Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология гипербазитов шаманского массива

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология гипербазитов шаманского массива"

РГ6 од

1 з ИЮН 1995

На ираьах рукописи

Пугачева Ьчйна ЬгороБна

ШГШОШ ГИЛШАЗлПиЬ ШАНйЮГО МАССИЬА

(□ад£-ьтысш горная область)

04.00.Об - петрография, вулканология

Автореферат

диссортацли на соискание ученой степени кандидата геелого-минералогических наук

Гьи(,:н - 1995

Работа выполнена в НИЛ структурной петрологии я мшгуът'-пт* и нч кафедре петрографии Томского государственного университет«

Нчучный руке водитель: плен-корреспондент СО АЛ ВШ, доктор геолого-минералогических наук, профессор А.И. Гончаренко

(фшиальние оппоненты: доктор геолого-ишералогических наук С.А. Палаццжял;

кандидат геолого-минералогических наук, доцент Л.Л. Рихванов.

Ведущая организация; Объединенный институт геологии, геофизики и минералогии СО РАН (г. Новосибирск).

Защита состоится 27 июня 1995 г. в 1400 час. на

заседании диссертационного совета К 063.53.09 в Томском госуда) ственном университете в аудитории £ 27 ' .

Адрес: 634010, г. Томск, просп. Ленина, 36.

С диссертацией можно ознакомиться в научноП библиотеке Томском госунцеерситета.

Автореферат разослан . 1995 г.

УЧЕНЫЙ СШЕТАРЬ диссертационного совета, у

квнлидат геол.-минерал, наук, и II

доцеггг п Утки"

выдашь

Актуальность теш. Вопроси петрологии и эволюции вещественного оетава альпинотипнглс гипербазитов в настоящее время разработаны .остаточно основательно. Значительно менее изучены аспекты, связан-,ые с пластической деформацией гипербазитов, обусловившей формирова-ие сложное внутренней структуры массивов и эволюцию их вещества , ри выведении из глубин верхней мантии на уровни консолидации в зем-ой коре. Поптому предпринятое автором систематическое изучение и ипизация гипербачитов и зависимости от степени их пластической де-ормацнн с использованием нетрадиционных методов петроструктурного нализа является одной из актуальных петрологических задач, от ус-ешного решения которой зависит эффективность исследования минера-онии этих пород.

Цель и задачи диссертационной работы. Целью исследований явля-ось выяснение внутренней деформационной структуры Ламанского ги-Е'рбазитового массива,' установление отапности пластических декораций и их механизмов, определение состава слагающих массив пород их. петрогеохимической и петрсструктурно''П эволюции. В процессе ис-иедованнп решались следующие задачи: I) детальное структурно-гео-огическое каршревание массива; 2) типизация деформированных мик-^структур.гипербазитои и анализ состава породообразующих минера-ов; 3) гштраетруктурниП анализ пород; 4) петро- и геохимические гобенности гипербызитив в зависимости от степени их пластической .-формации.

Фактический материал. Ь основу диссертаций положена данные дс-1Ти.м тнего полевого и камерального изучения гипербазлтов Шаманс-;го массит. Кроме того, аиюр участвовал в полевых геологических следованиях рада других гипербазитоЕЫХ массивов: Йоржинского (Се-»нски? хребет), Срзднегерсинского (Кузнецкий Алатау),. Кеипирсай-(ого Урал), Парамского, Килянского и Молодежного (Средне-

римская горная область), массивов Западно? Тувы, осуществлявших-г совместно с сотрудниками СЫЗЫИ ДШ РАН и НИЛ структурной петро-ц'ии и «инерагении 'Н'ЛЛ СЯМ 1 Томского госуниверситета.

Диссертационная работа является частью научной темы, № гос. :гистр. 0192и012о35 "ПетраструктурннС анализ базит-гипербазитоеих >мплексов и идентификация потенциально рудоносных.структур", осу-:СтвляемоЙ на кафедре петрографии и 11Ш, СШ ToмcкJГo госуниверси-гта под руководством профессора Л.И. Гончаренко.

В процессе полевого исследования актором отобрано 930 ориенти-'ванннх образцов с целью исследования микроструктурах элементов

г

пород и-петроструктур оливина. В работе испольэосано 159.химических, 84 спектральных, 80 Не^тронно-активапионнмх анализов .пород и 76 ■ методом инверсионно.'' вольтамперометрии, 26 спектров определено методом .ядерного гамма-резонанса, 67 микрозондовьгх анализов и 26 . определений оптических свойств минералов. Химические анализы выпол,-нены в Центральной лаборатории IITU "Запсибгеологйя". (г. Новокузнецк), спектральные в институте геохимии СО РАН (г. Иркутск), методом инверсионной вольтамперометрии - в HHJi СИМ ТГУ (г. Томск), микрозон-довые - в ОИГТиМ СО РАЯ (г. Новосибирск) и в институте вулканологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский).

Основные защищаемые положения:

1. В. формировании внутренней структуры гипербазитов Шаыанского массива устанавливается последовательно проявившаяся стадийность их пластического течения. На ранних стадиях этого процесса создавались ЛинеРныё и складчатые деформационные структуры, дисконформнке к структуре вмещающих массив пород. На более поздних стадиях пластическое течение гипербазитов осуществлялось в'структурном единстве с обрамляющими-массив породами метаморфического комплекса, что привело к формировании конформной с ними деформационной структур«.,

2. Выявленные особенности эволюции вещества гипербазитов обусловлены интенсивностью их пластической деформации и выражаются в закономерных вариациях нормативного-состава и химизма пород. Установлена .связь состава главных породообразующих шнералов гипербазитов с типами их деформационной микроструктуры. С усилением степени рекристаллизации оливина его железистость уменьшается, а с увеличением интенсивности пластического течения - существенна возрастает. Усиление степени деформации гипербазитов сопровождается также умет, тешем дисперсии концентрации хрома в акцессорных хромшпинелидах.

3. Установленный oScyif? тренд структурного преобразования гипер^ базитов находит отражение в характере распределения эолота, палладия и некоторых других элементов, лвлящихся геохимическими индикаторами пластической деформации пород. ■

4. Выявленная стадийность эволюции петроструктуры олиеина отражает общую регрессивную тенденцию', обусловленную последовательной сменой систем трансляционного скольжения (100) [01(2 —»{OKI} !Ю0) —-» —» (110) [001] совместно с синтектоничоской рекристаллизацией.

Кинематическая интерпретация петроструктур гипербазитов и пород обрамления указывает на общность динамической обстановки их течения на заключительной стадии пластической, деформации, что согласуется с данными структурного исследования.

Установленная иерархия деформационных структур оливиновнх агре-

готов позволяет идентифицировать пототушльно рудоносное системы, благоприятные для локализации хромитового оруденений.

Научная новизна работы. Установлена внутренняя деформационная структура массива и выявлен широкий спектр микроструктур гипербв-эитов, возникших в процессе пластического течения и рекристаллизации. Выявлена петроструктурнпя эволюция пород и произведена оценка РТ-условий их пластической деформации. Показана индикаторная роль злемеитов-примесей при изучении стадийности зтого процесса.

Практическое значение. -Особенности структуры и состава гиперба-зитое на макро- и микроуровне их зволпции предопределяют принципиально новый подход к кэртиропанип массивов в составе офиолитових комплексов. Полученные результаты могут быть использованы для разработки петроструктурных критериев прогнозной оценки альпинотипных гипербазитов на различные виды связанных с ними полезных ископаемых >1, В'особенности, хромитов.

Апробация работа. Основные результаты исследований автора опубликованы а Ю работах и содержатся в двух тематических отчетах.

Сообщения по теме диссертации докладывались на научной конференции, посвященной столетию ¡ткрытия Томского госуниверситета " !Томск, 19Ьв), на конференции "Структура линеаментных зон динамоме-гаморфнзма" (Новосибирск, I9B8), на конференции, посвященной столетий со дня рождения проф. А.Я. Булынникова (Томск, 1992) и на науч-юй конферет^и, посвященной столетии со дня рождения проф. В.А.Хах-!ова (Томск, 1994).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, секи ••лав и заключения общим объемом 334 страниц машинописного текста, .'опрозождается 45 иллюстрациями, 55 таблицами, а такяе приложением, жлючаящнм аналитические данные. Библиография содержит 327 наиыено-¡¡ший. Г

Автор признателен научному руководителю члену-корроспоцденту :0 АН BJJ, доктору геолого-ыинералогических наук, профессору А.И.Гон ■ (зренко, со.чдамецу благоприятные уел о пня для гыиолненил зт -f работы [ под"влиянием которого формировалось научное мировоззрение чвтора, Автор благодарен профессорам А.И. Годигину и А.Ф. Коробейникоьу ¡а плодотворное обсуждение отдельных аспектов данной работы, заве-ующему ¡Ш СГШ доценту А.И. Чернышеву, а также всем сотрудникам афедры петрографии Томского госуниверситета за постоянную помощь процессе работы над диссертацией.

Автор признателен И.Ю. Уткину и '1 .5. Поупов..)? за t«о?- в o.fcq лении диссертации.

ГЛАВА I. МЕТСДЖА ИССЛЕДОВАНИЯ И ОБЗОР ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ДАННЫХ

В настоящее время в связи с-разработкой теории тектоники плит особое значение приобретают исследования глубинных тектонических процессов, которые находят отражение в деформационных структурах адьпинотипных гипербазитов.

Сходство петроструктурных особенностей гипербазитов и метаморфических пород позволяет применять при изучении, наряду с традиционными петрографическими исследованиями, методы структурного картирования, геометрического и микроструктурного анализов. Это помогает воссоздать историю развития деформаций и проследить общую направлен' ность процессов метаморфизма-гипербазитов (Гончаренко, 1985, 1989). Наряду с этим, использование физических и аналитических методов дает возможность определить физико-химические изменения, происходящие при деформационной эволюции гипербазитов.

• Полевой период исследований включал среднемасштабше геолого-структурное картирование гипербазитового массива, сопровождавшееся систематическим отбором ориентированных образцов и массовыми замерами плоскостных и линейных структурных элементов. Это изучение потребовало применения специальных методик, разработанных для исследования сложнодислоцированных метаморфических комплексов (Казаков, 1976; Сыстра,. 1978; Флаас, 1978). Проведенный автором геометрический анализ плоскостных элементов с применением стереографических проекций {Родыгин, 1973, 1980) позволил получить пространственные ориентировки минеральной уплощенности (Б) и минеральной линейности (М, послужившие основой для расшифровки внутренней деформации структур массива с выявлением в гипербазитах складчатых форм конического и цилиндрического типов. Лабораторные исследования были сконцентрированы^ на детальном изучении деформационных микроструктур породообразующих минералов. Количественная оценка степени деформации гипербазитов проводилась с применением методов стереометрической металлографии (Салтыков, 1970), Для выявления механизмов деформации гипербазитов с определением этапности и общей направленности процессов пластической деформации проведен микроструктурный анализ оливина (Гончаренко, 1985, 1989; Щербаков, 1986; Гснчаренкс, Чернышев, 1990; //¿со1аи , ^^¿ег- , 1986 и др.) с применением специальных методов и подходов, разработанных на кафедре петрографии Томского госунньерситета.

В главе приводится краткий обзор литературных данных об чкепе-

риментально и природно деформированных породах и минералах. Экспериментальные исследования пластического течения горных пород, в том числе ультраосновных, базируются на достижениях в области изучения механических свойств металлов и сплавов при различных температурах и скоростях деформации. Рассмотрены итоги экспериментального изучения пластической деформации минералов, ее главные способы, я также условия возникновения предпочтительных кристаллографических ориентировок в процессе деформации и рекристаллизации. Особое внимание уделено данным по экспериментальному изучению деформации и рекристаллизации оливина.

Пластическое течение оливина может осуществляться различными механизмами: внутрикристалЛическим трансляционным скольжением .(£<* • 19и8), синтектонической рекристаллизацией К/1ге' ¿а11ег»яп(, Саг1ег- , 1970) или сочетанием этих двух механизмов ,

1970; 'Угсо/л- 1973). С механизмом деформации оли-

вина закономерно связаны типы его предпочтительной ориентировки по внутреннему строению. Смена систем скольжения в оливине с увеличением температуры и. уменьшением скорости деформации имеет следующую тенденцию: (100) [001] —*{П0} [001] —» {ОКЬ} [100] ~(010) [100] {/Псе>гаи , Р01г>, 1976).

Во смещающих гипербазиты породах для слагающих их минералов также определены признаки пластической деформации. Наиболее информативными являются кварц, биотит, кальцит. Рассмотрены предпочтительные ориентировки этих минералов и условия их пластической деформации.

В главе приводится краткий анализ физических методов исследования - метод ядерного гамма-резонанса (эффект Мессбауэра), электронного парамагнитного резонанса (ЭПР) и определение электрофизических свойств бесконтактным способом на СВЧ в применении к гкпербазитам.

ГЛАВА П. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ СРВДЕ-ВИТИМСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ .

Шаманский гипербазитовый массив является одним из наиболее крупных в структуре Средне-Витимской горной области и входит в состав Вайкало-!ДуйскогО офиолитового пояса. В структурном плане массив располагается в пределах Муйской структурно-фациальной зоны внутреннего пояса байкалид Шагжиев, 1972; Магматические формации...,1909).

Вмещающие Шамански? массив толщи сложены отложениями муйской ^ерии нижнего протерозоя, которые прослеживаются вдоль восточной зкраида. Вайкяло-МуГской глыбы, входящей в состав архейс.кого крис-

таллического фундамента. Муйская серия представлена самокутской, булундинской и шжнекилянской свитами, к полям развития которых приурочен ШаманскиЛ массив. Самокутскал свита имеет преимущественно терригенно-карбонатный состав, в верхней части разреза отмечаются горизонты метаморфизованных основных и кислых эффузивов и их туфов. Булуядинская свита сложена карбонатными породами с подчиненным значением кварц-серицитовнх и кварц-карбонатных-сланцев, вдоль контакта с гипербазитами развиты амфиболиты. Характерной особенностью нижнекилянской свиты является ее фвциольная изменчивость (До-бржинецкая и Др., 1983; Федоровский, 1985). Нередко эффузивная толв;а сменяется карбонатно-терригенными породами, доминирующими в разрезе.

Образования муйской серии подверглись регионад>ному метаморфизму в условиях зелекссланцекой фации. Породы муйской. сер'и.и собраны в простые симметричные складки, осложненные склвдчатостыз более высоких порядков с углами падения крыльев 50-70° (Геология..., 1988), которые имеют единый структурный план С элементами региональной структуры. . -

Наряду с предположением о нижнепрстсрозойсксм позрасте отложений муйскоР серии (Салоп, 1964; Шагжиев, 1972; Добржиноикая и др., 1983; Федоровский, 1985), существует мнение о рифейском возрасте рассматриваемых образований (Булгатов, 1977; Митрофанов, 19?8>,

ГЛАВА Ш. ЙИГГЩЩЕЕ СТРОЖЕ 1ШАНСК0Г0 ИАССИБА

Шаманский массив представляет собой наиболее крупное по размерам тело гипербазитов в составе Байкало-Муйского офиолитового поя--са. Он расположен в правом борту р. Витим, в междуречье рр. Тала-кана и Таксимы (среднее течение р. Еитиы) и образует в плане лин-зоввдное тело длиной 22 км при максимальной ширине 6 км. Общая площадь вихода массива на поверхность составляет околс 110 кь. км.

Массив структурно приурочен к Парамскому глубинному разлому и локализуется в зоне контакта самокутской и булундииской свит нижнего протерозоя. Кварц-биотитовке гнейсы булундинской свиты интенсивно расслакцовакн рдоль 'северо-западного зкзоконтакта массива и собрада в мелкие изоклинальные складки. Эндоконтякты массива с вгещающими породами сопровождаются зонами интенсивного рясслан::0-вания ультраосновньтх пород шириной от нескольких до 30—10 ветров..

Массив сложен в различной степени серпентиниэирспанниш Дуайтами и гарцбургитами, обгединяемими в дунит -гпрцйургитовгй■ полос-

чатый комплекс. Полосчатость и гарцбургитах обусловлена неравномерным распределением зерен ортсплроксена, содержание которых варьирует в широких пределах,вплоть до обособления его индивидов в мономинеральные полосы и жилы. В гарцбургитах постоянно отмечается ст-руйчатость, обусловленная субпараллельной ориентировкой, ортопирок--сена и цепочек акцессорного хромшПинелида. Дунити образуют обособленные полосы и жилообрязнне тела в гарцбургитах,описанные и для цр.угих массивов (Офиолитозяя ассоциация..., 1982; Савельева, 1987; Внутренняя структура..., 1986). Ультраосновные породы в эндоконтак-ге подвержены в значительной степени вторичным изменениям'- оталь-тованию, карбонатизации и тремолитизации. В тектонически ослаблен- ' шх и эцдоконтактовых зонах массива породы полосчатого комплекса 1ревращены в серпентиниты,,среди которых устанавливаются олив..,, л-'игоритовые ультраметаморфиты. Детальное картирование полос".-. ? о-шнеральной уплощенности и струйчатости в гипербазитах с прим о.- -""ни-(м геометрического анализа позволило впервые для массива выявить >бщую иерархию пластического течения глпербазитов с вьщелением че-•ырех последовательно проявившихся, стадий пластической деформации юрод (Пугачева, 1988).

' Первая стадия деформации (Д^) проявилась в формировании системы елких изоклинальных складок. Элементы этой складчатости дисконфор-ны к структуре■вмещающей рамы массива. Вторая стадия деформации Д£> полосчатого комплекса фиксируется в образовании крупной склад-атости цилиндрического типа, осевая поверхность которой простира-тся в северо-западном направлении и под углом 45° падает на юго-апад, а шарнир складки под небольшим углом погружен на северо--апад. Третья стадия деформации (Дд) нашла отражение в образовании сложенных складок конического типа, которые по структурному плану низки к складчатости вмещающих гипербазитовый массив пород. Кинетическая £ -ось складчатости в третью стадию деформации была ^вертикальной и отражала этап движения гипербазитов вместе с подами окружающей рамы. Д^ проявилась в образовании трещин кливажа серпентинитах эндоконтактовых частей массива. На четвертой стадии ¡формации -(Д^) гипербазиты были вовлечены в интенсивные сдвиговые (формации с образованием изоклинальной складчатости. Отражается /Ц линейных структурах северо-западного простирания с напряженной оклиилльнсй складчатостью, осевые поверхности .-плких окладе к гь рой ориентированы согласно с простиранием массива, а их шарниры еют субвертикальное погружение, Подобная изоклинальная екпчл.ча-сть фиксируется и п породах сбряылецип массива.

ГЛАВА 1У. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГИПЕРБАЭИТОВ И ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ

Изученные ультраосновные породы относятся к дунит-гарцбургито-вому комплексу, претерпевшему пластические деформации, которые проявились в образовании разнообразных микроструктурных типов пород. В основу систематики микроструктур положена морфология зерен оливина, ортопироксена и хромшпинелида, базирующаяся на данных других исследователей (Меляховецкий, 1977; Гончдренко и др., 1979; Гонча-ренко, 1985; Mercier , /Virolvî. , 1975 и др.). Для гипербаэитов Шаманского массива устанавливаются протогранулярная, порфирокласти-ческая, порфнролейстовая и леИстовая микроструктуры оливина. Общий цикл развития деформаций оливина Шаманского массива представляется в следующем виде;

протогранулярный тип —- порфирокластический тип

лейстовый тип //

порфиролейстовый тип

Последовательная смена выделяемых структурных типов находит отражение в увеличении суммарной удельной поверхности зерен оливина 5) и степени их ориентации i ^ор.)» чт0 установлено с использованием методики количественной оценки степени деформации (Салтыков, 1970) (табл. I).

Химический состав породообразующих минералов варьирует в зависимости от степени механизма их деформации. С усилением интенсивно сти рекристаллизации железистость оливинов существенно уменьшается (табл. 2), а в процессе пластического течеыия с образованием лей. стовой микроструктуры фиксируется увеличение железистости оливинов Пластически деформированные оливины исследованы методом электронного парамагнитного резонанса (Белинский и др., 1980)иобнаруживают спектры, обогащенные /-е вариации которого зависят от структур ной неоднородности оливинов (Истомин и др., 1994), что согласуется с данными мессбауэровского исследования. Изучение электрофизически свойств СВЧ- методом (Гончаренко и др., 1989) пластически деформированных гипербаэитов показало, что эти породы обладают электричес кой анизотропией, вызванной преимущественно предпочтительной ориен тировкой оливина.

Выявленные вариации химического состава акцессорных хромшпине-лидов из гипербаэитов обнаруживают признаки свячи со степенью деформации вмещающих их пород ( Zrri-ne , I9ôb). С усилением степе;]

лыилицо X

Удельная поверхность зерен оливина (Д 3) и их степень ориентации ( <*ор.)

по типам микроструктур

№ ' обр.' ! Порода; тип ! микроструктуры » ' СМ^СМ^ 1 ТС I ^ с "ИЗ. "¿"ЛИН. "см^/смЗ-см^/смЗ 15с • ^ лпл.( ' см^см^ ' <*оР.' ! <*> ) ' аор.лин («1 ,'вор.пл. ! (%) '

23/1 Гарцбургит; протогранулярный ■ (1,5x1,5 - 2,5x3,0 мм) 11,90 8,30 2,69 0,91 27,60 24,48 3,12

2в/3 Гарцбургит; . протогранулярный • (0,1x0,03 - 0,5x1,5-мм) 12,27 6,86 2,75 2,66 24,85 28,62 6,23.

32/2 Гарцбургит; протогранулярный (1,0x1,5 - 4,0x5,0 мм) 12,13 7,62 ' 3,94 0,57 34,43 34,08 0,35

•34/1 Дукит; порФипокластический СП: 0.5x1,0 - 1,5x3,0 мм) (ОМ: 0,1x0,2 - 0,2x0,5 мм) 29,41 16,12 4,43 8,85 32, Оо 21,53 10,48

2/2 Дункг: порфэтюлейстовый (П: 0,3x0.8 - 0.5x1.2 мм) (01.1: 0,1x0,3 - 0,3x0,3 мм) . 30,64 | 25,50 ' 0,93 ■4,21 33,26 3,52 29,74

46/5 Гарцбургит; лейстовый (2,0x2,5 - 2,5x5,1 мм) 33,23 19,62 1,47 0,55 56,10 35,74 20,36

43/1 Гарцбургит; лейстовый (0,5x1,3 - 6,0x10,0 мм) 41,17 20,92 0,06 0,23 60,24 40,13 20,11

Примечаний. Удельная поверхность зерен оливина: ¿5- общая, 5- изометричных зерен, 2 ~ .линейно-ооиентйрованных зерен, 2 €пл, - плоскостно-ориентированных зерен. Степень ориентации общая, л^.««- линейно-ориентированных зерен, лВр.пл. - плоскостно-ориентированных зерен. П порфирокласты оливина, СМ - основная масса зерен оливина. В скобках - размер зерен оливина.

Таблиц,-1 2

Химический состав оливинов

! £10г i О г А■У пО ! М«0 ! СсгО i лпо } '/

Протогранулярный, тип (п = 5)

X 41,23 В,97 0,09 49,21 0,13 0,42 9,26

6- 0,466 1,363 - 1,246 0,272 0,093 1,452

б-2 0,217 1,859 - 1,553 0,074 0,009 2,108

✓ 1,131 15,21 - 2,Ь32 202,9 22,21 15,68

Порфирокластический тип (п = 8/12) •

_ 41.32 8,70 0,13 49,41 0,09 0,36 7,69

X 41,14 8,28 0,22 50,24 ,0,062' 0,32 7,45

б" 0,646 1,582 0,033 1.187 0,204 0,073 2,594

0,379 1,488 0.061, 1,157 0,176 0,093 2,734

и2 0,417 2,504 0,001 1,409" 0,042 0,005 6,729

0,143 2,214 0,004 1.341 0,031 0,009 7,473

1,562 18,18 25.91 2,403 233,5 20.46 33.72

0,920 17,97 40,55 2,304 281,6 28,98 36,88

Лейстовый тип (п = З/.Ш

_ 41,68 8,68 0,13 49,88 0,04 0.38 8,34

X 41,14 9,53 0,-27 . 48,75 0,01 0,36 ' 8,92

£Г 0,634 0,58 _ 1,049 0.032 0,012 0,635

0.474 1,003 0,065 0,832 0,008 0,015 2,374

<эг 0.402 0,337 _ 1,101 0,001 .:0,000 0,403

0,225 1,006 0,004 0,692 0,000 0,000 5,636

1/ 1,521 7.181 2,104 87,6 V 3,012 7,614

v 1,153 10,53 38,67 1,707 108,1 4,123 26,61

Примечание. Прэтогранулярный тип - олипин из гарцбургитов; остальные типы микроструктур: в числителе - оливин из дунитсв, в знамена теле - из гарцбургитов. X - среднее значение, <г - стандартное отклонение, <ог - дисперсия, V ~ коэффициент вари'зи^и.

деформации дунитов изменяется состав шпинелидоп с увеличением соде кания Сг2 , ¿'¿О и уменьшением концентрации Т/Ог , Ре о ,

Рег03, (табл. 3).

Порфирокластез протогранулярных гарцбургитов сопровождается обогащением акцессорных'хрэмшпинелидоп ^, Еег Су, геО , ° и понижением ТЮг , О : по сравнению с якцессориями из

протогранулярного гарпбургита (табл. 3). Возрастание степени дефор

Таблица 3

Химический состав акцессорных хромщпинелидов

? по1 ! <>л! ^ 1 | ! ! ! ! л', о

Протогранулярный тип (п = 5)

X 0,10 7,61 47,98 13,26 23,46 0,54 5,75 0,15

е 0,075 7,504 10,95 13,55 2,671 0,233 2,981 0,171

V1 0,006 56,31 119,8 211,7 7,135 0,054 0,881 0,029

1/ 75,17 98,64 22,91 109,8 11,38 42,77 51,85 118,0

Порфирокластический тип (п = 7/7)

0,06 6.79 56,17 .0,16 25,16 0,63 5,11 0,05

X 0,05 3,26 48,56 16,66 27,30 0,66 4,06 0,04

/т 0,142 3,576 7,437 4,554 2,534 0,102 0.916 -

0,071 3,618 6,377 5,241 1,169 0,058 0,918 0,035

0,0^1 12,76 55,31 20,73 6,423 0,011 0,841 _

0,005 13,09 40,67 27; 47 1,366 0,003 0,843 0,001

236,5 52,64 13,24 73,90 10.07 16,20 17.92 _ •

135,8 111,0 13,13 31,47 4,281 8,721 31,64 141,4

Лейстовый тип (п = 3/6)

_ 0,03 8,34 58,28 3,58 21,91 0,37 6,88 0.01

X 0,12 3,18 47,47 17,80 27,34 . 1,00 3,00. 0,24

(Г 0,042 2.621 2,179 1,627 3,263 0.091 2,471 0,014

0,071 4,440 • 9,760 12,31. 2,651 0,141 2,423 - .

V 0,002 6,867 4,748 2,648 10,65 0,008 6,099 0.000

0,005 19,71 95,26 151,3 7,028 0,022. 5,869 -

у 124,9 31,43 3,739 45,49 14,89 24,32 35,90 141.4

58,68 139,5 20,56 69,12 9,697 1^,81 80,66 -

[римечание. См; табл. 2

1ЭЦИИ фиксируется увеличением содержания ТИЭ1 , <се1 л^кО умень-!ением С^Оз , Мдо^ в хромшпинелидах из гарцбургитов с лейстовым ипом микроструктуры. При этом на порядок ловыпшется величина дис-ерсии концентрации хрома в якцессориях из мензе деформированных унитов (порфирокластический тип микроструктуры) и гарцбургитов протогронулярный тип микроструктуры).

Химический состаи ромбических шроксенов из гарцбургито г;,достп-очно однотипен: все они принадлежат к существенно магнезиальному ипу, содержат мало гдшг 'зомя и отвечают по составу знстатиту с

58,68-69,10 % ¿/¿¿¿(Ь.

Среди серпентинитов по составу выделяются существенно антигори-товые, лизардит-антигоритовые, хризотил-антигоритовые, бастит-анти-горитовые, между которыми устанавливаются постепенные переходы. Оливин-ангигоритовые породы отмечаются среди серпентинитов, характеризуются наличием регенерированного оливина, который отличается от пластически деформированного более низкой железистостыо.

ШВА У. ШРОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ , ОСОБЕННОСТИ ГИПЕРБАЗИТОВ

Изучешшс гкпербазиты по особенностям химизма относятся к магнезиальному типу (Глазунов, 1981) и соответствуют альпинотипнцм ги-пербазитам (Белинский, 1979; Малахов, 1983; Гончаренко, 198Ь и др.)

В главе рассматриваются изменения химического состава пород и геохимических особенностей в зависимости от степени их. деформации. Установлено, что с увеличением деформации в дунитах происходит уменьшение содержания , , СОг и А^ ¿7, при этом дисперсии

концентраций этих окислов существенно уменьшаются, что приводит к различию составов пород с различными типами микроструктур (Пугачева 198Эа). Изменения среднего состава дунитов связаны с неравномерным распределением нормативного моноклинного пироксена с резким увеличением величины дисперсии в дунитах с порфирокластическим типом микроструктуры. (

Выявленные по особенностям микроструктуры структурные типы плат стически деформированных гарцбургитов отличаются между собой по концентрациям £<Ог , С>\ , Сл, АеО , Л>%0 и Со О . В гарцбурги-тах с протогранулярным типом микроструктуры происходит накопление С^с* , Яе^з, СаО , в порфирокластических гарцбургитах повышение содержания муо , в лейстовых - и /г .

Весьма существенный является общее снижение уровня дисперсии для распределения , С\ , а«?, О^ , Со О , С0£ в гарцбургитах с усилением степени их деформации. Различие в среднем содержании -м^о имеет значительный уровень между лейстовыми и порфирокласти-ческими гарцбургитами. Особенности нормативного состава деформированных гарцбургитов проявляются в уменьшении концентрации ортопиро ксена при процессах ^орфирокластеза, С усилением деформации фиксируется понижение содержания нормативного оливина, что характерно для гарцбургитов с лейстовым типом микроструктуры оливина.

Исследование особенностей химического состава гарцбургитов ме-

годом главных компонент (Леонов, 1990) позволило выявить три петро-химическйх фактора - эволюционный, деформационный и гидратационный (Пугачева, 1994).

•Эволюционный фактор (вес. 27%) характеризуется положительными нагрузками на СаО , о3 , 0S и обусловлен прогрессивным истощением мантии легкоплавкими компонентами (Абрамович, Клушин,1978). Выявленная отрицательная корреляция , 5Y<% , СаО , с и

, вероятно, отражает частичное плавление мантийного вещества (Грудинин, Меньшагин, 1987).

Деформационный фактор (вес. 17$) отличается высокими положительными нагрузками на , <?<Ог и отрицательными на , , Со о , и rt , что отражает процесс пластического течения ги-пербазитов.

Гидратационный фактор (вес. 15%) отражает резкий антагонизм окислов , /S<>tO , О , 0j ,.что реализуется в про-

цессе серпентиниэации. .

Дискриминантный "анализ химизма подтвердил правомерность предпринятой в работе систематики деформационных и рекристаллизованных микроструктур олйвина с ввделением протогранулярной, порфирокласти-ческой и лейстовой микроструктур породы.

Вариации концентраций хрома в породах с разными типами микроструктур связаны с метаморфизмом хромипинелидов в процессе деформации, что проявляется в тенденции снижения величины дисперсии. Содержание элемента, главным образом, зависит от состава пород с повышением его концентрации в дунитах'(до 3543 г/т), по сравнению с содержанием хрома в гарцбургитях (3086 г/т).

Выявленные особенности распределения скандия показали, что изменение его содержания определяется процессами пластической деформации гипербазитов. Увеличение степени деформации дунитов сопровожда- . ется повышением концентрации скандия (от 4,49 г/т в порфирокласти-ческом типе до 5,65 г/т в лейстовом) и снижением на порядок величины дисперсии. В процессе порфирокластеза гарцбургитов отмечается понижение среднего количества элемента (от 11,07 г/т в протограну-лярном типе до 9,63 г/т в порфирокластическом), что сопровоадается существенным повышением дисперсии распределения (Пугачева, 1910). Содержание скандия в лейстовом типе гарцбургитов возрастает до 11,73 г/т.

Анализ распределения золота в гипербазитах в зависимости от степени деформации показал,'что в дунитах с усилением деформации проявляется тенденция к накоплению металла в породе с лейстовой микроструктурой (от 12,47 до 21,07 мг/т), а в гарцбургитах на ран-

tiuti стадии деформации происходит сегрегация золота в породах с преобладанием порфирокластической микроструктуры, но затем рост деформации приводит к существенному его выносу (5,06 мг/т) (Гончаренко, Пугачева ,1992;Моисеённо и др., 19941В процессе серпентинизации душ-тов и гарцбургитов устанавливается повышение содержания золота (до 27,63 мг/т), что отмечалось другими исследователями в связи с воздействием гранитоидов (Ли, Корнев, 1972; Глазунов, 1981) и приводило к формированию в серпентинитах золотоносных листвфнитов (Гончаренко, 1970).

ГЛАВА У1. ПЕТР0СТРУГОР1Ш АНАЛИЗ

Иетросгруктурное исследование позволяет выявить эволюцию структуры и механизмов деформации гипербагштов на микроуровне в процессе их пластического течения (Гончаренко, 1985, 1989; Меляховецкий,1982 Савельева, .1983; Щербаков, 1986; Денисова, 1987; Добржикецкая,I9b9; Гончаренко, Черныиов, 1990; Шмелев, 1990; /VLcolas ef.al-, ¡973; Mercier-, Asseoies ( 1975 и др.).

Наиболее чувствительным к деформациям в гиперба.читах является оливин, постоянно обнаруживающий предпочтительную ориентировку.по внутреннему строению и форме зерен, что установлено также для кальцита, кварца и биотита из вмещающих их пород.

Как было сказано выше, гилербаэиты Шаманского' массива обнаруживают признаки пластической деформации и рекристаллизации, что находит отражение в последовательной смене микроструктурных типов оливина: лротогранулярнь;й - порфирокластический - порфиролейстовый -- лейстовый.

При петроструктурном исследовании автором впервые установлено четыре последовательно проявившихся типа оптической ориентировки оливина (Пугачева, 19896). Первый тип петроструктуры оливина характеризуется совмещением максимумов , и 4>-осей, которым соответствуют три пояса концентраций. Он выявлен в оливинах протогра-нулярной и порфирокластической микроструктуры и создавался в процессе смены систем трансляционного скольжения (iOO)lOIQ]—*-{0K$[l00]

{ПО} [00lj в обстановке сдвиговых деформаций при понижающихся температурах [/Vicolas t Poirier , I97ô). Аналогичные предпочтительные ориентировки установлены в гипербазитах других регионов (Гончаренко, Черныиов, [993; Гончаренко и др., 1993; Гончаренко и др., 1994).,

Второй тип петроструктуры фиксируется для деформированного оли-

i5

m о порТирокласгической я леЯстовоЯ микроструктурой я характе-аувтся наличием сильного субгоризонгального максимума и^-осей ютность ю 195) и концентрациями /v« и А>-осей с тенденцией втягиваться в пояс нормально к плоскости минеральной уплощечшо-1 (£'). Максимальные концентрации л>>-осей располагаются перпен-*улягою к ^-плоскости. В породах с порЯирокластическим типом зуктурн олипича выявляется сходство оптических ориентировок пор-^окласт оллвяна я зерен мозаичного агрегата. ПорЯирокласты имеет ^огуо поеапочтятельиув ориентировку с -^-максимумом, совпада-м с минеральной линейностью. Подобная ориентировка Формируется т леистппеч механизма гнутрикристзлличесяого скольжения по /OKI] ?0j совместно с сянтектоническоЯ рекристаллизацией при осевых Рорчапиях (/viiciJs , 1976). В^гипесбазитах с леЯсто-

! мйкгоструктуроЯ оллвина'характерно несоответствие ориентировок твйня по внутреннему строению и *орме зерен. Оси образуют I симметрично п?сполоченнчх к лииеЯности зереп оливина максиму, которым соответствуют поясе концентрации осеЯ и . !ентиговки такого типа создавались при сдвиговых деформациях с 1ом спгяга :5-30° (Aiccics t />oi/~Cer , 1976).

ТретиЯ тип сптяческоЯ ориентировки оливина установлен в интея-эно деформированных гипербазитах с порфигокластической и лейото-1 мякгоструктурами а отличается концентрацией ^-осей в сильный вертикально ориентированны,1 максимум плотностью от 8 до 20 % )иза линейности оллвяна и сопряженными о этим максимумом поясами шентрапий и /4я -осей с локальными субмакоимумами, обре-

занные ориентировкой рекристаллизованных наиболее мелких по раз-зерен. Максимум /Vp-осей крупных олявиновых шшвичов оостав-5Т о минеральной лявейяоетью угол от 40 до 50°. Субмаксямум > -осей имеет строго перпендикулярное расположение к плоскости тральной уплояенности. Этот тип предпочтительной ориентировки гвияа Фиксирует скольжение по системе {НОЦООХЗ при вязких тем-■■атурах я высоких скоростях деформации с углом сдвига 52-60° aleig Л , 1968; С<~ег>* , faotclije, 1972; A/tcctet , fiats-*«'- , '3; ¿allemant, 1985; Me^cier , 1985).

Четвертый тип петроструктури оливина установлен в порозах о УГипоклвстическям, порфяролейстовым и лейстовнм типами.мякрост-стур оливина. Оя сознавался в условиях высокотемпературного >лыгеяяя по {0!Ц} [1Ш] , которое сменилось яа Низкотемпературное ШОНООЯ. Совместное проявление систем окольяеяия по {OKIJIJOO] fltQ} LOOlJ потгвержяается наличием полос сброса X {100} а [001].

Анализ оптической ориентировки вторичного оливина в серпентин оливиновых ультраметаморфятах свидетельствует о их гетерогенности и позволяет выделить два типа предпочтительной ориентировки оляви на. ПегвыЯ тип петроструктуры оливина связан с проявлением откиго вой рекристаллизации, способствующей зарождений и росту крупных зерен оливина, свободных от дислокаций (Вернон, 1580). Установлю он в регенерированном оливине из серпептин-оллвиновых ультрзмета-мор^-итоа, где /Цо~ося петроструктурного узора ориентируются перпендикулярно к плоскости минеральной уплощеиности, а я образуют в этоЯ. плоскости поясовые концентрации с локальным максимумом, совмещенным с минеральной линейностью.

Второй тип оптической ориентировки регенерированного оливина проявляется б субблЪксвом строения крупных индивидов вторичного оливина я связан со сменой внутрикристаялдческого трансляционного сколькения {ОКЬ} [100] на {110} [00Й , .что соответствует четвертому типу петроструктур,выявленному в гипербазитах.

Петроструктура вторичного оливина из образующихся по энстатит; серпентпн-оливиновых псевдоморфоз оказывается сходной с третьим типом оптической.ориентировки оливина из пластически деформированных дунятов и горцбургитов и указывает на деформацию механизме» трансляционного скольжения по системе {110} [001].

В оптической ориентировке оливина из хромит-содержадих гипер-базитов последовательная смена систем трансляционного.скольжения (100) [010] --Ц0Х1} [100] —{НО} [001] сопровождалась синтектонп-ческой рекристаллизацией в условиях сдвиговой деформации под углех 35-10°. . .

Особое значение представляют данные петроструктурного-псследо' вания КБарца, биотита и кальцита из вмещающих гтербазптн пород,-На раннеД стадии деформации в кварце происходило высокотемпературное призматическое скольжение и по плоскости ромбоэдра, которое затем сменилось на преобладающее скольжение по базальноЯ плоскост: при более низких температурах и высоких скоростях деформации. Де-формецяи имели сдвиговый характер о углами сдвига от 15 до-40°. Узор оатйческой ориентировки биотита создавался синхронно с узоро; деформированного кварца п фиксирует активную динамическую обстановку сначала в условиях осевых, а затем - сдвиговых деформаций.

Динамическим анализа« кикроструктугяых ориентировок кальцита установлено, что на ранней стадии процесса деформации гипербази-тов оси сжатия, ориентировались преимущественно субвертикально, а оси растяжения - в тиготном направлении. При смене тектонического

ланас развитием процессов деформации'ось сжатия приобрела суб-иротную ориентацию перпендикулярную к направлению простирания ассива. Ориентировка растяжения в субвертикальном направлении пособствовяла созданию ослабленных зон вдоль контакта гиперба-итов с вмещающими породами. В заключительную стадию деформация си сжатия переориентировались вдоль простирания массива и прнюС-ели субгсризонтальное залегание. В результате интенсивных сдви-овнх деформаций контакты гипербазитового массива осложнились по-еречными сдвигами с образованием взбросов, взбросо-надвигов и азломов сбросового типа, что предопределило блоковую структуру ассива. 7отаковлеи?;ая петроструктурная эволюция кварца во вмещайте массив кристаллических сланцах и гнейсах отражает поелездва-ельно проявившиеся ступени их регрессивного метаморфизма от ам-аболитовой до зеленосланцевой фации и согласуется с общей напра-ленностыо формирования петроструктурн оливина на синметаморфя-еском этапе эволюции гипербазигов. •

ГЛАВА УП. ПЕТР0ГЕ1ГД'..ЧЕСКИ!? ОСОБЕННОСТИ Ш1ЁРБА311ТСВ

- В главе кратко рассмотрены основные проблемы генезиса альпино-1ППЫХ гиперйазитов складчатых областей, которые в настоящее вре-1 получали широкое освещение в геологической литературе. Прове-знное автором петрологическое исследование гипербазитов Шаманско-> массива позволяет выделять в его эволюции последовательно про-зившихся два' этапа - протометамсрфический и синметачорфнческий.

ПсотометаморфическиП этап отражает складчатая структура цилин-мческого типа, ¿картируемая в северно?! и центральной частях маета/В этот этап происходило формирование дунит-гарцбусгитового шлекса в результате интенсивного деплетированля вещества верх-мантии (.Роберте, К72; Попов, 1977; ВелинскиЯ, 1979; а1. , 1274) с формированием деформационной полосчатости в ■ рцбургитах (Гончаренко, .1976, 1389; Колман, Г-75; Савельева, 387; Щербаков, 19Ш; воис/шг- , л''<о?вз , ^77 а др>)> Последую 1й подъем мантийного ресткта в шшше части земноЯ коры способ-гвовал образованию в гипербазитах изоклинальной складчато:! струи гры. 11а этом- этапе эволюции гипербазитов де^огмация оливина осу-¡отвлялвсь механизмом высокотемпературного тран?ляцяотюго сколь ¡ния по 1010 Л103] и ^ОКЙ [1С0.]' о образованием пгогогрвнуляг.поВ порТнрокластйческоЛ микроструктур. Привеченные со-.еул-тия ГЗ'; е швине с наименее ¡те;ог«иговапны'* шлш микросгрукс/гч ун> • •

ризуются близкими к хондриту .содержаниями лантал яддов н рнинморны ненарушенным их распределение« (Леонов и др., 19'Jrn. ,

На заключительной стадии протометаморфическиго »гама гипербази ты подверглись-вторичным изменения:/, что нашо выражении в замещении энстатита тальком и последующей серпентиниэац.1,1 пород.

Синметаморфический этап связан с дальнейшим поджимом доалатиро ванного складчато-деформированного мантийного диа.шра в верхний го' ризонты земной коры в условиях сдвигоао-взСрэсоьых дц^ориаций '.ДоО раиницкая л др , 1983). Он осуществлялся в условия* регионального метаморфизма. В процессе синмегеморфической деформации гипорбаэиго, совместно с породами обрамления структуры протомегаыорфичиского эт< па были частично или полностью уничтожены, а формирование новых ко формных структур течения связано с возрастанием р.аи стресса и диф ференциальных напряжений в условиях неустановившийся ползучести [Г нчаренко, 1985), что способствовало образованию конической екладча тости и проявлению динамометаморфической зональности маесиьа. Дофо нация гипербазитов сопровождалась формированием линейно-илоскостны элементов и созданием разнообразных деформационных и рокри^таллизо ванных микроструктур. Пластическое течение осуществлялось превалирующим механизмом внутрикристаллического скольжения по {OKI} UOO]', (IIOHOOIl с возрастающей ролью синтактоничвской рекристаллизации. Данные петроструктурного анализа согласуются с оценками температур оливин-хромитовых равновесий (Гончаренко, Пугачева, 1988) по гиоте мометру Фабри, ограниченных изотермами 800-650° С'{Fairies ,

Предпочтительные оптические ориентировки оливина характоразуют ся кинематической обцрчостью с оптическими ориентировками и^родообр эующих минералов во вмещающих метаморфических толщах и соотносятся с элементами наложенной складчатости.

Проявление на сннметаморфическом этапе линейных'структур точения в гипербазитах и во вмещающих породах обусловлено субг.оризон- ■ тальным надвигом в северо-западном направлении, что привело к море ориентации минеральной уплощенности н нашло отражение в системе кливажа. На регрессивной стадии смнмет&морфического этапа'гипербаа ты претерпели серлентинизацию. Сврпентинизировашшо гипербазиты пс верглись дегидратации с образованием сорпентин-олиь.»новых ультрама таморфитов.

Пластическое течение гипербазитов на синметаморфическом этапе ¿опрововдалось из«емзнием вещественного состава пород и химизма минералов. С увеличением интенсивности пластического дефоркиропаш (до уровня порфирокластеза) устанавливается закономерное- уменьшен? яеяеаигтоети оливина. При более интенсивных деформациях (с образо-

ниек леИстовоН микроструктуры) железистость оливина возрастает, уровень рассеивания £еО , л^о , спО и ,/*<0 снижается, что ьясняется механизмом химической сегрегации ( Зонт»'* , 1989), алиэуекык в условиях повышения давления. Аналогичная тенденция «личения желр.зистости с ростом степени деформации выявлена в ак-сгоршх хрокшпинолидах деформированных гарцбургитов. Интенсивное астичяскоо течение приводит к вариациям содержания-^ и составе хромшпинелидов с уменьшением глиноземистости и сначала еличэнием, но затем снижением хромистости. Для акцессорных хром-инелидоа из пластически деформированных дунитов изменения в со-ржянии этих окислов имеют противоположную тенденцию.

Одним из индикаторов ретроградного метаморфизма мантийного ду-г-гаоцбургитового рестита являемся степень структурной неоднород-:ти оливина. П'оявление в кристаллической решетке ионов трехвален-эго железа указывает на режим деформации на уровнях земной коры злкнскиЯ, Банников, 19861.

Установленная функциональная связь содержания золота и палла-т гипербаэитов со степенью их дефоргации указывает на возможность юльэования индикаторных свойств отих элементов для выяснения ус-эий их перераспределения. Полученные доказательства подтверждают эланный ранее вывод о существенном выносе золота в процессе син-гаморфичеекой рекристаллизации (Гончаренио, 1989) и согласуются с оставлениями о резком увеличении его миграционной способности с шшением температур метаморфизма (Буряк, 198^').

Своеобразным геохимическим индикатором метаморфического преоб-¡ования гипербаэитов в земной коре является скандий. Интенсивная ' Формация на ранних этапах приводит к его рассеиванию, но затем шляется тенденция к снижении.уровня дисперсия.

Пластические деформации гипербаэитов оказали существенное эли-13 на распределение в них рудоойразующих хрсмипикелидов. На пер-I стадии пластического течения протометаморфическто отапа де-згационше структуры контролировали хромитозое оруденение. Обо->яение хроиитовых вкрапленных руд происходило на уровнях зерхней |тии под действием механизма диффузионной сегрегации (Гегузин, '0; Кутолин, 198Х; Гончарекко, 1989). Создаваемые на этапе плае-¡еского течения в мантии тела хромитовых руд при подъеме в облас-корн подвергались деструкции и пространственной переориентации оответствии с дефорационными структурами синмета^орфячэсяого ,па. ■

Анализ геодинамической обстановки формирования Иаканскогэ мас-а показывает, что изученные гипербазиты относятся к крайне

истоценнш дунит-гарцбургитовьм комплексам супрасубдукционного тина 'Паландаян, 199«;), которые создавались о условиях развитых стадий островных дуг.

ЗАКШЯШК

Проведен«*: исследованием впервые установлены некоторые общие закономерности эволюции внутренней структуры и состава гипербазит! Шаманского массива в зависимости от степени их пластической деформации.

Выявленные в гипербазитах иерархические ряды структурных форм и элементов рассматриваются как проявление двух этапов единою тен тонодеформационного цикла. На первим протометаморфическок этапа де формации создавались складчатые структуры дунит-гарцбургитоього п.. лосчатого комплекса, дискомфортные к .структуре обрамления массива.

— Пластическая деформация реализовалась механизмом высокотемпературного внутрикристаллического скольжения в-оливине предположительно на уровнях верхней мантии. Второй синметаморфический этап эволшди^ гипербазитов фиксируется течением на уровнях консолидации в 1>емн н коре, осуществляемым совместно с породами их обращения, что привело к создании, конформных деформационных структур, Ъ де^ирмацин гипербазитов проявляется тенденция возрастания роли синтектоничос-кой рекристаллизации оливина в обстановке понижающейся температур

В процессе трансформации пластических деформаций в хрущии в^. никла систеиа дислокаций взбросо-надвигового типа, фиксируемая на уровнях консолидации массива.

Полученные данные позволяют идентифицировать деформационные с. руктуры гипарбазитовых массивов и выделять потенциально благоирия-ныв структурные системы для локализации в них хромитового орудоне-ния и других полезных ископаемых.

ШМаЖ ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ Д!|ССЕРТАЦ!П1

1. Гончаренко А.И., Пугачева Е.Е. Динанометемарфизм и оливцн-хрокитовые равновесия альпинотипных гипербазитов. //Актуальные вопросы геологии Сибири: Тоз. докл. научн. лонф. - Томск: Иэд-во Той. ун-та. 1988. - т. 1. - С. 122.

И. Пугачева Е.Е. Внутренняя деформационная структура Шаманского гипербазитового массива (Средне-Витимская горная область). // Актуальные вопросы геологии Сибири: Тез. докл. научн. конф. -Томск: Изд-во Том. ун-та, 1988. - т. 1. - С. 125М«:3.

3. Пугачева Е.К. Особенности хи^изуа гипербазитов Шаманского ссива.' //Рациональное использование природных ресурсов Сибири, з. докл. нвучн. конф. - Томск: ",',зд-во Том. ун-та, 1989а.- С. 98.

4. Пугачева Е.К. Тилн микроструктурной ориентировки оливина в пербазитах Шаманского массива 'Сродне-Витикская гортя области).

Рацион, использование природных ресурсов Сибири: Тез. докл.науч. нф. - Точек: Изд-во Том. ун-та, 19896,- С. 99.

5. Пугачева Б.К. Особенности распределения скандия в гарцбурги х Саранского массива 'Средне-Витимская горная область). //Геоло-я, геохимия, минералогия и металлогения юга Сибири: Тез. докл. учн. конф. - Томск: !!эд-во Том. ун-та, 1990. - С. 116.

6. Гончяренко Л.'!., Пугачева Е.Е. О роли деформаций гипербази-в Сяманского массива Средне-Витимская горная область) d распре-лении в них золота и палладия. //Золоторудные формации Сибири: з. докл. научн. конф. - Томск: Изд-во Том. ун-та, 1992. - С.34.

7. Истомин В.Е., Гончаренко А.И., Бетхер О-В., Пугачева Е.Е. структурной неоднородности пластически деформированных и рекрнс-ллизованных оливинов из ультрауафитов (по данным ЭПР). //Пробле-

геологии С-бири: Тез. докл. научн. конф. - Тсягск: Изд-во Том. -та, 1994. - т. П. - С. 6-7.

8. Пугачева Е.Е. Вариаций химизма пластически деформированных рцбургитов Шаманского массива'Средне-Витикская горная область). Природа, общество, человек: Тез. докл. научн. кон$. молодых спец. Томск: Изд-во.Ток. ун-та, 1994. - С. 39-40.

9. Моисеенко Т-Г., ЁетхерО.В., Пугачева Е.Е., Гвртнер И.Ф., кин И.Ю. Исследование распределения золота и палладия в природио формированных ультрамафитях различных деформационных типов с при-некиемоагрессионногоанализа. //Природа, об-цзство, человек: Тез. кл. научн. конф. молодых спец. - Томск: Изд-во Тем. ун-та, 1994. С. 41-42.

10. Леонов Ф.П., Ломоносова В.И., Гончаренко А.И., Випицин Ю.Г., pa М.П., Пугачева £.£. Распределение редкозекелыгах элементов в ивинах из ультрачафитов офиолитовой ассоциации. //Геология и гео-зика.-1995.-т. 36.-!? 2. - С. 50-61.

Заказ /S4. РИО ТГУ

Тираа 100 экз. , Тоиск, 29, Никитина,4.