С. 71-83.

Ростовский Ф.И. Формация высокоглиноземистых гранитов как структурно-вещественное проявление ультрадинамометаморфизма // Гранитоидные вулканогенно-плутонические ассоциации. Сыктывкар. 1997. С. 17-18.

Ростовский Ф.И. “Литосферные циклоны” и изостазия //Закономерности строения и эволюция геосфер. Хабаровск. 1998. С. 149-150.

Уткин В.П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулканические пояса юга Дальнего Востока России. Статья 1. Горст-аккреционные системы и рифто-грабены // Тихоокеан. геология. 1996. Т. 15, № 6. С. 44-72.

Ханчук А.А., Раткин В.В., Рязанцева М.Д., Голозубов В.В., Гонохова Н.Г. Геология и полезные ископаемые Приморского края. Владивосток: Дальнаука. 1995. 66 с.

Харланд У.Б., Кокс А.В., Ллевеллин П.Г., Пиктон К.А.Г., Смит А.Г., Уолтерс Р. Шкала геологического времени. М.: Мир. 1995. 140 с.

Шнейдерхен Г. Успехи в познании вторично-гидротермальных и регенерированных месторождений // Рудные регенерированные месторождения. М.: ИЛ. 1957. С. 63-81.