Петрология и рудоносность Гишунского базит-гипербазитового комплекса

Мустафа Мохаммед Могахед Ахмед

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология и рудоносность Гишунского базит-гипербазитового комплекса
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология и рудоносность Гишунского базит-гипербазитового комплекса"

На правах рукописи

485756В

МУСТАФА Мохаммед Могахед Ахмед

ПЕТРОЛОГИЯ И РУДОНОСНОСТЬ ГИШУНСКОГО БАЗИТ-ГИПЕРБАЗИТОВОГО КОМПЛЕКСА (СЕВЕРНЫЙ ПАМИР)

Специальность 25.00.04 — петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

1 3 ОКТ 2011

Улан-Удэ - 2011

4857568

Работа выполнена на кафедре минералогии и петрографии геологического факультета Таджикского национального университета

Научный руководитель:

кандидат геолого-минералогических наук, доцент Алидодов Бахшидод Алидодович

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Антонов Андрей Юрьевич

кандидат геолого-минералогических наук Мехоношин Алексей Сергеевич

Ведущая организация:

Инстшуг геологии, сейсмостойкого строительства и сейсмологии АН Республики Таджикистан.

Защита диссертации состоится 26 октября 2011г. в 11.00 ч. на заседании совета по защите докторских и кандидатских диссертаций Д 003.002.01 при Учреждении Российской академии наук Геологическом институте СО РАН, по адресу: Россия, 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а.

Факс: 8 (3012) 433024, e-mail: meta@gin.bscnet.ru

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке Учреждения Российской академии наук Геологического института СО РАН по адресу: Россия, 670047, г. УланУдэ, ул. Сахьяновой, 6а.

Автореферат разослан «с* Э » сентября 2011 г,

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук

O.K. Смирнова

Введение

Актуальность исследований. Проблемы основного и ультраосновного магматизма занимают одно из ведущих мест в современной геологической науке. Их решение несомненно представляет важное общегеологическое, петрологическое и практическое значение. Так, изучение базит-гипер-базитового магматизма расширяет наши представления о составе и строении земной коры и ее соотношениях с верхней мантией. Анализ целого ряда наблюдений, относящихся к условиям залегания, внутреннему строению и составу интрузивных тел, раскрывает различные аспекты механизма зарождения, внедрения и консолидации базит-гипербазитовой магмы. Наконец, с магматизмом этого типа связаны многие полезные ископаемые и, прежде всего, сульфидные медно-никелевые месторождения в различных по степени дифференцированности интрузивах. В решении вопросов петро- и рудогене-зиса особый интерес представляют породообразующие минералы. Их соотношения, состав и свойства отражают формационную и фациальную принадлежность, условия становления интрузивов, а также степень их рудоносно-сти. Вместе с тем, эта важнейшая область петрологии и минералогии, выступающая в качестве важного критерия формационного расчленения и оценки рудоносности, применительно, к древнейшим докембрийским (рифейским) базит-гипербазитовым интрузиям вообще изучена и освещена в литературе крайне недостаточно. Весомый вклад в эти знания могут внести исследования петрологии и рудоносности докембрийского гишунского базит-гипербазитового комплекса (Северный Памир), предлагаемого здесь в виде главного объекта исследования.

В гишунском расслоенном комплексе наличие сопряженных основных и ультраосновных образований позволяет решать проблемы их соотношения и генезиса. Однако до последнего времени, из-за трудной доступности и слабой изученности магматических образований региона, формационный анализ их проводился схематически, поскольку достоверная геологическая и вещественная основы отсутствовали. Геологическое картирование и изучение вещественного состава магматических образований гишунского комплекса являлось необходимой основой для создания схемы их расчленения с целью картирования, формационного анализа и прогнозирования полезных ископаемых.

Цель работы: на основе комплексных геологических, петрологических, геохимических и минералогических исследований выявить условия формирования базит-ультрабазитовых образований гишунского комплекса Юго-Западного Дарваза (Северный Памир).

Задачи исследований: 1) установление геологических особенностей формирования различных по составу пород гишунского комплекса (гиперба-зиты, габброиды) на основе детальных полевых исследований, с учетом имеющихся опубликованных данных; 2) детальное петрографическое изуче-

ние последовательности текстурно-структурных изменений и минерального состава основных и ультраосновных пород гишунского комплекса для расшифровки условий их формирования; 3) выяснение связи между различными магматическими образованиями, включая рудную минерализацию, гишунского комплекса на основе петрохимических и геохимических исследований; 4) оценка состава исходного расплава по составу пород и их минеральных составляющих.

Научная новизна: проведена детальная петрографическая и петролого-. геохимическая характеристика базит-гипербазитовых образований Гишунского массива, выявлена их рудная специализация; получены новые данные о взаимоотношениях основных и ультраосновных ассоциаций, что позволяет определить последовательность формирования базит-гипербазитовых пород в составе гишунского комплекса. С помощью петрохимических и геохимических исследований определены тренды дифференциации составов пород основных и ультраосновных ассоциаций гишунского комплекса и выяснена связь менаду ними. Дано подробное петрографическое описание руд Гишунского массива и выявлены геохимические особенности сульфидных минералов, таких как пирротин, пентландит и халькопирит. На основании результатов анализов сосуществующих клино- и ортопироксенов рассчитаны температуры их равновесия. Получены новые данные по химическому составу акцессорных минералов пород Гишунского массива. Обосновано, что исходный состав магмы для всех изученных пород гишунского комплекса мог быть только "усредненным" и близким к составу пикритоидных магм, т.е. с достаточным количеством кальция, которого хватало бы на формирование значительного количества вкрапленников плагиоклаза (что не соответствует недо-сыщенному кальцием ультраосновному расплаву).

Практическое значение. Работа отражает системный подход к рассмотрению особенностей физических свойств, состава, условий нахождения и формирования породообразующих минералов магматических пород гишунского комплекса, а также интенсивных и экстенсивных факторов генетически связанного с ним сульфидного медно-никелевого оруденения, что может быть использовано для разработки прогнозных оценок.

Основные защищаемые положения:

1. Гишунский комплекс представлен расслоенными базит-гипер-базитовыми ассоциациями пород, состоящими из перидотит - пироксенит -еерлит - габбро-анортозитовых образований со следующим порядком мине-ралообразования: оливины, плагиоклазы —* ортопироксены —* клинопироксе-ны —»амфиболы —* постмагматические и вторичные минералы.

2. Установлено единство магмообразующей системы мафит-ультра-мафитовых пород гишунского комплекса. Породы комплекса являются производными высокомагнезиалъной магмы пикритового состава и образовались в островодужной геодинамической обстановке. Они широко варьируют

по химическому составу и относятся к классу низкощелочных, весьма уме-реннокалиевых, крайне низкотитанистых и высокомагниевых плутонических дифференциатов ультраосновного и основного составов. Петрохимические особенности улыпрамафитов гишунского комплекса показывают, что они представлены в основном гарцбургитами и лерцолитами, принадлежащими к улътрамафитовым кумулятам, а мафитовые образования комплекса в основном относятся к типу оливинового габбро-норита,

3. Образование рудной минерализации в Гишунском массиве происходило в два этапа - магматический (с ликвационньш типом оруденения) и постмагматический (с регенерированным типом оруденения), в соответствии с которыми выделены главные парагенетические ассоциации рудных минералов: 1) ранняя халькопирит-пентландит-пирротиновая, в которой сульфидная вкрапленность представлена главным образом пирротином; 2) поздняя (эпигенетическая) миллерит-пентландит-магнетитовая.

Фактический материал и методы исследований. В основу диссертации положены полевые материалы автора, собранные за период обучения в аспирантуре в течение 2008-2011 гг. Методика полевых исследований заключалась в выполнении рекогносцировочных маршрутов, полевой документации обнажений горных пород и руд, установлении взаимоотношений между ними, исследовании экзо- и эндоконтактовых изменений, геологическом картировании и составлении детальных геолого-петрологических профилей. Все виды работ сопровождались отбором каменного материала для изготовления шлифов, выполнения силикатных, спектральных, рентгеноспектральных, минералогических анализов. В камеральный период автор производил просмотр всех шлифов (более 200 шт.) и аншлифов (более 100 шт.) с целью уточнения полевой диагностики пород и последующего выборочного детального описания их для петрографической характеристики. Петрографическое описание пород выполнено в петрографическом кабинете Главного управления геологии при Правительстве Республики Таджикистан. Химические составы минералов были определены с использованием электронного микрозонда JXA-8800R в аналитической лаборатории "ACME" в Канаде. Были проанализированы в общей сложности около 20 мономинеральных проб оливина, орто- и клинопироксенов, амфиболов и плагиоклазов. Определение выполнялось с ускоряющим напряжением 20 кВ и пучком диаметром 5 нм, током пучка и подсчетом времени для основных элементов 20 нА. 59 представительных образцов интрузивных пород (24 образца ультраосновных и 35 образцов основных пород) были отобраны для проведения химического анализа. Образцы были проанализированы в аналитической лаборатории "ACME" в Канаде. Анализ содержания микроэлементов осуществлялся с использованием рентгеновского микроанализатора и ICP (индуктивной связанной плазмой) методом. Элементы платиновой группы были проанализированы в "ACME" лаборатории г. Ванкувер (Канада) с использованием индуктивно-связанной плазмы масс-спектрометром (ICP-MS). 25 определений рудных минералов сдела-

ны в лаборатории ядерных исследований в Египте (г. Каир) с помощью САМЕСА "САМЕВАХ" электронного микрозонда. Обработка полученной информации проводилась на компьютере с использованием программного пакета "Microsoft Office", а также ряда специализированных программ геологического и петрографического направления: "Grapher", "Minpet" и др.

Апробация работы и публикации. Результаты исследований изложены в 8 научных публикациях. Основные результаты исследований докладывались на научно-практической конференции "Геология и проблемы использования полезных ископаемых Таджикистана", посвященной 1310-летию Имо-ма Аъзама (Душанбе, 2009 г.), научно-теоретической конференции профессорско-преподавательского состава и студентов, посвященной "Году образования и технических знаний" (г. Душанбе, 2009-2010 гг.), научной конференции, посвященной 100-летию со дня рождения академиков Юсуповой С.М. и Захарова С.А. в Институте геологии АН РТ (г. Душанбе, 2010 г.), а также на международной конференции "Проблемы охраны и рационального использования подземных ресурсов Таджикистана" (г. Душанбе, 2010 г.).

Содержание и объем работы: диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения, графического приложения. Общий объем работы - 171 страница машинописного текста, в том числе 58 рисунков, 12 таблиц и библиографический список из 196 наименований.

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность Б.А. Алидодо-ву за научное руководство, без которого данные исследования были бы невозможными. Автор также признателен д.г.-м.н. М.Таджибекову, д.г.-м.н.

A.Р. Файзиеву, д.г.-м.н. Н.Г. Власову, к.г.-м.н. В.Е. Минаеву, к.г.-м.н. Г.Л. Иванову, к.г.-м.н. Ф.А.Малахову, И.С. Салламу, Н.С. Сафаралиеву за помощь, критические замечания и советы. В разное время автор обсуждал отдельные аспекты работы с д.г.-м.н. А.А. Рашоаном, д.г.-м.н. А.М. Механ-ным. В проведении аналитических исследований содействие оказали М.М. Афифы, к.г.-м.н. В.А Зохыры, к.г.-м.н. А.И. Глотов. Всем перечисленным лицам также автор приносит свою искреннюю признательность.

ГЛАВА 1. КРАТКИЙ ИСТОРИКО- ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Площадь гишунских магматических образований расположена в Юго-Западной части Дарвазского хребта, в средней части долины р. Обихумбоу.

B.В. Нарижнев и В.М. Стеблова (1979) были первыми, представившими описание гишунского расслоенного комплекса. В их работе, без использования геохимических данных, приведена диагностика пород и определена геодинамическая обстановка их формирования. Ими же дана классификация пород гишунского комплекса по содержанию темноцветных минералов. Ф.П. Лес-нов и др. (1982) изучали геологию, петрографию и геохимию Гишунского 'базит-гипербазитого плутона и пришли к выводу, что присутствие в его составе обособленных линзовидных тел ультраосновных пород объяснимо вне-

дрением габброидной магмы в структурную зону, занятую ультраосновной протрузией с последующим захватом блоков гипербазитов в виде крупных чужеродных ксенолитов, располагавшихся согласно с общей структурой плутона. Они полагают, что перидотиты Гишунского интрузива следует рассматривать как ксеногенные блоки, оказавшиеся включенными в габброид-ный интрузив в результате внедрения последнего в пределы более древней протрузии альпинотипных гипербазитов. Полосчатые текстуры габброидов при этом объясняются как результат проникновения габброидных расплавов вдоль систем субпараллельных трещин отдельности в альпинотипных гипер-базитах.

Б.А. Вольнов и А.И. Ким (1989) изучали геохимию и никеленосность основных-ультраосновных пород гишунского комплекса и пришли к выводу, что его рудные лерцолиты здесь могут рассматриваться как производные внутрикамерной дифференциации магмы и находятся в его нижней части в виде сингенетической залежи или жил среди оливиновых габбро.

После 1990 года практически не предпринимались какие-либо попытки для уточнения геологии и генезиса гишунского базит-гипербазитого комплекса, являющегося важнейшей составляющей магматических ассоциаций Северного Памира. Поэтому, существует настоятельная необходимость продолжения более детального его изучения на всех уровнях, включая его сульфидную медно-никелевую рудную минерализацию на предмет обнаружения рудопроявлений и даже месторождения.

Для обоснования возраста Гишунского интрузива известных геологических данных недостаточно. Верхняя возрастная граница фиксируется прорыванием его раннекаменноугольными габброидами и гранитоидами. Нижний возрастной предел не устанавливается, поскольку интрузивные взаимоотношения со стратифицированными отложениями не обнаружены, а встреченные в интрузиве ксенолиты высоконатриевых риолитов четко отличаются от граничащих по разлому с интрузивом близких по кислотности раннекамен-ноугольных эффузивов хострогинской свиты.

Первичная классификация пород гишунского комплекса произведена по содержанию темноцветных минералов, которых в анортозитах - 0-15%, габбро-анортозитах - 15-25%; лейкократовых габбро- 25-35%, габбро- 35-75%; меланократовых габбро-75-95%; перидотитах 95-100%. В региональном структурном плане Гишунский массив занимает западную часть выступа эпикарельского платформенного чехла, располагаясь на контакте Обихум-боуского гранитоидного интрузива. Его юго-восточная часть сложена преимущественно габбро и анортозитами с редкими и маломощными плитооб-разными телами перидотитов. Северо-западная часть массива характеризуется более сложной структурой чешуйчато-перемежаемых блоков, сложенных вулканитами хострогинской свиты, перидотитами, габбро-анортозитами с многочисленными дайками и апофизами габбро-диоритов. Общая форма массива в целом близка к изометричной, его ширина 4-6 км, длина 8 км,

площадь - 40 км2 (рис. 1). По своей форме Гишунский интрузив может рассматриваться как лакколит, наклоненный к востоку под углом 30-40°. Его корневая часть в современном плане прослеживается от устья р. Хунасп на юге до устья р. Мандара и далее на северо-запад по её правому борту. Его вскрытая мощность превышает 2 км. Пространственно интрузия приурочена к полосе развития прорывающих её ранне-среднекаменноугольных грани-тоидов и, частично, к раннекаменноугольным эффузивам Джорф-Обизанкинской подзоны (Стеблова, 1975).

Гишунский интрузив с юга примыкает к зоне Сауксайского разлома и выполняет межформационную структуру отслоения риолитовой и вулкано-терригенной пачек хострогинской свиты (С1), на которые он полого надвинут и прорван гранитоидами обихумбоуского комплекса раннего карбона. Гишунский интрузив обладает четко выраженной расслоенностью. Мощность слоев - десятки сантиметров, иногда до десятков метров. Участки расслоенное™ характеризуются хорошей дифференциацией вещества, а перемежающиеся в разрезах породы часто имеют контрастный состав и резкие контакты. На участках макрорасслоенности контактирующие породы менее контрастны по составу, а переходы между слоями как резкие, так и постепенные. Расслоенность подчеркивается согласной с нею линейной ориентировкой темноцветных минералов и выдержана по простиранию,причем отдельные микрослои в ней могут быстро затухать. Для макрослоев перидотитов и пегматоидных габбро нередко характерна линзовидная форма. Наиболее хорошо расслоенность проявлена на левом борту р. Обихумбоу, где на 800 м мощности интрузива приходится 90 макро- и около 300 микрослоев. На правом борту реки расслоенность более грубая, но и здесь она вместе с линейной ориентировкой темноцветных минералов хорошо выражена. При пересечении самой широкой части интрузива вкрест расслоенности, с левого на правый борт р. Обихумбоу, в его разрезе выделяются три части.

Габбро-анортозиты занимают основной объем массива и особенно широко развиты в средней части долины р. Обихумбоу. Они приурочены к юго-восточному крылу Сауксайского разлома, в зоне западного контакта габб-роидов обихумбоского комплекса, а также выполняют тектонические клинья среди кислых вулканитов хострогинской свиты. В современном эрозионном срезе Гишунский интрузив имеет крутое залегание с преобладающим юго-восточным падением расслоенности. Последняя выражена полосчатым чередованием габбро и анортозитов и объясняется либо магматической дифференциацией первично однородного базитового расплава, либо полигенностью образования. В габбро-анортозитах встречаются ксенолиты высоконатриевых риолитов, четко отличающихся по составу от пород граничащих с ними по разлому интрузивов, близких по кремнекислотности раннекаменноугольным эффузивам хострогинской свиты.

(Составлена по работе КгуБО компании, 2007 г.). 1,2 - обихумбоуский комплекс (СО: гранты, плагиограниты, гранодиориты (1), диориты, кварцевые диориты-тоналиты (2); 3 -хосторгинская свита (С1): риолиты, туфы, линзы известняков, песчаники, кварциты, кремни и андезиты; 4-6 - гишунский комплекс (И.?): анортозиты, габбро-анортозиты, анортозитовые габбро, габбро (4), мелкозернистые габбро-нориты (5), перидотиты, габбро-перидотиты (6); 7 - массивные халькопирит-магнетит-пирротиновые медно-никелевые руды

Перидотиты занимают ~ 2% объема Гишунского массива. Они образуют субмеридиональные крутозалегающие тела мощностью до 300 м и протяженностью до 1200 м, а также залегают среди вулканитов хострогинской свиты в виде тектонических клиньев. Ксенолиты перидотитов установлены в диоритах и гранитах обихумбоуского комплекса.

Гишунский интрузив характеризуется асимметричной вертикальной зональностью с развитием в верхних уровнях эрозионного среза оливиновых габброидов, в средних - перидотитов, а в нижних - оливинитов. Метаморфизм перидотитов слабый, очаговый (контактовый), выражающийся в амфи-болизации, серпентинизации, отальковании и, иногда, флогопитизации. Массив имеет неправильную, близкую к изометричной форму. Во многих местах наблюдаются отчетливые интрузивные контакты гранитоидов с породами гишунского комплекса, что указывает на докаменноугольный возраст по-

следнего. Породы комплекса, кроме того, встречаются среди гранитоидов в виде более мелких ксенолитов. При своем становлении гранитоиды оказали незначительное воздействие на габброиды и гипербазиты, обусловив их некоторое изменение главным образом на гидротермальной стадии. В южном и западном обрамлении комплекса распространены кварцевые кератофиры, также датированные ранним карбоном.

Несколько южнее главного тела комплекса обособленно залегает небольшое тело габброидов, содержащих линзы серпентинитов с сульфидной медно-никелевой минерализацией.

ГЛАВА 2. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МИНЕРАЛОВ ПОРОД ГИШУНСКОГО КОМПЛЕКСА

В подавляющей своей массе ультраосновные поводы ги-шунского комплекса представлены перидотитами и оливиновыми пироксенитами, в которых значительно варьируют относительные содержания оливина и ортопироксена. Нередко ультраосновные породы содержат в своем составе плагиоклаз. Преимущественно это наблюдается вблизи их контактов с габброидами. Местами ультраосновные породы превращены в анти-горитовые серпентиниты, в которых полностью отсутствуют реликты первичных минералов.

Перидотиты состоят из среднезернистого оливина, пироксена (~ 60%), роговой обманки, биотита, плагиоклаза и сульфидных минералов. Они подразделяются на лерцолиты, гарцбургиты и верлиты. Некоторые образцы перидотитов весьма серпентинизированы и обладают характерной текстурой, в которой наблюдается выделение магнетита по границам зерен и трещинам. В ритмичнорасслоенных разрезах ультраосновные породы слагают основания ритмов, образуя постепенные переходы в оливиновые пирок-сениты, лерцолиты или в роговообманковые перидотиты.

Количественно-минералогический состав гарцбургнтов (об. %): оливин (55%), ромбический пироксен (20%), моноклинный пироксен (5-10%), роговая обманка (5%), сульфиды (до 15%), магнетит и хромшпинелиды (до 8%), вторичные минералы (серпентин, хлориты, актинолит, карбонаты, иногда тальк). Наряду с типичными гарцбургитами встречаются роговообманковые и слюдисто- роговообманковые разновидности этих пород. Структура пород ги-пидиоморфная с элементами порфировидной и пойкилитовой.

Лерцолиты обычно характеризуются постепенными переходами с гарцбургитами, от которых отличаются преобладанием моноклинных пирок-сенов над ромбическими. Морфологические особенности главных минералов в лерцолитах во многом сходны с гарцбургитами. Вместе с тем, они имеют панидиоморфную структуру, характеризующуюся наличием субизометрич-ных зерен оливина, ортопироксена и клинопироксена.

Верлиты имеют среднезернистую, кумулятивную структуру, отмечается венцовая, пойкилитовая и петельчатая. Текстура полосчатая, обусловленная наличием в породе многочисленных рассекающих субпараллельных трещинок, часто выполненных жилками магнетита.

Оливиновый пироксенит обычно содержит 35-55% пироксена, и 20-30% оливина, часто замещенные роговой обманкой с незначительным количеством сульфидов и хромита. В оливиновых пироксенитах проявляются процессы высокотемпературной метаморфической перекристаллизации и дифференциации с образованием синдеформационных порфиробластовых верлитов.

Оливин в гиперабазитах образует субизометричные, округленные, лин-зовидные, иногда ксеноморфные зерна, которые обычно заключены в виде пойкилитовых вростков в более крупные порфиробластовые выделения орто-и клинопироксена с петельчатыми структурами замещения.

Ортопироксены ультраосновных пород образуют более крупные (до 4 мм) по сравнению с зернами оливина и обычно неправильные по форме, реже призматические выделения, которые можно рассматривать в качестве порфиробласт. Ортопироксены установлены только в лерцолитах и гарцбур-гитах. Нередко они содержат пойкилитовые включения оливина и, иногда, окаймляются бурой роговой обманкой. Некоторые зерна ортопироксена по их границам замещены клинопироксеном хотя интерстициальный клинопи-роксен довольно часто сохраняется. Вторичные изменения ортопироксена проявляются главным образом в виде серпентинизации, реже ортопироксен замещается амфиболом тремолит-актинолитового ряда или буро-зеленой роговой обманкой.

Клин о пир оке ены - наиболее широко распространенные и лучше всего сохранившиеся минералы большинства типов пород ультрамафитов Ги-шунского массива. Продукты вторичного изменения клинопироксенов представлены главным образом слабо плеохроирующими в зеленых тонах амфиболами тремолит-актинолитового ряда. Моноклинный пироксен замещается по периферии зерен буро-зеленой обыкновенной роговой обманкой, образует бесцветные изометричной, округлой или неправильной формы зерна, часто содержит пойкилитовые включения плагиоклаза и оливина или окаймляет зерна последнего. Судя по оптическим данным, в большинстве случаев кли-нопироксены имеют промежуточный состав между салитами, диопсидами и авгитами, реже соответствуют собственно салитам и диопсидам.

Амфиболы образуют призматические и неправильной формы зерна или фиксируются в виде каемок вокруг оливинов и пироксенов. Нередко они содержат пойкилитовые включения плагиоклазов, оливина, пироксена. Вторичные амфиболы тремолит-актинолитового ряда развиваются метасомати-чески по пироксенам и оливинам. Первичный амфибол (от долей % до 5%) встречается в виде мелких интерстициальных зерен светло-зеленого цвета. Он слабо плеохроирует в светло-желтых и светло-зеленых тонах. По составу

он соответствует гастингситу или паргаситу. Вторичный амфибол тремолит-актинолитового ряда замещает ранний паргасит и клинопироксен, т.е. образуется в процессе более поздних метаморфических преобразований пород.

Плагиоклазы в ультраосновных породах проявлены кристаллами ~ 0.5 мм по длинной оси и повсеместно сильно изменены эпигенетическими процессами. По ним развиваются агрегаты пренита, хлорита, гидрограната, альбита, что свидетельствует о существенно водном, бедном углекислотой составе флюидов, обусловивших изменение этих пород. Источником флюидов, вероятно, служил гранитоидный расплав, интрудировавший базит-гипербазитовый комплекс.

Серпентин представлен антигоритом и образует ориентированный тонкочешуйчатый агрегат с магнетитом, "обтекающий" крупные зерна кли-нопироксена. Наличие таких структур определяет тонкополосчатую текстуру породы.

Хромшпинелид образует мелкие (0.5-1 мм) идиоморфные, октаэдри-ческие кристаллы, приуроченные к интерстициям между зернами оливина и связанные с пироксенами или измененными плагиоклазами темно-коричневого цвета с вермикулярный формой. Включения хромшпинелидов в оливине отмечаются крайне редко. Кроме того, в породах отмечаются и малые концентрации ангедральных зерен хромшпинели (1-2 мм). Как правило, они имеют таблитчатые формы кристаллов, локально сросшихся с клино- и ортопироксенами или оливином.

Флогопит в гипербазитах отмечается редко и образует очень мелкие зерна. Минерал обычно содержит включения плагиоклазов, клино- и ортопи-роксенов. В шлифе он выделяется буровато-красной окраской.

В качестве акцессорных минералов гипербазиты содержат апатит и сульфиды, которые часто замещены магнетитом. Вблизи контактов с габб-роидами в гипербазитах присутствует мелкая сульфидная вкрапленность.

Основные породы гишунского комплекса представлены габброидами, различающимися по своей структуре, а также минеральному составу. Макроскопически эти породы делятся на четыре разновидности: крупнозернистые, среднезернистые и мелкозернистые габбро и анортозиты.

Плагиоклазы - наиболее распространенные минералы, образующие преимущественно неправильные, незональные выделения во всех разновидностях габброидов. Они представлены широкотаблитчатыми, реже изометрич-ными и неправильной формы зернами со сложным и разнообразным характером двойникования. Состав плагиоклазов в них приблизительно одинаков и чаще соответствует битовниту (№РЬ =73-90, чаще 80-90).

Оливины наиболее широко развиты в габброидах левого борта р. Оби-хумбоу, в хорошо расслоенной части интрузива. Форма их зерен изометрич-ная, округлая, линзовидная, реже ксеноморфная с петельчатыми структурами замещения. Представлены они, судя по оптическим константам, хризолитом (Бо =80-90%, Ба = 10-20%).

Ортотроксены содержат пойкилитовые включения оливина, иногда окаймляются бурой роговой обманкой. Часто они замещаются серпентином и карбонатом.

Клинопироксены характерны для всех габброидов интрузива. Наиболее существенное развитие они имеют в породах левого борта р. Обихумбоу. На правом её борту клинопироксены отмечаются по большей мере в габбро и образуют изометричной, округлой или неправильной формы зерна, среди которых редко фиксируются простые двойники. Часто они окаймляют зерна оливина.

Амфиболы принимают участие в строении всех габброидов интрузива. Первичные амфиболы образуют призматические и неправильной формы зерна или фиксируются в виде каемок вокруг оливинов и пироксенов. Нередко они содержат пойкилитовые включения плагиоклазов, оливинов, пироксенов. Количественные соотношения и состав амфиболов больше зависят от положения пород в разрезе интрузии и меньше - от состава пород, в которые они входят. В анортозитах, кроме роговой обманки, установлены единичные зерна арфведсонита и базальтической роговой обманки. Роговая обманка нормального ряда плеохроирует в буровато-зеленых, светло-буро-зеленых, желтовато-зеленых тонах. Широкие колебания цвета и оптических констант роговой обманки, часто фиксирующиеся в пределах одного шлифа, свидетельствуют о значительных вариациях в них содержаний железа и магния. Вторичные амфиболы тремолит-актинолитового ряда образуют тонкие призмы, волокнистые и игольчатые скопления. Они развиваются по темноцветным минералам, замещая их частично или полностью.

Главнейшие породообразующие минералы пород гишунского комплекса (оливин, орто- и клинопироксены, плагиоклаз и амфиболы) характеризуются определенными особенностями состава и свойств, различными количественными соотношениями в сингенетических рядах пород, структурно-морфологическими разновидностями, реакционными и парагенетическими взаимоотношениями между собой, что отражает в целом физико-химические условия процессов эволюции их родоначальных магм.

Оливин наиболее широко развит в породах по левому борту р. Обихумбоу в хорошо расслоенной части интрузива. Содержание оливина в Гишунском интрузиве, как и во всех производных базальтовой магмы, является классификационным признаком в номенклатуре основных и ультраосновных пород.

В большинстве случаев оливин представляет собой одну из первых выделившихся фаз исходного магматического расплава, свидетельствующую об относительно высокой активности магния на стадиях протокристаллизации. Формы выделения, состав и структурные взаимоотношения этого минерала с другими породообразующими минералами находятся в тесной связи с положением его в сингенетическом ряду пород, и определяются физико-химическими условиями кристаллизации магматического расплава. Судя по

оптическим константам данный минерал представлен здесь форстеритом с содержанием MgO от 81 до 84%, что значительно ниже чем в оливинах из наиболее глубинных перидотитов (в среднем форстерит = 90.8%, Dick и Bullen, 1984). По единичным рентгеноспектральным определениям на микрозонде железистость оливинов составляет 16-19% (Fa^-i?)-

В ультраосновных породах все зерна оливина имеют похожие композиции в диапазоне Mg# от 0.81 до 0.84. Содержания NiO в оливинах обычно постепенно возрастают от 0.11 до 0.17 мае. % с увеличением магнезиальности минерала. В то же время в нижней части массива, где появляется сульфидная вкрапленность, наблюдается обратная картина-устанавливается закономерное возрастание концентраций никеля с ростом железистости оливина. Таким образом, оливины в целом характеризуются стабильным составом. Рентгенометрическое изучение оливинов подтвердило их форстеритовый состав.

Пироксены рассматриваются как основная составляющая основных и ультраосновных пород, составы которых ограничены главным образом существенно магнезиально-железистыми и богатыми кальцием минеральными видами. Бедный кальцием ортопироксен - один из главнейших породообразующих минералов никеленосного интрузива гишунского комплекса.

Данные микрозондового рентгеноспектрального анализа позволили выделить среди пироксенов Гишунского интрузива диопсиды и субкальциевые авгиты. Диопсиды интрузива обогащены в сравнении с типичными диопси-дами (Дир и др., 1965; Добрецов и др., 1971) кальцием и алюминием, что приближает их к фассаитам и отражает общую обогащенность этими элементами пород интрузива.

Клинопироксен не имеет значительных изменений в составе, за исключением содержания А1203 в диапазоне от 0.40 до 3.51 мае. %.

Содержание Mg в ортопироксене относительно высокое (Mg# от 0.85 до 0.92) и такое же, или несколько больше, чем в оливине. Этим подтверждается равновесие между оливином и ортопироксеном. Содержание титана в клино-пироксене из пород гишунского массива варьирует в интервале 0.01-0.64 мас.%, при этом наибольшей изменчивостью по этому элементу характеризуются габброиды. Содержание натрия в клинопироксене, также как и титана, не обнаруживает зависимости от парагенезиса пород и колеблется от 0.15 до 0.40 мас.%.

На основании результатов анализов сосуществующих клино- и ортопи-роксенов были рассчитаны температуры их равновесия. Полученные оценки показали значения, близкие к реальным, и соответствующие твердофазному равновесию между сосуществующими минералами. Устойчиво повышенные температуры равновесия пироксенов отмечаются в интервале 950-1000°С.

Амфиболы принимают участие в строении всех пород интрузива. В соответствии с классификацией, предложенной Лик (Leake, 1978), изученные амфиболы из основных и ультраосновных пород гишунского комплекса преимущественно кальциевые. Амфиболы из основных пород соответствуют магнезиальной роговой обманке, из ультраосновных пород - тремолиту.

Плагиоклазы. Общее количество плагиоклазов в гипербазитах камер-нодифференцированных интрузий невелико. Здесь они присутствуют лишь в составе плагиоклазовых (до 15%) перидотитов и оливиновых габбро-норитов (55-65%). Они показывают непрерывный спектр содержания анортитового компонента (СаО, мас.%) в различных породах от 47.5% до 95.8%. Кроме того, обратная колебательная изменчивость состава является общей для плагиоклазов. Направленного изменения состава плагиоклазов в ряду пород анортозитов не устанавливается, но отмечается другая закономерность:- в амфиболсодержащих разновидностях пород, наиболее широко развитых в предполагаемой верхней части интрузива, наряду с незональными, имеются зональные битовниты, а в габброидах со значительным количеством амфибола появляются и более кислые плагиоклазы, иногда с тонкой каймой альбита или альбит-олигоклаза (деанортитизация). В результате проведенных исследований установлено, что плагиоклазы из ультраосновных пород менее кальциевые (составы располагаются между полями андезина и Лабрадора), чем плагиоклазы основных пород (составы располагаются в поле анортозитов).

Таким образом, в Гишунском интрузиве взаимоотношения между породами внутри отдельных ритмов постепенные, между ритмами - достаточно четкие, но без признаков реакционных взаимоотношений. Менее отчетливой, хотя и петрологически более важной особенностью расслоенных гишунских основных и ультраосновных пород является их скрытая расслоенность, которая проявляется в закономерном уменьшении (снизу вверх) содержания анортитовой молекулы в плагиоклазах с одновременным слабым повышением железистости темноцветных минералов (оливин, пироксены). Подобная последовательность формирования дифференци-рованных серий от перидотитов и пироксенитов - в нижних частях гишунского расслоенного комплекса, через оливиновые габбро-нориты к габбро-норитам и анортозитам - в верхних частях, последовательное изменение состава главнейших породообразующих минералов, обогащающихся в том же направлении низкотемпературными составляющими (оливин и пироксены - железистыми компонентами, а плагиоклаз - альбитовым), являются, как известно (Daly, 1928; Hess, 1960; Козлов, 1973), характерной особенностью многих расслоенных никеле-носных интрузий (Бушвельд, Стиллуотер , Мончегорск, Иок-Довырен и др.) с присущим им "Бушвельдским" типом дифференциации.

ГЛАВА 3. ПЕТРОХИМИЯ И ГЕОХИМИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ ГИШУНСКОГО КОМПЛЕКСА

В разные годы было предложено множество петрохимических диаграмм, имеющих классификационное значение для распознавания генетической природы изменённых пород. Важным предварительным этапом отбора материала для применения петрогеохимических методов реконструкции состава пород гишунского комплекса явился поиск их наименее изменённых метасома-тическими процессами разновидностей на основании полевых и микроскопических исследований.

Рис. 2. Классификационная (TAS) диаграмма (Петрографический кодекс, 2009) для изученных ультраосновных (•) и основных (О) пород гишунского комплекса.

Составы изученных ультраосновных пород показывают, что они = = характеризуются высоким содер-| жанием MgO (25.94-42.76%) и по-| вышенной магнезиальностью

" (MgO/MgO+FeO, 66.29-87.12), низким TiOz (0.13-0.50 мас.%), при значительно низких содержаниях Na20 (0.01-0.63%) и К20 (0.010.56%). Содержание Ni (720-4310 г/т) и Cr (1154-3100 г/т). Химические анализы обнаруживают заметное обогащение ультраосновных пород кальцием, глиноземом и железом, что связано с присутствием в них в значительном количестве клинопироксена, а также плагиоклазов. Они обеднены некоторыми основными элементами (Ca, AI и Na) по отношению к среднему нормативному составу верхней мантии (Allegre et al., 1995).

На классификационных диаграммах (Na20 + K20)-Si02 (Магматические..., 1983) точки составов изученных ультраосновных пород занимают область пикритов. На TAS - диаграмме (Петрографический кодекс, 2009; рис. 2) составы основных и ультраосновных пород гишунского комплекса располагаются в шлях основных и ультраосновных пород нормального ряда (низкощелочные серии). Основные и ультраосновные породы гишунского комплекса содержат примерно одинаковое количество натрия и калия и в соответствии с классификацией (Le Bas, 2000), они принадлежат к средним калийным рядам. Очевидно, что несколько образцов основных пород попадают в область калийных серий, что связано с их относительным обогащением калием или изменениями, произошедшими после внедрения 1~ранитоидов Обихумбоуского комплекса. На тройной диаграмме оливин - ортопироксен -клинопироксен, точки исследуемых ультрамафитов расположены в основном в области гарцбургитов и лерцолитов. По соотношению содержаний кремнезема и калия (Peccerillo, Taylor, 1976) видно, что большинство изученных образцов гипербазитов относятся к низкокалиевой серии.

Исходная магма для кумулятивных ультрамафитов гишунского комплекса, вероятно, была более магнезиальной. Определение ее состава связано со значительными трудностями, поскольку их ритмично-слоистый разрез не отвечает закрытой системе дифференциации, а краевые фации закалки отсутст-

Zr/Y

Рис. 3. Вариации составов ультраосновных пород гишунского комплекса на диаграмме Zr/Y - Nb/Y (Kerr et al., 2000).

вуют. По таким индикаторным отношениям, как Ti/V (8.9635.22), Ni/Co (11.06-24.68), Ti/Zr (10.96-61.83), Zr/Y (2.2611), ультрамафиты гишунского комплекса наиболее близки к островодужным толеитам. На диаграмме Nb/Y - Zr/Y (Kerr et al., 2000), точки составов ультрамафитов попадают в поле островодужных пород (рис. 3).

Спектр распределения редких элементов, нормированных по примитивной мантии, имеет слабо наклонный характер (рис. 4). Среди КИЛЭ (крупноионные литофильные элементы) наблюдаются повышенные значения Rb, Ва и Sr с большим разбросом превышений концентраций. Устойчивая отрицательная аномалия, характерная для всех выделенных

петрографических типов ультрамафитов, отмечается в зоне распределения Nb и Y. Ультраосновные породы гишунского комплекса имеют в целом наклонные спектры на спайдер диаграмме с понижением при переходе от мобильных несовместимых к совместимым элементам и, в этом отношении, они резко отличаются от тренда MORB (рис. 4). Наиболее близки они к данным по известково-щелочным базальтам. Такие же данные характерны для пород Урэг-Нурской пикрит-базаль-товой ассоциации (Монгольский Алтай; Оюунчимэг, 2009) и мафит-ультрамафитовых комплексов Центральной Камчатки (Петрология..., 2001).

Ва Rl) Sr Y Zr Nb Tli Pb

Рис. 4. Спайдер-диаграмма дая ультраосновных пород ( ) гишунского комплекса. 1-базальты известково-щелочных серий ((Кузьмин, 1985); 2-базальты срединно-океанических хребтов (Шараськин, 1992).

Таким образом, особенности химического состава ультрамафитов гишун-ского комплекса показывают, что они представлены в основном гарцбурги-тами и лерцолитамн, принадлежащими к ультрамафитовым кумулятам. По характеру распределения редких элементов ультраосновные породы гишун-ского комплекса явно отличаются от базальтов срединноокеанических хребтов и более соответствуют известково-щелочным островодужным сериям.

По данным полевых исследований, петрографического описания и геохимических данных изученные мафитовые породы можно подразделить на две основные группы, а именно габбро и анортозиты. На основании петрографического описания было подтверждено, что эти две группы пород резко не разделяются и между ними есть переходы, что попытаемся подтвердить с помощью геохимических данных.

На тройных диаграммах «плагиоклаз - оливин - пироксен», предложенных Штрехейсеном (Бй-еск^еп, 1976) для основных пород, точки составов изученных анортозитов распределились между полями анортозитов и лейко-кратовых габбро. Образцы габбро достаточно четко распределяются между лейко- и мезократовыми полями габбро. При этом, в основном они относятся к типу оливинового габбро-норита. Это отражает тот факт, что изученные основные породы богаты пироксеном и оливином, причем пироксен доминирует над оливином, хотя плагиоклаз в целом преобладает над обоими.

Отношение Ре0*/М§0 и N1 были использованы Маияширо и Ши-до (¡УйуазЫго, 8Ыс!о, 1975) для разделения базитов, относящихся к различным геодинамическим об-становкам. С помощью диаграммы (рис. 5) выявляется, что большинство точек состава исследуемых базитов располагаются в области островных дуг, за исключением одного образца анортозитов, который лежит очень близко к полю СОХ-базальтов срединно-океани-ческих хребтов из-за низкого содержания магния. Очевидно также, что концентрация N1 в габброидах сравнительно выше, чем в анортозитах, но в целом концентрация № в базитах гишунского комплекса более высокая, чем в островодуж-ных базитах по Маияширо и Шидо (М1уазЫго и БЫёо, 1975).

\ \

II 1 2 3 4 .4

КСО*/.МЙ

Рис. 5. Вариационная диаграмма № - РеО*/М^О (К^уаяЫго, ЭЫск), 1975), изученных основных пород.

Спектр распределения средних значений редких элементов в основных породах, нормированных по примитивной мантии, имеет слабо наклонный характер (рис. 6). Среди КИЛЭ (крупноионные литофильные элементы) наблюдаются повышенные значения КЬ, Ва и Бг с большим разбросом концентраций. Стронций образует устойчивый максимум по отношению к содержанию его в базальтах примитивной мантии и острово-дужных базальтах. Отрицательная аномалия, № и У характерна как доя габбро, так и для анортозитов.

Из упомянутых выше отношений очевидно, что изученные мафитовые породы гишунского комплекса являются производными низкощелочной толеитовой магмы, образованной в островодужной геодинамической обстановке.

Общая концентрация РЗЭ уменьшается от анортозитов к габбро и ультраосновным породам, что связано с нормальной кристаллизационной дифференциацией магматической системы. Все породы обогащены легкими редкоземельными элементами (ЛРЗЭ) по отношению к тяжелым (ТРЗЭ), что выражается наклоном графиков распределения в них РЗЭ. Значения Ьа/УЬ и Ьа/Зт отношения в них колеблются в пределах 1.37-12.8 и 1.54-8.64, соответственно, при сравнительно умеренных значениях Ш / УЪ отношения в пределах 0.9-3.5. Исключение составляет один образец габбро, имеющий ровный наклон ЛРЗЭ, вероятно, связанный с фракционированием амфиболов (Seghedi й а1., 2001). При этом наклон графиков распределения РЗЭ в среднем для изученных ультраосновных пород минимальный (Ьа/УЬср = 4.48), для габбро - средний (Ьа/УЬср = 5.33), а для анортозитов - максимальный (Ьа/УЬср = 7.92). Здесь же важно отметить, что все изученные ультраосновные образования характеризуются четкой отрицательной Ей* аномалией (0.23-0.57), а габбро и анортозиты - положительной, причем явно более резкой именно для анортозитов (в среднем 10.95 против 2.43). Все вышесказанное в отношении изученного гипербазит-базитового ряда пород Гишунского

Рис. 6. Спайдер-диаграмма для габбро анортозитов ( ) гишунского комплекса. Средние содержания элементов в базальтах разных геодинамических обстановок (Holm, 1985): OIT - океанических островов, СТ - континентальных, OFT - срединно-океанических хребтов, LKT - примитивных островных дуг.

интрузива позволяет сделать следующие важнейшие генетические выводы. Так, общее закономерное увеличение в ряду этих пород как суммы РЗЭ, так и группы легких РЗЭ позволяет утверждать, что все эти образования являются продуктами дифференциации единого расплава. При этом осаждение из него главных темноцветных минералов приводило к формированию в нижней части камеры соответствующих по составу ультрабазитов, а в верхней части -более салических базитов.

Значения Рс№ отношения в породах гишунского комплекса колеблются от 1.35 до 81.54, т.е. они ниже, чем эти значения в гидротермальных месторождениях (-100) (Ма1ег ег а1„ 1998).

Крайне низкие содержания ЭПГ с высокими среди них значениями Си / Рс1 отношения (> 6500) характерны для пород примитивной мантии (Ма1ег & а1., 1998). Положительная же корреляция в изученных породах между содержаниями Си и значениями Си/2т отношения, показывает, что их исходная магма изначально была насыщена серой и сульфиды в ней осаждались по мере её эволюции с накоплением ЭПГ.

Исходя из сказанного, неминуемо следует вывод о том, что исходный состав магмы для всех изученных пород бьи близким к составу пикритоидных магм с достаточным количеством кальция, которого хватало бы на формирование значительного количества вкрапленников плагиоклаза (что не соответствует недосыщенному кальцием ультраосновному расплаву).

ГЛАВА 4. К ВОПРОСУ О РУДОНОСНОСТИ ГИШУНСКОГО МАССИВА

К Гишунскому интрузиву, преимущественно к слоям перидотитов и ме-ланократовых габбро, приурочены ликвационные рудопроявления медно-никелевой формации с платиноидами. Кроме того, оруденение здесь и гидротермальное, образованное в результате выщелачивания флюидами, циркулировавшими по зонам нарушения, рудных компонентов из интрузива и переотложения их с накоплением в благоприятных зонах. Возраст оруденения докаменноугольный, т.к. дайка камптонитов и зона нарушения срезаются более поздней гранитоидной дайкой, сопоставляемой с гранитоидами оби-хумбоуского комплекса.

Типы рудной минерализации в массиве соотносятся с главными этапами рудообразования в процессе становления и преобразования массива: первично-магматическим на стадии фракционирования клиногшроксенов и эпигенетическим, синхронным с серпентинизацией перидотитовых частей расслоенных серий. В соответствии с этапами рудообразования установлены главные парагенетические ассоциации рудных минералов: 1) ранняя хапькопирит-пентландит-пирротиновая, в которой сульфидная вкрапленность представлена главным образом пирротином; 2) поздняя (эпигенетическая) миллерит-пентландит-магнетитовая.

Пирротин (Ре1.^), является самым распространенным моносульфидом и в подавляющем большинстве преобладает над всеми другими рудными минералами. Размеры его зерен составляют 0.01-0.3 мм. Чаще всего пирротин слагает большую часть рудных зерен, представленных в виде первичных «капель» сульфидной жидкости. Сульфидные «капли» приурочены к зернам клинопироксенов, трещинам в них и интерстициям между ними. В целом, пирротины характеризуются повышенным содержанием Ре (до 61.5 %). Обобщая результаты анализов химического состава пирротина из ультрама-фитовых пород Гишунского массива можно предположить, что его образование происходило при низкой фугитивности серы, обусловившей формирование малоникелистых разностей (N1 0.22-0.88 %). В результате большая часть никеля должна была сконцентрироваться в остаточной жидкости, кристаллизация которой привела к образованию высокожелезистого пентландита (Ре/№=0.84-1.41).

Пентландит (РеМ)^^ ранней генерации встречается преимущественно в виде зернистых агрегатов, концентрирующихся по периферии пирротиновых выделений и значительно реже в форме пламеневидных включений распада внутри пирротина. По химическому составу пентландит в клинопироксени-тах представлен высокожелезистой, малоникелистой (N1- 24.12-30.39 мае. %) разновидностью, отвечающей составу ранней высокотемпературной генерации этого минерала. В верлитах Гишунского массива он характеризуется менее железистым и более никелистым составом (№- 30.57-33.17 мае. %).

Халькопирит (СиРеБ^. Обычно обрастает зерна пирротина в его краевых частях либо образует мелкие самостоятельные выделения за пределами пирротиновых «капель». Такое количественное меньшинство халькопирита свидетельствует о подчиненной роли медного компонента по отношению к пирротин-пентландитовому. Химический состав халькопирита ранней генерации отвечает его стехиометрической формуле.

Особенности химического состава сульфидных минералов ранней высокотемпературной парагенетической халькопирит - пентландит - пирротино-вой ассоциации в породах Гишунского массива, в том числе низкие содержания N1 (до 0.88 %) в пирротинах, позволяют предполагать, что на современном уровне эрозионного среза мы наблюдаем нижние горизонты дифференцированной интрузии. Так, согласно данным Е.В. Шаркова (2006) низкие концентрации железа и высокие- никеля до 1.64 % свидетельствуют о невысоких температурах образования пирротина и о том факте, что на современном уровне эрозионного среза представлены верхние горизонты расслоенных интрузий, так как при увеличении температур образования пирротина происходит соответственное уменьшение содержания № и возрастание концентраций Ре. Однако, для пирротинов (N1 0.22 - 0.88 мае. %) и пентландитов (N1- 24.12 - 33.17 мае. %) ранней магматической ассоциации характерны повышенные концентрации N1 и Со (1.8 - 6.99 мае. % в пентландитах), что свидетельствует о более продуктивном типе этой минерализации в Гишунском массиве.

Во втором типе рудной минерализации главными рудными минералами также являются минералы железа и никеля: магнетит, поздний пентландит, миллерит и никелин.

Магнетит (Fe203) является неотъемлемым минералом серпентинитов и связан с серпентинизацией исходных ультраосновных пород. Поздний пентландит образует как захваченные включения в магнетите, так и самостоятельные мелкие кристаллы за его пределами. Часто он выступает в качестве основного компонента рудной минерализации. Миллерит (NiS), представлен единичными идиоморфными зернами, а также мелкой вкрапленностью совместно с пентландитом и никелином в магнетитах из серпентинитов обоих исследуемых массивов, местами эта вкрапленность переходит в мономинеральную. Никелин (NiAs) также, наряду с миллеритом приурочен к зернам магнетита и встречается в виде редчайшей вкрапленности размером около 0.05 мм. По количественному признаку он находится в меньшинстве по отношению к миллериту и позднему пентландиту.

Из всего вышеизложенного следует что, район гишунского комплекса представляет несомненный интерес для поисков медно-никелевого орудене-ния с платиноидами и, возможно, золотом как собственно ликвационного типа (преимущественно в нижних частях комплекса), так и регенерированного (в пределах всего массива и в зонах его контактов).

ГЛАВА 5. ПРИРОДА РОДОНАЧАЛЬНОЙ МАГМЫ ГИШУНСКОГО МАССИВА И ЕЁ МАГМАТИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ

Петрохимические и геохимические исследования пород Гишунского массива с использованием классификационных диаграмм, позволяют высказать соображения о природе его родоначальной магмы. Надо отметить, что MgO/FeO отношение для его родоначальной магмы должно иметь значение 0.9423 по молярному и Mg-Fe коэффициенту распределения [Kd =(Fe/Mg)°'11,B"7(Fe/Mg)Marab' 0.3±0.03]. Отношение MgO/FeO0™ в гишунском комплексе значительно выше, чем 0.9423, что свидетельствует о том, что оливин кристаллизовался на большой глубине. Содержание MgO в расплаве, сосуществующем с наиболее магнезиальным оливином, должно было соответствовать-^ 12.61%, при равном содержании FeO и максимальном магнезиального оливина. Тем не менее, стоит отметить, что расчетное MgO/ FeOo6m значение может быть ниже, чем у родоначальной магмы, поскольку, кумулят оливина будет обогащен FeO и оставаться в равновесии посредством обмена с остаточной магмой. Таким образом, родоначальная магма была магнезиальной в соответствии с классификацией магматических пород, предложенной Ле Бас (Le Bas, 2000).

Геохимические данные, полученные по анортозитам и габбро гишунского комплекса показали, что генерация магмы, богатой плагиоклазами, происходила здесь путем фракционной кристаллизации пироксена из пикритовой

магмы (ЕпиНе, 1969). Обилие кумулятов оливина и высокое Ро значение оливина (Ро78_88) подтверждают высокую обогащенность MgO родоначальной магмы гишунского комплекса.

Роговая обманка по химическому составу соответствует магнезиальной роговой обманке, для которой характерны повышенная магнезиальность и щелочность. Присутствие магматических роговой обманки и флогопита повышенной щелочности, производных остаточного, пересыщенного флюидом пикритового расплава отмечалось для массивов Платиноносного пояса Урала и Юго-Восточной Аляски (Готтман и др., 1998).

Низкое содержание Мё и высокое- А1203 в анортозитах и габбро свидетельствует о том, что их родоначальная магма не была первичной и образовалась после осаждения соответствующих магнезиальных фаз. При этом высокие положительные аномалии силы тяжести, связанные с анортозитами и габбро, дают основание полагать, что на глубине присутствуют большие объемы магнезиальных магматических фаций.

Таким образом, основные - ультраосновные породы гишунского комплекса были образованы из первичной серонасыщенной высокомагнезиальной магмы, которая испытала две стадии эволюции. На первом этапе происходило фракционирование оливина, а на втором - отделение сульфидов от силикатной магмы.

Развитие расслоенности пород гишунского комплекса с использованием результатов исследований эволюции магматических очагов, выполненных Вагером и Броеном (1970), Спарксом с соавторами (1993), Теряул-том и Фаулером (1996) и др., можно объяснить по следующей модели (рис. 7)

А) магматические инъекции, приведшие к зарождению кристаллов оливина и шпинели; Б) осаждение и аккумулирование оливина и шпинели во время кристаллизации пироксена между кумулятивными фазами; В) кристаллизация пироксена между кумулятивными фазами в новых магматических инъекциях, включая зарождение амфибола в виде полимиктовых кристаллов и ойкокристов пи-

Рис. 7. Схема модели, иллюстрирующей основные этапы развития расслоенности пород гишунского комплекса.

роксена; Г) зарождение оливина и шпинели в связи с магматической инъекцией в раннюю фазу, кумуляция и закрытие цикла кристаллизации.

Гишунский комплекс представляется как расслоенное тело, все разновидности пород которого образовались при дифференциации единой магмы. Автор придерживается мнения В.В. Нарижнева (1984) о принадлежности большинства тел гипербазитов гишунского комплекса к расслоенной интрузии. Основные доводы в пользу этого следующие.

1. Габброиды и перидотиты имеют аналогичный состав породообразующих минералов, ультрабазиты образуют согласные с расслоенностью линзовидные и пластовой формы тела, в том числе с тонким переслаиванием контрастных по составу анортозитов и перидотитов.

2. Между габброидами и перидотитами наблюдаются как резкие, так и постепенные контакты.

3. Общая концентрация РЗЭ уменьшается от анортозитов к габбро и ультраосновным породам (рис. 13). Таким образом, концентрации РЗЭ выше в основных породах, чем в ультраосновных, что связано с нормальной кристаллизационной дифференциацией магматической системы.

Ф.П. Леснов (1980) рассматривает Гишунский интрузив как полигенный (Леснов и др., 1982), причем в противоположность Б.А. Вольнову, он считает гипербазиты более древними по отношению к габброидам. Согласно развиваемой им гипотезе (Леснов, 1976, 1980, 1981а) перидотиты Гишунского интрузива следует рассматривать как ксеногенные блоки, оказавшиеся включенными в габброидный интрузив в результате внедрения последнего в пределы более древней протрузии альпинотипных гипербазитов. Полосчатые текстуры габброидов при этом объясняются как результат проникновения габброидных расплавов вдоль систем субпараллельных трещин отдельности в альпинотипных гипербазитах (Леснов, 19816).

Таким образом, автор, на основании изложенного фактического материала, считает, что все описанные породы интрузива принадлежат единому комплексу, являющемуся типичным представителем расслоенных интрузивов, формировавшихся, согласно Л. Уэйджера, Г. Брауна (1970) в результате кри-сталлизационно-гравитационной дифференциации единой магмы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведенных исследований получены новые данные по вещественному составу гишунского ультрамафит-мафитового массива. Основные выводы, вытекающие из анализа фактического материала, могут быть сформулированы следующим образом.

1. По своим геологическим и минералогическим особенностям гишунский комплекс представлен расслоенными базит-гипербазитовыми ассоциациями пород, состоящими из перидотит - пироксенит - верлит - габбро -анортозитовых образований.

2. По петрографо-минералогическим и петрогеохимическим особенностям изученные породы Гишунского массива относятся к перидотит-пироксенит-габброноритовой формации перидотит-габбровых массивов, для которых характерны низкие содержания титана, щелочей и фосфора при умеренных содержаниях алюминия и повышенных- магния. Оливины характеризуются повышенной магнезиальностью и никеленосностью. Для пород массива характерен относительно повышенный фон легкоплавких платиноидов с преобладанием Р1 над Рс1. Петрохимические особенности ультрамафитов гишунского комплекса показывают, что они представлены в основном гарцбур-гитами и лерцолитами, принадлежащими к ультрамафитовым кумулятам, а мафитовые образования относятся к типу оливинового габбро-норита.

3. Исходный состав магмы для всех изученных пород является близким к составу пикритоидных магм, т.е. с достаточным количеством кальция, которого хватало бы на формирование значительного количества вкрапленников плагиоклаза (что не соответствует недосыщенному кальцием ультраосновному расплаву).

4. В Гишунском массиве типы рудной минерализации соотносятся с главными этапами рудообразования в процессе становления и преобразования массива: первично-магматическим - на стадии фракционирования клино-пироксенов и, эпигенетическим, синхронным с серпентинизацией перидоти-товых частей расслоенных серий. В соответствии с этапами рудообразования установлены главные парагенетические ассоциации рудных минералов: 1) ранняя халькопирит-пентландит-пирротиновая, в которой сульфидная вкрапленность представлена главным образом пирротином; 2) поздняя (эпигенетическая) миллерит-пентландит-магнетитовая.

По теме диссертации опубликованы следующие основные работы:

1. Геолого-петрохимические особенности габбро Гишунского массива (Северный Памир) // Геология и проблемы использования полезных ископаемых Таджикистана, Душанбе, 2009. с. 112-116. (Соавтор Алидодов Б.А.)

2. Петрохимия ультрабазитов гишунского комплекса (Северный Памир) // Материалы научно-теоретической конференции профессорско-преподавательского состава и студентов, посвященной «Году образования и технических знаний». Душанбе, ч. 1, 2010. с. 165-170. (Соавтор Алидодов Б.А.)

3. Классификация, номенклатура и особенности ультрамафитов Гишунского интрузива (Северный Памир) // Тр. Ин-та геологии АН РТ., Нов. сер., вып. 9,2010. с. 199-207. (Соавтор Алидодов Б.А.)

4. Петрохимические особенности ультрамафитов Гишунского интрузива (Северный Памир) // ДАН РТ, т. 53, № 6, 2010. с. 490-495. (Соавтор: Алидодов Б.А.)

5. Петрохимические особенности основных пород Гишунского интрузива (Северный Памир) // ДАН РТ, т. 53, № 7, 2010. с. 565-570. (Соавтор Алидодов Б.А.)

6. О классификации и некоторых особенностях образования Гишунского массива (Северный Памир) // ДАН РТ, т. 54, № 4,20116, с. 323-329.

7. К петрологии гишунского мафит-ультрамафитового комплекса (Северный Памир) // Вестник ТНУ (научный журнал), Душанбе: Сино, № 1 (65), 2011. с.155-159.

8. Минералогия рудоносных зон гишунского мафит-ультрамафитового комплекса (Северный Памир) // Вестник ТНУ (научный журнал), Душанбе: Сино, № 1 (65), 2011. с.172-176.

Подписано в печать 20.09.2011 г. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Объем 1,6 печ. л. Тираж 100. Заказ № 40.

Отпечатано в типографии Изд-ва БНЦ СО РАН. 670047 г. Улан-Удэ ул. Сахьяновой, 6.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Мустафа Мохаммед Могахед Ахмед

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1.

ГЛАВА 2.

ГЛАВА 3.

ГЛАВА 4.

КРАТКИИ ИСТОРИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

1.1. Краткие исторические сведения

1.2. Геологический очерк

ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МИНЕРАЛОВ ПОРОД ГИШУНСКОГО КОМПЛЕКСА

2.1. Петрографическая характеристика ультраосновных пород

2.2. Петрографическая характеристика основных пород

2.3. Химический состав и условия кристаллизации минералов ультраосновных и основных пород

ПЕТРОХИМИЯ И ГЕОХИМИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ ГИШУНСКОГО КОМПЛЕКСА

3.1. Петрохимические особенности ультрамафитов

3.1.1. Петрохимическая классификации и номенклатура ультраосновных пород

3.2. Геохимические особенности ультраосновных пород

3.3. Петрохимические особенности основных пород

3.3.1. Петрохимическая классификации и номенклатура основных пород

3.4. Геохимические особенности основных пород

3.5. Геохимия редкоземельных элементов

3.6. Элементы платиновой группы

К ВОПРОСУ О РУДОНОСНОСТИ ГИШУНСКОГО МАССИВА

4.1. Залегание и характер развития сульфидной минерализации в пределах Гишунского массива

4.2. Петрография и минералогия сульфидных руд Гишунского 126 массива

ПРИРОДА РОДОНАЧАЛЬНОЙ МАГМЫ ГИШУНСКОГО

ГЛАВА 5.

МАССИВА И ЕЕ МАГМАТИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ

5.1. Природа родоначальной магмы

5.2. Кристаллизационная модель

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология и рудоносность Гишунского базит-гипербазитового комплекса"

Актуальность исследований. Проблемы основного и ультраосновного магматизма занимают одно из ведущих мест в современной геологической науке. Их решение несомненно представляет общегеологическое, петрологическое и практическое значение. Так, изучение базит-гипербазитового магматизма расширяет наши представления о составе и строении земной коры и-ее соотношениях с верхней мантией. Анализ целого ряда наблюдений, относящихся к условиям' залегания; внутреннему строению и составу интрузивных тел, раскрывает различные аспекты механизма зарождения, внедрения и консолидации* базит-гипербазитовой магмы. Наконец, с магматизмом этого типа связаны многие полезные ископаемые и, прежде всего, сульфидные медно-никелевые месторождения в различных по степени дифференцированности интрузивах. В решении вопросов петро- и рудогенезиса особый интерес представляют породообразующие минералы. Их соотношения состав и свойства отражают формационную и фациальную принадлежность, условия становления интрузивов, а также степень их рудоносности. Вместе с тем, эта важнейшая область петрологии' и минералогии, выступающая в качестве важного критерия формационного расчленения и оценки рудоносности, применительно к древнейшим докембрийским (рифейским) базит-гипербазитовым интрузиям вообще изучена и освещена в литературе крайне недостаточно. Весомый вклад в эти знания могут внести исследования петрологии и рудоносности докембрийского гишунского базит-гипербазитового комплекса (Северный Памир), предлагаемого здесь в виде главного объекта исследования.

Объектами исследований являются ассоциации базит-гипербазитовых пород гишунского комплекса (Северный Памир).

Цель работы - на основе комплексных геологических, петрологических, геохимических и минералогических исследований выявить условия формирования базит-ультрабазитовых образований гишунского комплекса Юго-Западного Дарваза (Северный Памир).

Задачи исследований:

1. На основе детальных полевых исследований, с учетом имеющихся опубликованных данных, установление геологических особенностей формирования различных по составу пород гишунского комплекса (гипербазиты, габброиды).

2. детальное петрографическое изучение последовательности текстурно-структурных изменений и минерального состава основных и ультраосновных пород гишунского комплекса для расшифровки условий их формирования.

3. Выяснение связи между различными магматическими образованиями, включая рудную минерализацию, гишунского комплекса на основе петрохимических и геохимических исследований, в том числе выявление трендов дифференциации составов его основных и ультраосновных ассоциаций:

4. По составу пород и их минеральным составляющим оценка состава исходного расплава и построение петрогенетической модели формирования расслоенной серии гишунского комплекса, а также произошедших в нем рудообразующих процессов.

Фактический материал и методы исследований. В основу диссертации положены полевые материалы автора, собранные за период обучения в аспирантуре в течение 2008-2011 гг. Методика полевых исследований заключалась в выполнении рекогносцировочных маршрутов, полевой документации обнажений горных пород и руд, установлении взаимоотношений между ними, исследовании экзо- и эндоконтактовых изменений, геологическом картировании и составлении детальных геолого-петрологических профилей. Все виды работ сопровождались отбором каменного материала для* изготовления шлифов, выполнения силикатных, спектральных, рентгеноспектральных, минералогических анализов. В камеральный период автор производил просмотр всех шлифов (более 200 шт.) и аншлифов (более 100 шт.) с целью уточнения* полевой диагностики пород и последующего выборочного детального описания их для петрографической характеристики. Петрографическое описание пород выполнено в петрографическом кабинете* Главного управления геологии при Правительстве Республики Таджикистан. Обработаны результаты петрохимических, геохимических, минералогических исследований, проведено сопоставление петролого-геохимических особенностей пород с аналогичными образованиями, описанными в близкой геологической обстановке других регионов. Химические составы минералов были определены с использованием электронного микрозонда JXA-8800R в аналитической лаборатории "ACME" в Канаде. Были проанализированы в общей сложности около 20 мономинеральных проб оливина, орто- и клинопироксенов, амфибола и плагиоклаза. I

Определение выполнялось с ускоряющим напряжением 20 кВ и пучком диаметром 5 нм, током пучка и подсчетом времени для основных элементов 20 нА.

Для проведения химического анализа были отобраны 59 представительных образцов интрузивных пород (24 образца ультраосновных и 35 образцов основных пород). Образцы были проанализированы в аналитической лаборатории "ACME" в Канаде. Анализ содержания микроэлементов осуществлялся с использованием рентгеновского микроанализатора и ICP (индуктивной связанной плазмой) методами.

Элементы платиновой группы были проанализированы в "ACME" лаборатории г. Ванкувер (Канада) с использованием индуктивно-связанной плазмы масс-спектрометром (ICP-MS). Пределы обнаружения составили 0.3 мг/т для Os, Ir, Ru, Pd и 0.06 мг/т для Pt и Rh.

25 определений рудных минералов сделаны в лаборатории ядерных исследований в Египте (г. Каир) с помощью САМЕСА "САМЕВАХ" электронного микрозонда, оснащенного четырьмя вертикальными спектрометрами "WDS", работающими при ускоряющем напряжении 15 кВ, током пучка 15 нА; время счета 10 секунд для пика и 10 секунд для фона.

Обработка полученной информации проводилась на компьютере с использованием программного пакета "Microsoft Office", а также ряда специализированных программ геологического и петрографического направления: "Grapher", "Minpet" и др.

В целом, в ходе исследований использовался комплексный подход с применением геологических, минералогических и петролого-геохимических методов при максимально возможном учете всех опубликованных данных по породам и рудам Гишунского интрузива.

Защищаемые положения

1. Гишунский комплекс представлен расслоенными базит-гипербазитовыми ассоциациями пород, состоящими из перидотит - пироксенит - верлит -габбро-анортозитовых образований со следующим порядком минералообразования: оливины, плагиоклазы —► ортопироксены —» клинопироксены —» амфиболы —► постмагматические и вторичные минералы.

2. Установлено единство магмообразующей системы мафит-ультрамафитовых пород гишунского комплекса. Породы комплекса являются производными высокомагнезиальной магмы пикритового состава, и образовались в островодужной геодинамической обстановке. Они широко варьируют по химическому составу и относятся к классу низкощелочных, весьма умереннокалиевых, крайне низкотитанистых и высокомагниевых плутонических дифференциатов ультраосновного и основного составов. Петрохимические особенности ультрамафитов гишунского комплекса показывают, что они представлены в основном гарцбургитами и лерцолитами, принадлежащими к ультрамафитовым кумулятам, а мафитовые образования комплекса в основном относятся к типу оливинового габбро-норита.

3. Образование рудной минерализации в Гишунском массиве происходило в два этапа - магматический (с ликвационным типом оруденения) и постмагматический (с регенерированным типом- оруденения), в соответствии с которыми выделены главные парагенетические ассоциации рудных минералов: 1) ранняя халькопирит-пентландит-пирротиновая, в которой сульфидная вкрапленность представлена главным образом пирротином; 2) поздняя (эпигенетическая) миллерит-пентландит-магнетитовая.

Научная новизна работы

1. Впервые проведена детальная петрографическая и петролого-геохимическая характеристика базит-гипербазитовых образований Гишунского массива, выявлена их рудная специализация; получены новые данные о взаимоотношениях основных и ультраосновных ассоциаций, что позволяет определить последовательность формирования базит-гипербазитовых пород в составе гишунского комплекса.

2. С помощью петрохимических и геохимических исследований определены тренды дифференциации составов пород основных и ультраосновных ассоциаций гишунского комплекса и выяснена связь между ними.

3. Впервые дано подробное петрографическое описание руд Гишунского массива и выявлены геохимические особенности сульфидных минералов, таких как пирротин, пентландит и халькопирит.

4. На основании результатов анализов сосуществующих клино- и ортопироксенов рассчитаны температуры их равновесия.

5. Впервые получены данные по химическому составу акцессорных минералов пород Гишунского массива.

6. Показно, что исходный состав магмы для всех изученных пород гишунского комплекса является близким к составу пикритоидных магм, то есть с достаточным количеством кальция, что не соответствует недосыщенному кальцием ультраосновному расплаву.

Апробация работы и публикации. Результаты исследований изложены в 8 научных публикациях, докладывались на научно-практической конференции "Геология и проблемы использования полезных ископаемых Таджикистана", посвященной 1310-летию Имома Аъзама (Душанбе, 2009 г.), научно-теоретической конференции профессорско-преподавательского состава и студентов, посвященной "Году образования и технических знаний" (г. Душанбе, 2009-2010 гг.), научной конференции, посвященной 100-летию со дня рождения академиков Юсуповой С.М. и Захарова С.А. в Институте геологии АН РТ (г. Душанбе, 2010), а также на международной конференции "Проблемы охраны и рационального использования подземных ресурсов Таджикистана" (г. Душанбе, 2010).

Содержание и объем работы

Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения, графического приложения. Общий объем работы - 171 страница машинописного текста, в том числе 58 рисунков, 12 таблиц и библиографический список из 196 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Мустафа Мохаммед Могахед Ахмед

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В' результате проведенных исследований получены новые данные по вещественному составу гишунского ультрамафит-мафитового массива. Основные выводы, вытекающие из анализа фактического материала, могут быть сформулированы следующим образом.

1. По своим- геологическим и минералогическим особенностям» гишунский комплекс представлен« расслоенными, базит-гипербазитовыми ассоциациями пород, состоящимишз перидотит - пироксенит - верлит - габбро - анортозитовых образований. Породы, комплекса представлены л ейкократовыми. габбро, занимающимидвепятыхобъемаприсутствующихпримерновравныхколичествах габбро-анортозитов? и габбро; (22%); на долю: анортозитов приходится 12%; меланократовыми габбро > и перидотитами сложено, соответственно, 0.5 и 2% объема комплекса. Перидотиты и оливиновые пироксениты являются основными? рудовмещающими породами Си-№. оруденения. Породы Гишунского интрузива имеют сходный состав породообразующих минералов (плагиоклазы, оливины, пироксены,. амфиболы) и отличаются между собой их набором и количественным соотношением. По минеральному составу выделяются анортозиты, габбро-анортозиты, лейкократовые габбро, габбро, меланократовые габбро, перидотиты.

2. По петрографо-минералогическим- и1 петрогеохимическим особенностям изученные породы Гишунского массива- относятся к перидотит-пироксенит-габбро-норитовой формации' перидотит-габбровых массивов; для* которых характерны, низкие содержания титана, щелочей и фосфора при умеренных содержаниях алюминия т повышенных содержаниях магния. Оливины характеризуются повышенной' магнезиальностыо и никеленосностыо. Для пород массива характерен относительно повышенный- фон легкоплавких платиноидов с преобладанием Р!. ■ над Ш: Петрохимические особенности ультрамафитов гишунского комплекса показывают, что они представлены в основном из главным образом пирротином; 2) поздняя (эпигенетическая) миллерит-пентландит-магнетитовая.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Мустафа Мохаммед Могахед Ахмед, Душанбе

1. Андреев Г.В., Гордиенко И.В., Кузнецов А.Н., Кравченко А.И. Апатитоносные диориты Юго-Западного Забайкалья // Улан-Удэ: Бурятское книжное изд-во, 1972,160 с.

2. Белоусов А.Ф. Проблемы анализа эффузивных формаций; // Новосибирск: Наука, 1976, 330 с. . . .

3. Богатиков О. А. Классификация и номенклатура магматических горных пород // М.: Недра, 1981. 159 с. < . ; ;

4. Балашов Ю-А. Геохимия редкоземельных элементов // М.: Наука, 1976, 265 с.

5. Буданов В.И., Месхи А.М., Волков В.Н.,. Кириллов С.П. Об эпохах гранитоидного магматизма^ Памира; и Дарваза; //' Докл. АН СССР, т. 136, № 3, 1961, с. 680-682. , : \

6. Буданов В.И. Тектоническое размещение гранитоидных интрузий Памира (основные закономерности). В;кн.: Тектоника Памира и Тянь-Шаня-// .УГ.: Наука, 1964а, с. 24-36. ; ■.■";•:/.

7. Буданов В.И. Основные черты истории развития; магматизма Памира. В кн.: Материалы по геологии Памира// Выи.2. Душанбе, 19646, с. 174-194.

8. Буданов В.И., Месхи А.М. Магматизм и; некоторые металлогенические: особенности; Памира. В- кн.: Теоретические проблемы вулканоплутонических формацишших рудоносности// М!: Наука; 1969} с. 209-213;.

9. Буданов В.И., Жирнов В.В;, Волков В.Н., Володин П;К. МагматизмПамира и Дарваза (промежуточный отчет. Андербагской партии за 1951-1958 гг.) // Душанбе, 1959. Фонды ТГУ.

10. Виноградов А. П. Средние содержания химических элементов в главных типах из верженных пород земной коры //Геохимия, № 7, 1962, с. 555-571.

11. Власов Н.Г., Миклухо- Маклай А.Д. Новые данные по стратиграфии пермсг^зоих отложений Юго-Западного Дарваза // Докл.АН СССР, т. 129, № 4, 1959, с.879.

12. Власов1 Н.Г., Гниловской Г.В. Древнейшие метаморфические образовавши Северного Памира. В ки.: Вопросы геологии Средней Азии // Тр:ВСЕ1 нов.сер, т. 168, Л., 1970, с. 84-106.

13. Власов Н.Г., Тарасенко А.Т. Сопоставление доюрской истории геологичес^сгого развития- Южного Гиссара' и Северного Памира. В' кн.: Вопросы геологии Средней Азии // Тр. ВСЕГЕИ, нов.сер.,т. 168, Л.,.1970,- с. 107-128. ' .

14. Власов Н.Г. Материалы к стратиграфии Юго-Западного Дарваза и восто^з^нсой части Таджикской депрессии. Отчет Муминабадской ПСПпо работам 1953-Xгг. //Душанбе, 1962. Фонды ТГУ.

15. Власов Н.Г. Стратиграфия« и тектоника Юго-Западного Дарваза (диссертг=гтт.ия на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук), JT., 1963 // Фонды ТГУ.

16. Вольнов Б.А., Ким А.Н. Петрохимия и никеленосность Гишунского базит-гипербазтового комплекса (Северный Памир) // Докл. АН ТаджССР, т. 23, JVÎ® 4, 1989, с. 267-270.

17. Вольнов Б.А., Стеблова В.М., Нарижнев.В.В. Основные черты металлогеоанзи Дарваза // Докл. АН ТаджССР, т. 22, №7,1979, с. 429-432.

18. Габброидные формации Западной Монголии // А.Э.Изох, Г.В.Поляков и .zxjp- -Новосибирск: Наука, 1990, 269 с.

19. Готтман И.А., Пушкарев Е.В., Вилисов» В.А. Реакционное взаимодейсттвие перидотитов с флюидонасыщенными расплавами основного состава (на призере Хабарнинского массива) // Ежегодник-1997. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1 998,• с. 71-76.

20. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы // Том 2. JV1-: Наука, 1965, 405 с.

21. Добрецов Н.Л., Кочкин Ю.Н., Кривенко А.П., Кутолин ЗЕЕ5 —А. Породообразующие пироксены //М.: Наука, 1971, 454 с.

22. Дронов В.И. О южной границе Центрального Памира. В кн.: Материалах по геологии Памира. //Вып.П. Душанбе, 1964, с. 133-137.

23. Ермаков Н.П. Геология и полиметаллические рудопроявления Западного Дарваза. В кн.: Геология и полезные ископаемые Средней Азии // Изд-во АН СССР, 1940, с. 41-58.

24. Кабанов Н.П., Модаева В.И. Геологическое строение и полезные ископаемые юго-западной части Дарвазского хребта // Сталинабад, 1948. Фонды ТГУ.

25. Кафарский А.Х., Лозиев В.П. и др. Геологическое строение юго-западной части Дарвазского хребта // Душанбе, 1958. Фонды ТГУ.

26. Конников Э:Г., Ермолов П.В., Добрецов Г.Л. Петрология сининверсионных габбро-гранитных серий //Новосибирск: Наука, 1977, 142 с.

27. Козлов Е.К. Естественные ряды пород никельносных интрузий и их металлогения // Л.: Наука, 1973, 296 с.

28. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов // Новосибирск: Наука, 1985, 198 с.

29. Лаврусевич В.И, Лаврусевич А.И., Салтовская В.Д. Докаменноугольные палеозойские отложения Дарваза // Советская геология, № 8, 1975, с. 58-65.

30. Лаврусевич В.И., Карякин А.П. Возраст, состав и степень метаморфизма висхарвской свиты Юго-Западного Дарваза. В^ кн.: Новые данные по геологии Таджикистана. Труды Таджикского государственного университета // Вып 4. Душанбе, 1977, с. 40-49.

31. Лаврусевич В.И., Вольнов Б.А., Евстафьев С.А., Нарижнев В.В., Стеблова В.М. и др. Групповая геологическая съемка и поиски масштаба 1:50 ООО на площади Юго-Западного Дарваза (отчет по работам 1973-1978ГТ.) // Душанбе, 1978. Фонды ТГУ.

32. Левен Э.Я. Новые данные о пермских отложениях Дарваза // Изв. АН СССР, серия геол., № 11, 1971, с. 104-111.

33. Левен Э.Я., Давыдов В.И. Новые данные по стратиграфии пермских красноцветных толщ Юго-Западного Дарваза // Известия вузов. Геология и разведка, №8, 1979, с. 13-20.

34. Левен Э.Я. Верхний палеозой бассейнов рек Чарымдары, Гундары и Зидадары (Юго-Западный Дарваз) // Бюлл.МОИП, отд.геол., т. 56, вып.4, 1981, с. 40-52.

35. Леснов Ф.П. О структурно-текстурных критериях воздействия габброидов на гипербазиты в базит-гипербазитовых плутонах складчатых областей. В кн.: Материалы по генетической и экспериментальной минералогии // Новосибирск: Наука, т. 10,1976, с. 75-80.

36. Леснов Ф.П. Ксенолиты гипербазитов в габброидах и вопросы генезиса полигенных базит-гипербазитовых плутонов. В кн.: Мантийные ксенолиты и проблемы ультраосновных магм // Новосибирск: Наука, 1980, с. 153-154.

37. Леонов Ф.П. Полигенные базит-гипербазитовые плутоны как особый тип магматогенных образований- складчатых областей. В кн.: Петрология литосферы и рудоносность //Л.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1981а, с. 206-207.

38. Леснов Ф.П. Плитчатая отдельность в гипербазитах и проблема генезиса полосчатых текстур в породах полигенных базит-гипербазитовых плутонов. В кн.: Вопросы генетической петрологии//Новосибирск: Наука, 19816, с. 203-213.

39. Леснов Ф.П. Полигенные базит-гипербазитовые плутоны складчатых областей. В кн.: Эволюция офиолитовых комплексов. Тезисы докладов Всесоюзного симпозиума//Свердловск, 1981в, с. 6-8.

40. Лутков^ B.C. Оловоносные гранитоидные формации Северного Памира // Советская геология, № 6, 1968, с. 36-47.

41. Лутков. B.C., Беляева Р.Т., Асриев Ю.Б., Агеева Л.И., Павлова Г.Н. Новые данные по геохронологии гранитоидных формаций Северного Памира // Докл. АН ТаджССР, т. 12, № 4, 1969, с. 46-49.

42. Лутков B.C. К петрохимии магматических пород Северного Памира // Докл. АН ТаджССР, т. 13, № 12, 1970, с. 44-48.

43. Лутц Б.Г. Петрология глубинных зон континентальной коры и верхней мантии // М.: Наука, 1974, 304 с.

44. Магматические формации СССР: Под редакцией В.Л.Масайтиса. // Д.: Недра, т. 2, 1979, 279 с.

45. Магматические горные породы // М.: Наука, т. 1, 1983, 368 с.

46. Михайлов Н.П., Щеглов А.Д. Магматизм областей тектонической активизации. В кн.: Магматизм, формации кристаллических пород и глубины Земли // М.: Наука, т. 1, 1972, с. 45-50.

47. Михайлов Н.П., Шарков Е.В., Абрамсон М.Р., Иняхии М.В: Златогорский дифференцированный массив основных и удьтраосновных пород в Северном Казахстане // Сов. геол., №10, 1976, с. 144-169.

48. Михайлов Н.П1., Шарков Е.В., Слодкевич BiB. Расслоенные (стратиформные) интрузивные комплексы в тектоно-магматическом развитии Земной1 коры. В кн.: Петрология. //М.: Наука,1980, с. 104-119.

49. Могахед М.М. К петрологии гишунского мафит-ультрамафитового комплекса (Северный Памир) // Вестник Тадж. наци, ун-та., Душанбе, № 1 (65), 2011а, с. 134138.

50. Могахед М.М. О классификации и некоторых особенностях образования Гишунского массива (Северный Памир) // ДАН РТ, т. 54 , № 4, 20116, с. 324-329.

51. Могахед М.М. Минералогия рудоносных зон гишунского мафит-ультрамафитового комплекса (Северный Памир) // Вестник Тадж. наци, ун-та., Душанбе, № Г (65), 2011 в, с. 149-153:

52. Могахед М.М., Алидодов Б.А. Петрохимические особенности ультрамафитов Гишунского интрузива. (Северный Памир) // ДАН РТ, т. 53, № 6, 2010в; с. 490495. . ■ . ' : '

53. Наливкин Д.В. Предварительный отчет о поездке летом 1915 года в» Горную Бухару и на Западный Памир // Изв. Имп. рус. геогр: о-ва, т. 52, вып.3; 1916, с. 203-237:

54. Наливкин Д.В. Основные проблемы геологии Памира. В кн.:;ТПЭ 1933г. // JI:, Госхим гехиздат, 1934, с. 291-296.

55. Нарижнев В.В., Стеблова В.М., Давидзон P.C. Об эффузивной природе и возрасте ультраосновных пород Северного' Памира // Советская^ геология^ № 4,. 1977, с. 152-155:

56. Нарижнев В:В. О' выделении интрузий мынтекинского комплекса на Юго-Западном Дарвазе // Докл. АН ТаджССР, т. 21, №11,. 1978, с. 43-46:

57. Нарижнев В;Вц Стеблова В:М., Сгибнев В:И: О проявлении цозднетриасового вулканизма на Юго-Западном Дарвазе // Докл. АН ТаджССР; т. 21, № 5; 1978, с. 42-45.

58. Нарижнев В.В. Первые сведения об альбититах Юго-Западного Дарваза // Докл. АН ТаджССР, т. 22, № 3, 1979, с. 194-197.

59. Нарижнев В.В., Стеблова В.М. Первые сведения О' расслоенной интрузии перидотит-анортозит-габбрового состава на Памире // Советская геология, № 1, 1979; с. 85-91.

60. Нарижнев В.В'., Стеблова В:М., Ким А.Н. К характеристике Обихумбоуского интрузива (Северный Памир) // Докл. АН ТаджССР, т. 22, № 12, 1979; с. 749-752.

61. Нарижнев В.В:, Стеблова В.М. О каменноугольных габброидах западной части Северного Памира // Докл. АН ТаджССР, т. 23, № 4, 1980, с. 190-193.

62. Нарижнев В.В., Стеблова В:М. Раннегерцинская габбро-гранитовдная серия Северного Памира. В кн.: Вопросы петрологии и металлогении Урала. Тез.докл. 4-ой Уральской петрогр.конференции. 4.2 // Свердловск, 1981, с. 80-82.

63. Нарижнев В.В., Стеблова В.М. Ультрабазит-базитовые комплексы* Северного Памира. В кн.: Эволюция офиолитовых комплексов. Тезисы доклалов Всесоюзного симпозиума // Свердловск, 1981, с. 84-86.с

64. Нарижнев В.В., Стеблова В.М. Особенности развития рифейского? раннепалеозойского магматизма Северного Памира // Докл. АН ТаджССР, т. 25, №2, 1982, с. 104-107.

65. Нарижнев В.В. Формационный анализ интрузивных образований Юго-Западного Дарваза (диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук), Душанбе, 1984. Фонды ТГУ.

66. Немцович В.М. Основные расслоенные интрузии складчатых областей. В. кн.: Проблемы петрологии (геологические аспекты). Материалы к У Всесоюзному петрографическому совещанию // Алма-Ата: Наука, 1976, с. 158-161.

67. Никитин Д.В. Золотоносность Памира и Дарваза // Тр. ТКЭД932, вып.1. Л. -М., 1934, с. 1-40.

68. Николаев В.А. Очерк магматической геологии Памира и. Дарваза // Научн. ТПЭ, Изд-во АН СССР, 1936, с. 329-387.

69. Орлов Д.М. Петрология расслоенных титаноносных интрузий Алтае-Саянской складчатой области // Л.: Недра, 1975, 199 с.

70. Оюунчимэг Т. Изоферроплатиновая ассоциация минералов из россыпи р. Бургастайн-Гол (Западная Монголия) // Геология и геофизика, т. 50. №10, 2009, с. 1119-1130.

71. Петрографический кодекс. // Издание третье. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ., 2009, 200 с.

72. Хотин М.Ю., Шапиро М.Н. Петрология и металлогения базит-гипербазитовых комплексов Камчатки. М.: Научный мир, 2001. с. 170-191.

73. Петрология и геохимия магматических формаций Памира и Гиссаро-Алая. Под ред. РгВ.Баратова//Душанбе: Дониш, 1978^-343 с.86; Пинус Г.В;: Некоторые вопросы геохимии кембрийских альпинотипных гипербазитовюга-.Сибири?// Геохимия; 1965, №12, е.: 112-116:

74. Попов В.И. Южные склоны* Дарвазского хребта: В кн.:ТКЭ, 1932г. // Л:, Госхимтехиздат, 1933, с. 184-198;

75. Попов В:И. СтратиграфияивулканизмДарваза// Л-., 1937.ФондыВСЕГЕИ:

76. Попова Н.А. Ультрабазитьь и связанные с ними породы основного состава южного склона Дарвазского хребта (северная зона Памира)- В кн.: Материалы но геологии Памира//Вып. 1. Душанбе, 1963, с. 217-233.

77. Попов В.С. Смешение магм при формировании новейших вулканитов Кавказа //Вулканология-и, сейсмология, 1981, с: 3-131

78. Пыжьянов И'.В. Комплексы кораллов Яу§оБа каменноугольных и пермских отложений» Северного Памира:. В кн.: Ругозы палеозоя; СССР (Труды I Всес. симпозиума по изучению-ископаемых кораллов СССР; вышЗ) // М::: Наукам 1965;^ с. 73-79. ■ ' .

79. Пыжьянов И.В: Нижнекаменноугольные отложения верховьев р.Обихингоу (отчет Горно Бадахшанской стратиграфической! партии за; 1967г.)$ // Душанбе, 1968. Фонды ТРУ. ,

80. Расчленение стратифицированных, и интрузивных образований. Таджикистана. Под ред. Р.Б.Баратова // Душанбе: Дониш, 1976, 268 с.

81. Ригель А.Э. Поездка в.Каратегин и Дарваз // Изв. Имп. рус: геогр, о-ва, т. 18, вып.2, 1882, с. 137-141.

82. Руженцев СВ. Стратиграфия вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений Юго-Западного Дарваза // Докл. АН^СССР; т. 227, 1976;.с.947-950.

83. Руженцев СВ., Поспелов И,И., Сухов А.Н. Тектоника Калайхумб-Сауксайской зоны Северного Памира//Геотектоника, М;, 1977, с. 68-80:

84. Семенов Ю.Л. Ультрамафитовый магматизм в истории развития Тянь-Шаня // В кн.: Магматизм, метаморфизм и оруденение. Фрунзе: Ил им, 1978, с. 124-134,

85. Семенов Ю.Л. Габбро-перидотитовые- и пикрит-габбро-диабазовые комплексы Тянь-Шаня и Памира// Труды ВСЕГЕИ, т. 245; новая серия. Л.: Недра, 1982, 211 с.

86. Соболев Н.Д. Ультрабазиты Большого Кавказа. // М.: Госгео-издат, 1952, 239 с.

87. Спиридонов Э.М. Об анортозитовой тенденции дифференциации // В кн.; Вопросы петрохимии. JL, 1969, с. 35-36.

88. Стеблова В.М. О раннекаменноугольных вулканогенных образованиях западной части Северного Памира // Докл. АН ТаджССР, т. 18, № 9, 1975, с. 4750.

89. Стеблова В.М., Нарижнев В.В., Ким А.Н. О" сопоставлении каменноугольных вулканогенных образований Дарваза и Южного Гиссара // Докл. АН ТаджССР, т. 19, №9, 1976, с. 46-49. .

90. Стеблова В.М., Нарижнев В.В. Первые данные о рифейских (?) метаморфических породах Северного Памира // Докл. АН ТаджССР, т. 19, №*11, 1976, с. 55-58.

91. Стеблова В.М., Нарижнев В.В. К характеристике каменноугольных вулканогенных образований Юго-Западного Дарваза (Северный Памир) // Докл. АН ТаджССР, т. XXI, № 3, 1978, с. 45-48.

92. Стеблова В.М. Геосинклинальные вулканогенные формации Северного Памира// Советская геология, № 6, 1980, с. 89-98.

93. Стеблова В.М'. Латеральный и вертикальный ряды вулканогенных формаций Юго-Западного Дарваза. В кн.: Геосинклинальный вулканизм Урала и колчеданоносность вулканогенных формаций // Свердловск, 1980а, с. 33-44.

94. Стеблова В.М., Шамсутдинов Р.Н. Нижнекаменноугольные отложения междуречья Висхарви-Обихингоу (отчет Горно-Бадахшанской партии по работам 1970-1971гг.) // Душанбе, 1972. Фонды ТГУ.

95. Стеблова В.М. Раннегеосинклинальные вулканогенные формации Дарваза (Северо-Западный Памир) // Диссертация на соискание ученой степени кандидата геол.-минер,наук. Душанбе-Ленинград, 1979.Фонды ТГУ.

96. Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные породы // М., Мир, 1970, 551 с.

97. Фролов С.М. Генетические типы базит-гипербазитовых интрузий мамонского комплекса ВКМ и их вазиоотношення // Вопросы геологии и металлогении докембрия Воронежского кристаллического массива. Варонеж, 1976, с. 61-66.

98. Чернер Э.С., Буданов В.И. Новые представления о тектонике Памира // Докл. АН СССР; т. 214, № 5, 1974, с. 1167-1170.

99. Шараськин А.Я. Тектоника и магматизм окраинных морей в связи с проблемами эволюции коры и мантии. //М.: Наука, 1992, 163 с.

100. Шарков Е.В. Петрология расслоенных интрузий (на примере массивов Балтийского шпата, Северного Казахстана и Алтае-Саянской области) // Автореф. докт. дис. // М., 1978, 48 с.

101. Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними оруденения // М.: Научный мир, 2006, 368 с.

102. Швольман В. А. Мезозойский офиолитовый комплекс на Памире // Геотектоника, 1980, № 6, с. 72-81.

103. Эдельштейн Я.С. Геологическое путешествие в хребет Петра Великого в 1904 г. // Изв. Имп. АН; т. 22, №1 , 1905, с. 4-5.

104. Эдельштейн Я.С. Геологическое путешествие в Дарваз летом 1905г // Изв. Имп. АН, №24, №3,- 1906, с. 211-214.

105. Arnold R.G. Equilibrium relations between pyrrhotite and pyrite from 325°C to 743 °C // Econ: GeoL v.57," 1962.

106. Bhattacharji S. Mechanics from differentiation in ultramafic and' mafic silla. // T.Geology, N 75, 1967, pp. 239-958.

107. Bilgrami S.A. Mineralogy and petrology of the central part of the Hindubagh igneous complex, Hindubagh mining district, Zhob valley, West Pakistan // Geological Survey of Pakistan, Records, v.10, 1964, pp.1-29.

108. Binnus R.A. The mineralogy of metamorphosed' basic rocks from the Willyama complex, Broken Hill district, New South Wales. Part I. Hornblendes // Mineral:, Maga. v. 34, 1965, pp. 306-326.

109. Boorman S.L., Mcguire J.B., Boudreau A.E. and Kruger F.J. Fluid overpressure in layered intrusions: formation of a breccia pipe in the Eastern Bushveld Complex Republic of South Africa // Mineral. Deposita v.38, 2003, pp. 356-396.

110. Campbell I.H, Murck B.W. Petrology of the G and H chromitite zones in the Mountain View area of the Stillwater Complex Montana. // J. Petrol., v. 34, 1993, pp. 291-316.

111. Cawthorn R.G., O'Hara M.J. Amphibole fractionation in calcalkaline magma genesis // Am., J., Sci., v. 276, 1976, pp. 309-329

112. Chai F.M., Zhang Z.C., Mao J.W., Dong L.H., Zhang Z.H., Ye H.S., Wu H., Mo X.H. Petrography and Mineralogy. of Baishiquan Cu-Ni-Bearing Mafic-Ultramafic Intrusions in Xinjiang // Acta petrol., mineral., v. 25, 2006, pp.* 1-12.

113. Chung S.L., Wang K.L., Crawford A J., Kamenetsky V.S., Chen'C.H., Lan C.Y., 1 Chen C.H. High-Mg potassic rocks from Taiwan: implications for the genesis of orogenic potassic lavas //Lithos, v. 59, 2001, pp. 153-170.

114. Clark A.H. Stability field of monoclinic pyrrhotite // Inst. Min. Metal. Trans. Section B 75, B. 717, 1966.

115. Coleman R.G., Keith T.E. A Chemical Study of Serpentinization-Burro Mountain; California. // Jour. Petrol., v. 12 (№ 2), 1971, pp. 311-328.

116. Coleman R.G. Ophiolities, Ancient Oceanic Lithosphere? Springer-Verlag, Berlin, Hidelberg, 1977, 229 p.

117. Cox K.G., Bell J.D., Pankhurst RJ. The interpretation-of igneous rocks. George, Allen and Unwin, London, 1979, 468 p.

118. Danyushevsky L.V. The effect of small amounts of H2O on crystallisation of mid-ocean ridge and back arc basin magmas // J. Volcanol., Geotherm., Res. v. 110, 2001, pp. 265-280.

119. Daly R:A. Bushveld igueans complex the Transvaal // Geol. Soc. Amtr. Bui., v. 39, 1928, pp. 1-35.

120. Desborough G. A., Carpenter R. H. Phase relations of pyrrhotite // Econ. Geol., v. 60, №7, 1965.

121. Dick H.J.B., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas // Contrib. Mineral., Petrol., v. 86, 1984, pp. 54-76.

122. Emslie R.F. Pyroxene megacrysts from anorthositic rocks: New clues to the sources and evolution of the parent magmas // Can. Mineralogist, v. 13, 1975, pp. 138-145.

123. Gehlen K. Pyrrhotite phase relations at low temperatures // Carnegie Inst. Wash. Year Book 62, 1963.

124. Hess H.H. Orthopyroxenes of the Bush veld type, ion substitutions and changes in unit cell dimensions // Amer. J. Sci., Bowen Volume, 1952, 173p.

125. Hess H.H. Stillwater igneous complex // Montana Geol. Soc. Amer. Met., v. 80, 1960, 173p.

126. Hollocher K. Norm calculation program // Geology Department, Union College, Schenectady, NY, 2007. (An internet downloaded program).

127. Holm P.E. The geochemical fingerprints of different tectonomagmatic environments using hydromagmatophile element abundances of tholeiitic basalts and basaltic andesites // Chem. Geology, 1985. V.51. P. 303-323.

128. Irvine T.N., Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks // Can. Jour. Earth Sci., v. 8, 1971, pp. 523-548.

129. Keays R.R., Ross, J.R., Woolrich P.W. Precious metals in volcanic peridotite-associated nickel sulphide deposits in Western Australia. Part II: Distribution within the ores and host rocks at Kambalda//Econ. Geol., v. 76,1981, pp. 1645-1676.

130. Keays R.R. The role of komatiitic and picritic magmatism and S saturation in the formation of ore deposits //Lithos, v. 34, 1995, pp. 1-18.

131. Kelemen P. B., Hirth G., Shimizu N., Spiegelman M. and Dick H. J. B. A review of melt migration processes in the asthenospheric mantle beneath oceanic spreading centers // Phil. Trans. Roy. Soc. London A, v. 355, 1997, pp. 283-318

132. Kerr A.C.,White R.V. and Saunders A.D. LIP Reading: recognizing Oceanic Plateaux in the Geological Record // J. Petrol., v.41, №7. 2000, pp. 1041-1055.

133. Kuno H. Study of orthopyroxenes from volcanic rocks // Amer. Min., v. 39, 1954, pp. 1-30.

134. Leake B.E. Nomenclature of amphiboles // Can. Mineral, v. 16, 1978, pp. 501-520.

135. Le Bas M.J. The Role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their Parentage // Amer. Jour. Sci., v. 260, 1962, pp. 267-288.

136. Le Bas M.J. IUGS reclassification if the high-Mg and picritic volcanic rocks // Jour. Petrol., v.41, 2000, pp. 1467-1470.

137. Le Maitre R.W., Bateman P., Dudek A., Keller J., Lameyre J., Le Bas M.J., Sabine

138. P.A., Schmid R., Sorensen H., Streckeisen A., Woolley A.R. and Zanettin B. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of terms: Recommendations of the

139. International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks // Blackwell Scientific Publications, Oxford, U.K., 1989.

140. Li C.S., Naldrett A.L. Geology and petrology of the Voisey's Bay intrusion: Reaction of olivine with sulfide and silicate liquids // Lithos. v. 47, 1999, pp. 1-31.

141. Li J.Y., Wang K.Z., Li W.Q., Guo H.C., Song B., Mo S.G., Zhao Z.R., Zhu Z.X.,

142. Pan C.Y. Tectonic evolution since the late Paleozoic and mineral prospecting in Eastern Tianshan mountains, NW China // Xinjiang Geology, v. 20, 2002. pp. 296-301.

143. McDonough W. F., Sun S.S. The composition of the earth // Chem. Geol., v. 120, 1995, pp. 223-253.

144. Meschede M. A method of discrimination between different types pf mid oceanic ridge basalts and continental tholeiites with Nb-Zr-Y diagram // Chem. Geol., v. 56, 1986, pp. 207-218.

145. Miyashiro A. Nature of alkalic volcanic rock series // Contrib. Mineral. Petrol., v. 66, 1978, pp. 91-104.

146. Miyashiro A., Shido F. Tholeiitic and calc-alkalic series in relation to the behaviors of titanium, vanadium, chromium and nickel // Am. Science, v.275, 1975, pp. 265-277.

147. Morse S.A. Plagioclase in hypersthene, Tikkoatokhakh Bay, Labrador // Earth Planet. Sci. Lett., v. 26,1975, pp. 331-336.

148. Mullen E.D. Mn0-Ti02 -P205 a minor element discriminate for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenessis // Earth Planet. Sci. Lett., v. 62, 1983, pp. 25-34.

149. Pearce J. A., Cann J. R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses //Earth Planet Sci Lett, v. 19, 1973, pp. 290-300.

150. Pearce J. A. Basalt geochemistry used to investigate post-tectonic environments in Cyprus // Tecto, phys., v. 25, 1975, pp. 41-67.

151. Pearce J. A. The role of sub-continental lithosphere in magma genesis at destructive plate margins. In continental basalts and mantle xenoliths. C. J. Hawkesworth & M.J. Norry (eds) //Nantwich Shiva, 1983, pp. 230-249.

152. Peccarillo, A. and Taylor, S.R. Geochemistry of the Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area northern turkey. // Contributions to Mineralogy and Petrology, V. 58, 1976, pp. 63-81.

153. Peltonen P. Petrogenesis of ultramafic rocks in the Vammala Nickel Belt: -implication for crustal evolution of the early Proterozoic Svecofennian arc terrane // Lithos, v. 34, 1995, pp. 253-274.

154. Petro W. L., Vogel T. A. and Wilband J. T. Major elements chemistry of plutonic rock suites from compressional and extensional plate boundaries // Chem. Geol., v. 26, 1979, pp. 217-235.

155. Roeder P.L., Emslie R.F. Olivine-liquid equilibrium // Contrib. Mineral. & Petrol., v. 29, 1970; pp. 275-289.

156. Ross P. and Bedard J.H. Magmatic affinity of modern and ancient subalkaline volcanic rocks determined from trace-element discriminant diagrams. // Canadian Jour. Earth Sci., 2009, v.46, pp. 823-839.

157. Sarwar G. Tectonic setting of the Bela ophiolite, Southern Pakistan // Tecto. physics v.207, 1992, pp. 359-381.176: Saunders A.D., Tarney J. Back-arc basins.: In: Floyd, P. A. (Ed.) // Oceanic Basalts, 1991, pp. 219-263.

158. Seghedi I., Downes H., Pecskay Z., Thirlwall M.F. Magma genesis in a subduction-related post-collisional volcanic arc segment: the Ukrainian Carpathians // Lithos. v. 57, 2001, pp. 237-262.

159. Staudigel H. and Hart S. R. Alteration of basaltic glass: Mechanism and significance to the oceanic crust seawater budget // Geochim. Cosmochim. Acta., v. 47, 1983, pp. 337-350.

160. Sparks R.S.; Huppertt H.E.; Koyaguchi T.; Hallworth M.A. Origin of modal and rhythmic igneous layering by sedimentation in a convecting magma chamber // Nature v. 361, 1993, pp. 246-249:

161. Streckeisen A. Classification of the common igneous rocks by means of their chemical composition. A provisional attempt // Neues Jahrb. Mineral., Monatsh, v. 1, 1976, pp. 1-15.

162. Taylor R.N., Lapierre H., Vidal P., Nesbitt R.W., Croudace I.W"— Igneous geochemistry and petrogenesis of the Izu-Bonin fore-arc basin. // Proc. Oc^eaii Drill. Program Sci. Res., v. 126, 1992, pp. 405-430.

163. Theriault R.D., Fowler A.D. Gravity driven and in situ fractional crystallization processes in the Centre Hill complex, Abitibi Subprovince, Canada: Evicf-^^nce from bilateral-paired cyclic units // Lithos, v. 39, 1996, pp. 41-55.

164. Thirlwall M.F., Smith T.E., Graham A.M. High field strength element. anLCzz>xnalies in arc lavas: source or process // Jour. Petrol., v. 35, 1994, pp. 819-838.

165. Vogel D.C., Keays R.R'. The petrogenesis and platinum group element'gec^-diemistry of the Newer Volcanic Province, Victoria, Australia // Chem. Geol., v. 136, 1997, pp. 181-204.

166. Von Seckendorff V., O'Neill H'.S.C. An experimental study of Fe-Ms^: partition between olivine and orthopyroxene at 1173, 1273 and 1423 K and 1.6 GPa y^V Contrib. Mineral. Petro. v.113, 1993, pp. 196-207.

167. Wilson J: R. h Engell-Sorensen O. Basal reversals in layered intrusions ar<st evidence for emplacement of compositionally stratified magma // Nature v.323, 198(3pp. 616618: .

168. Wu F.Y., Wilde S.A., Zhang G.L., Sun D.Y. Geochronology and petrogen«sssis of the post-orogenic Gu-Ni sulfide-bearing mafic-ultramafic complexes in Jilin Pro^vince, NE China // Jour. Asian Earth Sci., v. 23, 2004, pp. 781-797.

169. Wyllie P.J. The Origin of ultramafic and ultrabasic rocks//Tecto. phys., 7,1969 pp.* 437-457.

170. Zhang Z.C., Hao Y.L. and Wang, F.S. The significance of the picrit<s= in large igneous province//Earth Sci. Frontiers, v. 10, 2003. pp. 105-114.

171. Zou H.B., Zindler A*., Xu X.S., Qi U. Major, trace element, and Nd, iSnr and Pb isotope studies of Cenozoic basalts in SE China: mantle sources, regional ""Variations, and tectonic significance // Chem. Geol., v. 171, 2000, pp. 33-47.

172. Wells P.R.A. Pyroxene thermometry in simple and complex systems // Contrib. Mineral, and Petrol, v. 62. № 2. 1977, 129 p.

173. Wood B.J, Banno S. Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinoyroxene relationships in simple complex systems. // Contrib. Mineral. & Petrol., v.42, № 2. 1973, pp. 109-124.

Информация о работе

Мустафа Мохаммед Могахед Ахмед
кандидата геолого-минералогических наук
Душанбе, 2011
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петрология и рудоносность Гишунского базит-гипербазитового комплекса - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы