Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология ультрамафитов Парамского массива

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология ультрамафитов Парамского массива"

На правах рукописи

ПЕТРОЛОГИЯ УЛЬТРАМАФИТОВ ПАРАМСКОГО МАССИВА (СРЕДНЕ-ВИТИМСКАЯ ГОРНАЯ СТРАНА)

04.00.08 - петрология, вулканология.

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание учоной степени кандидата геолого-минералогических наук

Томск - 1996

Работа выполна в НИЛ структурной петрологии и минерагении и на кафедре петрографии Томского государственного университета.

Научный руководитель: академик МАН ВШ. доктор

геолого - минералогических наук.

профессор

А. И. Гончаренко

Официальные оппоненты: доктор геолого-м;шералогических

наук, профессор В.В. Белинский

доктор геолого минералогических наук, профессор A.B. Мананков

Веющая организация:

СНИИГГиМС (г. Новосибирск)

Защита состоится 25 марта 1996 г. в 1С:30 часа на заседании диссертационного совета К 053.53.09 -в Томском государственном университете в аудитории N147.

Адрес 634050, г. Томск, пр. Ленина, 36.

С диссертацией можно ознакомиться в научной ' библиотеке Томского госуниверситета.

Автореферат разослан

УЧЕНЫЙ' СЕКРЕТАРЬ диссертационного совета кандидат геол.- минерал, наук, доцент

Ю. В. Уткин.

ВВЕДЕНИЕ.

Актуальность темы. Наиболее существенные достижения а петрологии альпинотипных ультрамафитов связаны с развитием представлениП о их тектонитовой природе, что подтверждается широким развитием признаков пластического течения. Совокупность последних определяет рсзг зобразие деформационных микроструктур, постоянно фиксируемых в ультраосновных породах и отражающих степень их деформации, которая з свою очередь обуславливает их структурную V. вещественную анизотропию. Предпринятое автором комплексное петрологическое исследование ультрамафитов Парамоксге • массива с применением нетрадиционных методов петроструктурного анализа позволило получить оригинальные данные по внутреннему, строению, структурно-вещественному преобразований пород и минералов. что представляет интерес для решения вопросов петр^генезпса, а также дает возможность разработать критерии поисков полезных ископаемых, характерных для данной Формации.

Цель работи состоит в том. что проследить этапн^сть пластических деформаций. Фиксируемых образованием деформационных микроструктур. определить природу последних и провести их структурно-вещественную оценку. а также идентифицировать структуры. контролирующие локализацию полезных ископаемых. Поставленные задачи решались посредством исследования внутренней структуры Парамского массива; изучением петрографических и минералогических особенностей пород, с учетом устанавливаемых в них деформационных микроструктур: путем применения петроструктурного анализа; выявлением петрохимяческой. геохимической и патрофизическоЯ анизотропии вещества, обусловленной проявлением пластических деформаций.

Методика иосд?ясяяниЯ определена мегаморфогешгоП природой исследуемого обг-екта. что фиксируется широким развитием деформационных микроструктур, имеющих аналоги в метаморфических породах. Такая особенность предполагает использование специальных методов геометрического структурного и петроструктурного анализов, используемых ранее, для сло:кнодислсцпрованннх метаморфических комплексов (Казаков, 1970; Сестра, 1978; Флаас, 1970 и др.), а в последние годы - и для пород мафпт-ультрамафитовых ассоциаций (Гончаренко, 1074. 1976, 1977, 1985; Щербаков, 1981, 1990;

- г -

Денисова, 1932; Чернышев. 1987: Шмелев. 1988 и др.). Методика геометрического анализа включает детальное структурное геологическое картирование, сопровождаемое отбором ориентированных образцов, а также систематическими замерами плоскостных и структурных элементов. Отобранный материал был обработан с помощью стереографических построений (Родыгин. 1973. 1980). что позволило получить информацию о пространственной ориентировке минеральной уплоценности (Э) и минеральной линейности (Ь). ' Все это в совокупности с пол°выми наблюдениями дало возможность выяснить рчутреннвю деформационной структуру массива и установить последовательность ее Формирования.

Количественная оценка степени пластической деформации приводилась с применением метода стереометрической металлографии (Салтыков. 1970).

Определить условия и природу деформационных процессов позволяет использование методов микроструктурного анализ (Лукин и др.. 1975: Казаков. 1970; Родыгин. 1968, 1979; Щербаков. 1986. 19Э0 и др.). существенно дополненных исследованиями,, проводимыми на кафедре петрографии Томского университета (Гончаренко. 1985, 1989; Гончаренко, Чернышов, 1990 и др.). Микроструктурный анализ включает в себя изучение оптической ориентировки минералов с помощью столика Федорова, обработку полученных результатов на равноплощадной сетки 1йадта и построение, круговых микроструктурных диаграмм с последующей их интерпретацией.

Характеристика породообразующих минералов основана на микрозондовых определениях, выполненных в институте'' вулканологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский). Петрохимические особенности пород выявлены на основании силикатных анализов, выполненных в ЦЛ ПГО "Запсибгеология". (г.Новокузнецк). Анализ распределения Рй и Аи в породах Парамского массива осуществлен посредством инверсионной вольтамперометрии (Швец и др. 1989) в НИЛ СПМ (г.Томск). Определение концентраций и и Тй в дунитах и гарцбургитах массива проведено с . помощью двухкомпонентной осколочной радиографии (Житков. 1975).

Представления о петрофизических свойств пооод основываются на измерениях электропроводимости и -сопротивления пород, методом бесконтактного определения данных параметров, разработанном в Сибирском физико-техническом институте при участии специалистов

кафедры петрографии ТГУ (Гончаренко и др.. 1589).

Фактически» материал. Основу работы составляют полевые и лабораторные исследования ультрамафитов Парамского массива, проводимые автором в 1988-1995гг в рамках научной теми, разрабатываемой на кафедре петрографии ТГУ. "Петроструктурный анализ базит-гипербазитовых комплексов и идентификация потенциально рудоносных систем" (Н гос. регистрации 01920012635). осуществляемой прд научным руководством А. И. Гончаренкс. Наряду с этим автор принимал участие в геологических исследованиях ультраоснсвнн:. массивов Салаира и Западной Тувы.

Для выполнения настоящей работы было подготовлено 220 ориентированных образцов и соответствующее количество прозрачных илифов. 30 из которых также ориентированные. По отобранному материалу было выполнено 60 химических анализов. 104 микрозондовыу анализа. 26 определений • содержаний Аи и Рс1. 8 определений концентраций и и ТП. Солее 20 замеров удельного электросопротивления и -проводимости и 37 определений оптических констант минералов.

Основные защищаемые положения. 1.Парамский ультрамафитовнй массив является составной частью Байкало - Муйского офиолитового пояса и по внутреннему строению представляет собой сложную складчатую структуру, сформировавшуюся в процессе пластического течения пород при движении из глубин верхней мантии на уровни консолидации в земной коре. Выявление эволюции систем структурных элементов в породах массива позволяет реконструировать стадийность их пластических преобразований. Возникающие на ранних этапах пластической деформации дисконформные соотношения складчатой структуры ультрамафитов с элементами структуры вмещающих пород трансформируются в конформные на поздних этапах их совместной эволюции. 2.Впервые установленный в ультрамафитах Парамского массива широкий спектр деформационных и рекристаллизационных микроструктур отражает стадийность пластического течения пород, которая фиксируется температурами равновесий . в системе оливин-хромшпинелид. Структурная неоднородность пород находит отражение в закономерном измене:':!!! состава оливина и акцессорного хромшпинелида. Еелезистость оливина колеблется в зависимости от интенсивности и природы деформационных процессов: пластическое течение, осуществляемое, преимущественно. Путем трансляционного

скольжения сопровождается ростом железистости оливина, вместе с тем существенная рекристаллизация ультрамафитоз, приводит к умсньи:енлю данной характеристики. Содержание железа в хромипинелидчх-возрастает с ростом интенсивности деформаций,, что сопровождается некоторым уменьшением его магнезиальное™ и глинсземистости. 3.Выявленные в ультрамафитах вариации содержания урана. золота и палладия керрелируются с вариациями их микроструктур и идентифицируют рубежи пластического течения пород. 4. Установленная поел довательная смена петроструктур оливина в у.-ьтрзкафитах отражает общую регрессивную направленность пластической деформации пород трансляционным скольжением по системам: (010)[100] —* {OHL}[100] —► (110)[001] —* С100)[001). ■ сопрсвужглютгск . действием механизма синтектонической рекристаллизации. Создаваемая в процессе пластического течения микроструктурная анизотропия ультрамзфитов отчетливо Фиксируется электрофизическими параметрами и закономерно связана с элементами макроструктуры Парамского массива. что позволяет выделять структурные системы, благоприятные для локализации месторождений хромита и нефрита.

Научная новизна работы. Впервые проведено комплексное структурно-вещественное исследование ультрамафитов Парамского массива. Зафиксирована регрессивная последовательность проявления деформационных процессов на макро- и микроуровнях, а также отслежено их влияние на возникновение анизотропии вещества. Установлено влияние интенсивности и природы пластические деформаций, реализуем х в ультрамафитах, на химический состав породообразующих минералов. Предпринята попытка оценить роль деформационных структур в локализации полезных ископаемых.

Практическая ценность. Применение принципиально нового подхода к картированию альпинотипных ультрамафитов. с использованием геометрического и петроструктурного анализов позволяет реализовать новую концепцию прогнозной оценки и методики ведения поисково-разведочных работ.

Апробация работы. Диссертационная работа обсуждалась на кафедре петрографии и в НИЛ СПМ Томского университета. Полученные в процессе исследований результаты были изложены в шести печатных работах, а также обсуждались на конференции, посвященной столетию открытия Томского университета (г.Томск. 1988), на XIV конференции

- 5 - .

молодых научных сотрудников по геологии и геофизике (г.Иркутск, 1990). на научных чтениях,' посвященных 100-летию со дня рождения профессора И.К.Баженова (г.Томск. 1990).

Объем работы. Диссертация состоит из шести глав, введения и заключения, общим объемом 182 страниц машинописного текста, 20 таблиц, 25 иллюстраций (карты, рисунки, микрофотографии, диаграммы) и списка литературы из 250 наименований.

Весь объем исследований, представленный в настоящей работе, выполнен пол научным руководством академика НАМ ВШ. доктора геолого-мннерг. логических наук, профессора А. И. Гончаренко. которому автор безмерно благодарен и признателен. Автор благодарен профессорам В. П. Парначеву. А. И. Родыгину. доценту И.Ф. Гертнеру за плодотворное обсуждение отдельых аспектов работы, а также заведующему НИЛ СПМ. доценту к.И.Чернышеву за постоянную поддержку на всех этапах исследования. равно как и всему коллективу кафедрн петрографии ТГУ.

Автор прнзнателе" Т.Ф.Наумовой п Г.Г. Тарасенко за помощь в оформление работы.

ГЛАВА. I. ГЕОЛОГО-ТЕКТСИЧЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ПАССИВА.

Парамский ультр&чафнтовый массив расположен в пределах Средне-Витимской горной страны, входящей в состав Байкальской складчатой области и является составной частью выделяемого. Байкало-Муйск.го сфиолитового пояса (Клитин и др., 1975; Грудшшн. 1979; Добрецов, 1581, 1983; и др).-который, как было установлено (Кснниксв, 1991; Кошшкоп. Цыганков. 1992, 1994), имеет сложное гетерогенное строение и состоит из покровов "зеленокаменных" поясов археПско •• никнеиротерозойского возраста и. рифейских

ОфИОЛИТОВ'.

Преимущестевкным развитие!* в районе Парамского массива пользуется отлояен;:;: килянской серии. входящей в состав вулкансге«но-осадоч?ого Шуйского кашлекса (Стратиграфия ... 1983; '"'•е.2срозскин, 1985 л др.). Традиционное представление о тшнепротеройойском аозоасто noppn (Салоп. 1964; Стратиграфия ... 1983; Фёдоровский. 1035: Савельев, J990 и др.) поставлены под со;.'некяе новыми рэлюлогнчзехинп данными (Конников. Цыганков. 1994). указызавацгма на рифсйсккй возраст отлояений. В составе глллнекей серии наряду с осадочными, пирокластическими.

Булканомиктовыми и терригенными породами выделена толща кальций-щелочных зстроводужных вулканитов (Конников. Цыганков. 19&4). В пределах серии зафиксированы олистолитовые горизонты (Добрецов. 1983: Габов. Картавченко. 1984).

В состав выделяемого офиолитового комплекса среднего течения р. Витим включены ультрамафиты Парамского массива, амфиболиты и амфиболизированное габбро • Надпорожного массива, а также метабазальтово-сланцевая надпорожная толща (Перидотиты Парамского ... 198Г;; Гусев и.-р.. 19Э2). Надпоротый массив, представляющий р1бой тектоническую пластину, расположен западнее Парамского массива и по петрогеохимическим особенностям. а также тектоническому положению соответствуе. сильно метаморфи^ованному однобитовому габбро верхнего уровня (Гусев и др., 1992). Надпорожная толща картируется в виде узкого, тектонического клина западнее Парамского массива и по геохимическим параметрам может соответствовать верхним частям разрезов палеоокеанической ксры малых задуговых океанических бассейнов. формирующихся при неистощенной древней мантии (Гусев и др.. 1992).

ГЛАВА. 2. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ МАССИВА.

Парамскнй массив ультраосновных пород расположен в северо-восточной части Байкало-Муйского офиолитового пояса и приурочен к Парамскому глубинному разлому субмеридионального простирания. Массив имеет линзовидную форму ,. и прослеживается в меридиональном напра;лении на 20км при ширине до 4км. Общая его площадь достигает 80кмг; Вмещающие породы в значительной степени метаморфизованы и смяты в систему разномасштабных складок. Контактирующие с . ультрама^итами интрузии интенсивно тектонизированы и обнаруживают признаки пластической деформации.

Особенности внутреннего строения Парамского массива неоднократно рассматривались многими исследователями (Грудпнин. 1979; Добржинецкая. 1986, 1989; Соловьев. 19Э0 и др.). Проведенное структурно - петрологическое исследование Парамского ду .ит~ гарцбургитового массива и пород обрамления с применением геометрического анализа позволило дополнить сложившиеся представления и установить сложную внутреннюю деформационную структуру, образовавшуюся в результате трех стадий пластических деформаций (Чернышов, Сидоренко, Захаров, 1989; Сидоренко, 1990).

Первая стадия (Д,) Фиксируется системой изоклинальных складок, деформирующих полосчатость гарцбургитов. обусловленную наличием субпараллельных жилок и полос. обогащенных ортолироксеном. а также пластовые тела дунитов. В совокупности мелкие складки подчинены конфигурации цилиндрической складчатости, осевая плоскость которой имеет меридиональное простирание и субвертикальное падение. И'^рнир складки погружен на юго-восток под углом 50°. С плоскостными элементами складчатой структуры сопряжены тела хромитовых руд. Возникшая складчатость имеет дисконФормный "характер по отношению к структурам вмещающей рамы. Подобное строение установлено для многих альпинотипных ультрамафитов (Гончаренко, 1977. 1989; Савельев. Савельева. 1977, Щербаков 1981. 1990; Денисова. 1Г89; Гончаренко Черньшов, 1990; Строение ... 1990 и др).

Вторая стадия деформаций (Д2) проявилась в образовании линейных зон пластического течения северо-западного простирания, которые являются секущими по отношению к складчатой структуре и могут быть интерпретированы. как следствие простого субгоризонтального правостороннего сдвига. реализуемого в зоне глубинного надвига.

Третья стадия пластических преобразований (Дз) связана с образованием линейных структур течения в эндоконтактовых частях массива, имеющих северо-восточную ориентировку и располагающихся согласно структурам вмещающих пород, что свидетельствует об нх синтектонической деформации. Переориентировка структурных элементов в условиях данной стадии - определялась действием осевой деформации и левостороннего сдвига. Структурный план третьей стадии деформаций (Д3) контролирует направление трещин■кливажа, рассланцевания, а также размещение даек в пределах массива.

Геометрическим анализом плоскостных элементов вмещающих пород установленно, что они вовлечении в складчатость конического типа, которая конформна структурам третей стадии деформаций ультрамафитов.

Как показали проводимые ранее исследования (Гончаренко и др.. 1979. 1982; Савельева. Денисова. 1983; Щербаков. 1981. 1990; Гончаренко. 1985, 1989 и др.). подобное сложное внутреннее строение характерно для ультрамафитовых массивов складчатых областей.

ГЛАВА 3. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА УЛЬТРАМАФИТОВ И ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ.

Ультраосновные породы Парамского массива претерпели интенсивные пластические деформации, что позволяет отнести их к метаморфическим ультрамафитам, входящим в состав дунит гарцбургитовой Формации офиолитовых комплексов (Колман. 1979: Савельева. 1983: Гончзренкс. 1985 и др.). Пластическое преобразование пород, осуществляемое в условиях верхней мантии и нижних горизонтов земной коры, фиксируется широким спектром деформационных и рекристаллизаш^нно - регене^ационных микроструктур, '"икроструктурная неоднородность пород Парамского массива отмечалась исследователями ранее (Грудинин. 1979: Лобржинецкая. 1987. 1989). В основу систематики деформационных структур. разработанной французскими петрографами ^Mercier, Nicolas. 1975). положены морфологические особенности оливина, по аналогии, с ранее проводимыми исследованиями (Гончаренко. 1976, 1985.1989: Меляховецкий. 1977. 1982: Шмелев. Пучков. 1986,. Гончаренко, Чернышов, 1990 и др.). Среди дунитов и гарцбургитов Парамского массива установлены следующие типы микроструктур: прото-. мезогранулярная, . порфирокластическая. лейстовая, мозаично-лейстовая и мозаичная. Все выделенные типы имеют оригинальную количественную оценку (Салтыков. 1970), значения к. горой увеличиваются с ростом интенсивности деформационных процессов., Эволюция последних выражается также развитием полос сброса, неоднородностью погасания, изменением конфигурации границ зерен, увеличением доли рекристаллизованных индибидое. Совокупность перечисленных признаков пластического течения определяет типы деформационных микроструктур. постоянно Фиксируемых в дунитах и гарцбургитах массива. При анализе пространственного -распределения деформационных типов устанавливается динамометаморфическая зональность: в центральных частях самых крупных блоков отмечаются слабо деформированные ядра, окруженные зонами последовательно усиливающихся пластических преобразований пород. Выявленная закономерность согласуется с внутренней деформационной структурой массива (Сидоренко. 1990).

Установлена зависимость химических составов породообразующих минералов от интенсивности процессов пластической деформации

дунптов н гарцбургитов.

По химическому составу оливин из дунптов и гарцбурп:п.й соответствует чистому форстериту (Fa - 0-10%). Изменения химического состава минерала контролируется природой деформационных процессов и ксррелируется с установленными типами деформационных микроструктур: пластическое течение, осуществляемое преимущественно ' путем трансляционного скольжения при вспомогательной , роли синтектонической рекристаллизации и Фиксируемое образованием прото», мезогранулярноги,

порфирокластического, леЛстовсго и мозаично-лейстового ?п,а микроструктур, сопровождается последовательным ростом содернян/й Fe и Мп в оливине. Но существенная рекристаллизация ультрамзф!поа Парамского массива, определяющая вс^кикной-экие мозаичного оливина, обуславливает минимальнее концентра«!« этих элементов (табя 1).

Исследования электрофизических свойств пластически деформированных н рскристадяизов^чных ол;:в;:;;сз рьлвклн анизотропию ьещес'ша, сбусловлснну» пластическим течбкпеи дунптов. Ц результате т^рдсшг-стическкх ..pecSpiicB.u.'Uti происходит ДеФорыац.:л кристаллической ро:':етк;; поролооСр2зу:::;:его иинерала и увеличение меазернового пространства. что ослабляет электрическую проводимость оливинов. 1'нтенсионая рекристаллизация, соировсздакцзяся выделением мелких рассеянах концентраций магнетита. определяет низкие значения электрического сопротивления. Все виделеннн-з типу деформационных микроструктур имеет ор![гниапьные электрофизические параметры.

Акцессорный хромапинелкд из пород Парамского массива по составу входящих компонентов ¡¡окот бить определен как хромпикопгг. Нестабильность' »млческого состава хремшшнелида есть оснований сеязьзать со степенью деформ'гццц (Гончаренко, 1905, 1989; Irvine, iSSS). Содсрханке :.;елсза з хромипинелидах увеличивается с ростом интенсивности пеелздней. чте сопровождается некоторым уменьшением его кагнезиашюсти и гдкнозекистоста (табл. 2)

Ортош:ро;:сен нацело за:к;,;<- . в процессе регрессивного нетаиергизка. По минералу развиваются тальковые, тальк-оливиноБие. чутшгтопктов:». кукангтоггг-олквжювыз-кагнетитовые. магнетит-ояшкнседо и чагнэтитоьпе леевденорфозы.

Вариации температур оливин-хрекктового равновесия в породах ¡'.графского массива отргш»? степень их пластической деформации (табл. 3). Наиболее высокие показания геотермометра установлены

табл.1

В МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ДУНИТАХ И

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ОЛИВИНОВ

ГАРЦБУРГИТАХ ПАРАМСКОГО МАССИВА.

1 Бюг ГеО | СГ203 МпО 1^0 | СаО Та. 35.

к 41.41 протогранулярный тип микроструктуры (6/3). 7.02 0.15 0.09 52.12 0.01 6.87

41757 573(5 0708 0.10 50.17 0.08 8.42

0.60 6726 0.78 5Л7 0.04 5753 0.02 5762 0.86 5724 0.85 0725

V 6764 11.09 ;Г58 23.29 17.50 16.97 ¡7758 1.66 0.48 119.9 ш 12.42 ¡05

X 1 41^28 41.55 мезогранулярный тип микроструктуры (8/11). 7,26 0.17 0.10 51.97 0.01 7.27 ТЛ4 0.20 0.11 50.70 С701 Т1Г

9 3 0.41 0760 0,44 1.32 0.02 5717 0.01 0.34 0.34 1.28 0.01 5Ли 0.44 1.41

| V 1.00 1745 6.06 17.08 14.53 90.00 16.01 31.93 0.65 2.51 145 15579 5.99 1779

! х порфирокластический тип микроструктуры (6/3). 41.24 8.19 0.16 0.12 49.93 0.03 8.43 41.54 7.88 5713 0.11 51.16 0.01 7.96

2 0.35 5743 0.53 6702 0.19 <5703 0.03 0.01 0. 37 5722 0.01 0.05 0.50 6753

V 0.84 1709 6.49 5721 117.1 22765 25.46 12.07" 0.74 5743 35.36 ТОТ 5.89 0.37

X 40.58 41.09 лейстовый тип микроструктуры 8.67 0.13 0.11 49.30 9715 0712 0.53 49.73 (3/2). 0.02 0.11 8.98 9737

Э 0-33 Ш 0 09 0.04 0.08 0.01 0.01 5738 0.26 0713 0.01 5711 0.07 0.02

V 0.81 6757 1.01 5744 64.89 8.33 12.85 71.70 0.52 0.26 20.20 100 0.74 0.115

X 40.66 41.63 мозаично 9.39 9750 -лейстовый тип микроструктуры (3/3). 0.15 0.14 47.85 0.06 9.92 5712 ОТТй 49715 . - §779"

3 0.46 5.42 0.22 5740 0.04 0.05 0.02 0.01 0.59 0.36 £Ь-22 0.11 0.44

V 1.13 1.01 2,37 4755 25.16 46750 12.44 8.84 1,25 0.72 37.22 1.15 4.46

X Б V 41.19 0.35 0.86 мозаичный тип микроструктуры (4) 4.8 0.13 0.03 52.07 0.003 0.79 0.04 0.02 0.74 0.004 16.43 31.25 64.92 1.42 173.2 5.07 0.94 18.50

Примечание. В числителе-оливин из дунитов. в знаменателе-оливин из гарцбургитов. Мозаичный тип микроструктуры представлен оливином из дунитов. X - среднее значение, б - стандартное отклонение, V - коэффициент вариации.

и

тлел.2

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ АКЦЕССОРНЫХ ХРОМШПИНЕЛНДОВ ИЗ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ДУНИТОВ И ГАРЦБУРГНТ08 ПАРАМСКОГО МАССИВА.

AI203 СГ203 Fe203 FeO

MnO

MgO

протогранулярный тип микроструктуры ( 11.24 58.19 2.56 16.99 038 10.75

"8777 5Ö3 5710 2I7T3 0744

(7/3). .75 7787

5.90 0723

52.75

"2757

6.80 6742

11.70

тэтп

1.59

6713

61.11

""4788

2.59 1750

15.23

~7708

0.15

ОЛЯ

38.47

"87315

1.46

1703"

13^54 13.7Ü

Hl

0.12 Ö7Ö3

30.93

17.25

гранулярный тип микроструктуры (6/4). 00 1.63 15.62 0.26 12.32

мезогр

18.55 51.00 " "1.63 15. _ _____ ______

1072Ö 61755 1757 16789 Ö735 lOS

9.53 6791

51.39

ТГ95

12.19

T7Ü5

23.90 1720

1.31

0.42

ВО. 42 25.29

1.88 "1.41

12.03

~07

06

706

22.54 17.13

1.60

0795

12.99 6794

7.43 38.72

9.94

0.20 2.00

2j01 8t7Ö .

6.44 13.41

1.75 46.25

5.23

36.84

0.05 21.51

1.42 11.97

лейстовын тип микроструктуры (2/2). 58.41 3.61 18 40 0.33 9.78 45.78 1721 14.95 0.27" I57T9

0.01 2.77

0.01 6.05

0.16 5707

4.29

5739

<Ш 0. 29

0.49 1750

0.10

Ö7ÖT

3.03 37/0

0.10 0715

ОЖ 1.14

1.35 0.48 35.32

0.33 0.24 78.84

козаично-лейстовий тип микроструктуры (2) 53.94 15.14 25.31 0.60 3.700.94 1.20 0.13 0.01 0.14 1.73 7.90 0.49 0.84 3.64

мозанчний тип микроструктуры (3)

53.93 15.85 26.11 0.78 2.96

1.37 1.27 0.26 0.09 0.10

2.54 8. СО 0.99 11.24 3.39

24* thÖS

0.15|

0705

127.1I

10273!

порфирокластический тип микроструктуры (4/1). 19.32 48.07 3j_29 16.59 Oj6 11.87 13752 54.52 "1.23 15.09 0.28 12725

0.06 öTTo

0.041

64.04

0.09

OtTlJ

0.01 0707

5.80 6T79Ü

0.81 0.08 9.32

0.69 0.06 8.77

Пркнечание. В числителе-хромипинелид из дунитов: в знамзнателе - хромшпинелид из гарцбургитов. Нозаично-лейстовий и мозаичный тип микроструктуры представлен хромапинелндом из дунитоз. X - средние значения, э - стандартное отклонение. V -коэффициент вариации.

РАСЧЁТ ТЕМПЕРАТУР ОЛИВИН-ХРОМИТОВЫХ РАВНОВЕСИЯ В УЛЬТРАМАФИТАХ ПАРАМСКОГО МАССИВА.

п/п ■ образца | оливин хромшпинелид Кр То С по

порода I XHg ХРе . ХМ£ ХГе УСг УА1 УГеЗ+ Джексону Фабри

1 36/11 дунит 0.9565 0.044 0.7167 0.284 0.625 0.110 0.064 8.6 1264 869

2 31/9 гарцбургит 0.9510 0.041 0.540 0.459 0.7278 0.230 0.034 19.7 911 671

1 3 12/4 дунит - 0.9560 0.044 0.713 0.2865 0.731 0.263 0.003 8.7 1348 824

4 51/7 гарцбургит 0.0617 0.038 0.670 0.330 0.731 0.218 0.018 12.47 1128 750

5 1/9 гарцбургит 0.9637 0.045 0.0720 0.279 0.600 0.388 0.012 8.03 1199 780

6 31/6 дунит 0.9480 0.052 0.677 0.320 0.526 0.428 0.046 8.7 1066 746

7 36/6 дунит 0.9476 0.052 0.629 0.371 0.6957 0.2648 0.039 10.75 1193 791

8 55/2 дунит 0.9452 0.055 0.737 0.263 0.3978 0.5937 0.0085 6.13 1043 716

9 59/3 гарцбургит 0.9428 0.057 0.760 0.240 0.318 0. 6736 0.009 5.22 1005 702

10 59/2 дунит 0.9421 0.058 0.317 0.683 0.764 0.042 0.194 35.0 825 696

11 22/3 дунит 0.9700 0.310 0.270 0.730 0.7834 0.0094 0.207 44.4 836 559

22/4 дунит 0.9800 0.021 0.255 0.745 0.7676 0.0180 0.210 49.1 703 543

Примечание: деформационные типы микроструктур оливина:

1-2 протогранулярньй; 3-4 - кезсгранулярный; 5-6 - порфнрокластический;

7-3 - лейстовьй: 9-10 - мозаичио-лейстовый: 11-12 - мозаичный.

для пород с прото- к кезогранулярными микроструктур™! Вариации температур, фиксируемые во всех типах пород, отражают сложный. -многостадийный процесс их формирования. Наиболее низкотемпературный режим деформации выявлен для дуни'гов с мозаичной структурой. Пластическое течение, осуществляемое в таких термодинамических условиях, сопровождается понижением железистости оливина и увеличением доли Гег> и Ге3* в составе хромшпинелида, на Фоне уменьшения его магнезиальное™ и глнноземистости. Обратная тенденция наблюдается при ьысокотемпературных деформациях..

Среди серпентинитов, на основании характерных минеральных ассоциаций, выделяются лизардит-хризотиловке и антигорнтоаые серпентиниты. В процессе частичной дегидратация пород происходит образование серпентин-оливиновых ультраметаморфитов, которые характеризуются наличием регенерированного оливина, отличительной особенностью которого является отсутствие признаков пластических, преобразованиг. тесная ассоциация с антигоритсм, "а такта более магнезиальный состав по сравнению с пластически .деформированными аналогами.

Метасоматические образования в пределах Парамского массива представлены породами лиственитовой ассоциации, куда наряду с лиственитами входят тальк-карбонатные породы и талькиты. Все выделенные разности имеют апосерпентинитовый генезис.

ГЛАВА -1. ПЕТРОСТРУКТУРНЫЙ ДИАЛИЗ.

В главе приводится обзор теоретических разработок и экспериментальных данных, позволяющих интерпретировать получаемые в процессе петроструктурного анализа результаты. В ходе настоящего исследования были расширены и дополнены имеющиеся представления о микроструктурных особенностях ультрамафитов Парамского массива , Добржинецкая, 1987, 1989).

Эволюция процессов пластической деформации на микроуровне .¡.•разилась в разнообразии петроструктурных узоров минералов, в .ч. и оливина (Тарасенко. 1994; Гончаренко, Чернышов. Тарасенко. £96).

На первом этапе пластических деформаций сформировались два ¡ипа петроструктурных узор данного минерала. ПерЕый из них ."сдрактеризуется субортогональным расположением' основных максимумов .оптических осой" №. Кгг,, Г!р), при этом ^ - и Кгл - максимумы

находятся в плоскости So (фиксируемой телами хромитовых руд), а максимум iip локализуется нормально последней. Такой узор отражает наиболее высокотемпературные • деформации. осуществляемые посредством внутрикристаллического скольжения по системе (010)[100], которое доминирует в условиях верхней мантии (Mercier, 1985). Последующая после рекристаллизация отжига, осуществляемая при Т . 1200°. обуславливает формирование крупнозернистых индивидов оливина. ' сохраняющих структуру прежней деформации (Верной, 1980; Николя, 1992; Mersier. 1985; Wenk. 1985).

Возникновении нового петроструктурного узора оливина обусловлено регрессивным изменением термодинамических условий, что определяет смену системы • скольжения: внутрикристаллическая трансляция продолжает осуществляется в прежнем направлении, но по плоскости (001), на что указывает четковыраженный максимум Nm, перлендикулярный So'

Второй этап пластических преобразований проявился в смене осевых деформаций кз сдвиговые,' что сопровождается образованием дополнительного максимума Hg. В создавшихся условиях новообразованный и реликтовый максимумы располагаются симметрично относительно S, и L,. Усиление скорости деформации фиксируется последовательной сменой систем скольжения в условиях понижающихся температур: (010) ( ЮОЗ-ИОШ [100]-*{1Ю) (001]-^(100) [001]. На данном этапе трансляционное „ скольжение сопровождалось катакластическпк течением с образованием катакластических структур и увеличением роли синтектонической рекристаллизации в деформировании пород.

Третий этап деформаций фиксируется узором, для которого характерно расположение максимума осей Нр нормал1но S2, что достигается б обстановке смены сдвиговых деформаций на осевые.

Кинематическая интерприта"ия полученных данных показала, что в наименее леформк званых породах с прото- и мезогранулярными типами микроструктуры максимум Нр совмещается с б2. а при увеличении деформаций с 6t, последовательно совпадает максимумы Нр и Km (пор; :рокластический и мозаичный типы). В зонах максимально интенсивного сдвига с 6г совмещется максимум Яш (лейстовый тип микроструктуры оливина) и Ng (мозаично - лейстовый тип микроструктуры).

Воздействие на деформированные ультрамафиты более поздних ннт;:у:;:й габбро Фиксируется появлением мозаичной регенерированной

микроструктуры оливина, петроструктура которого уна^ледовалась от возникшей ранее и сформировалась как следствие статической-высокотемпературной рекристаллизации отжига, с образованием мелкозернистого агрегата оливина, лишенного признаков пластических деформаций.

Таким образом, изученные ультрамафиты на первом этапе петроструктурной эволюции деформировались в режиме осевого сжатия в условиях верхней мантии посредством внутрикристаллической трансляции с последующим наложением на деформированный субстрат высокотемпературной рекристаллизации отжига. Заключительные этапы, деформации являлись синтектоническими и реализовались в условиях земной коры путем трансляционного и катакластического течения оливина при существенном влиянии процессов синтектонической рекристаллизации.' .

• Петроструктурный анализ оливина из хромитовых тел указывает, на сингенетич::ость высокотемпературных мантийных деформация, сопровождающих деплетирование мантийного вещества и формирование хромитовых тел.

Оптические ориентировки вторичного оливина из серпенткн-оливиновых пород позволяют предположить их происхождейие в процессе статической высокотемпературной рекристаллизации отжига, в результате чего происходит зарождение и рост крупных зерен оливина (Верной. 1980; Николя, 1992). Процесс осуществлялся за сче-" энергии выделяемой при атомной перестройки кристаллической структуры (Соиз1е1п, МескШв. 1985).

Петроструктурные исследования пород вмещающе-" раны массива указывает на тот факт, что синметаморфические преобразования пород происходили в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма под контролем левосдвиговых перемещений.

ГЛАВА.5. ПЕТРОГЕОХ1ШИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ УЛЬТРАМАФИТОВ.

Общие сведения о химизме пород Парамского массива обобщены в работах 'К. Ш. Шагжиева (1972). М.И.Грудишга (1979). Л. 5>.Добржинецкой (1985), В. С.Гладких с соавторами (1988) и др. Настоящим исследованием впервые предпринята попытка определить влияние пластической деформации на изменения химического состава л геохимических особенностей пород массива.

При петрохиынческом изучении ультран?4-итов учитывалась их изначальная гетерогенность, оОуслспленная количественным соотношением минералов. Особенности нормативного состава пород отражают процесс истощения предельного гарцоургита легкоплавкими компонентами при деплэтировении мантийного субстрата (Перевозчиков, Чащух'ин, 1986!.

Установленная ранее сбязь частичного плавления с элементами складчатой структуры пластически деформированных ультраыафитов, бсзяикаю-дей н--. начальных стадиях деформационного цикла (Гончареико, Чернигов, 1930; Гокчиргнко. 1989; Щербаков, 1990 и др.), свидетельствует и зл;шнии геодина-шческсй ситуации на первоначальный состаз пород. •

В ультрабазитах с блкэкиш нормативы &:и составами были еигодеяы лее вь.5оркя пород: чрото- и сннмотаморфических. В первую внешни с№0о:>Ъ0ры.рг8аш;е дунит;! и гарцбургиты с лрото-, ¡'■гпо2-ра-!уляр:ш!': структур.!»:. по вторую объединены ультрамафиты шггсшшо ^чъад;,шикаю и р?критш1ЛПЗовашше, что отражено в обг-ь^сР'Пии дейс "rw. ^рф^гс-клаатичоского. могэично-лейстозого »« коза»гшого од^ина. Установлено, чго протометаморфические породи отличатся ст лг-гкет.!:*рФичсских белью»: сощяаниек S102, ТЮ2 и АЬ 03, с T.-,.sr!- í.oh:-.mkíui значениям« дисперсии FeO. ИпО, N10. но больыгкп £.'>'! F-*¿„ Т".кая тенденция характерна как для дунитов. тек п дли г,л. что указывает на наличие олементов-

мнцчкАТорг.к, «.ч^скта«.»? пластичоскоэ преобразование пород.

Нет.у. глз&яи 'о.;ог'гг:то? поаваляет количественно оценить риторы, b.Tí«sv'/f£ .¡? пэтрошшчесгао особенности пород. Первый Оактор - г «тир )':.-:■,::■ (вес. 3?%) - отражает эьолэшо вещества в процресе коелтемге п/мления. Обособление лыгоплавых элементов Хгы колгиятаяыше нагрузки на S102, л1г03. СаО и OTr-Biih-f*. • .л: '*■'•'! на t'gr,. uto. Вторым по значимости (вес. 19%)

я»яял«-сл гклратацп ¡¡актор. Специфика «агрузок: положительных на F1', Ca i! 07р;:;'.ст?ль;аг/с на :-'ей03, Сг203, N10 указывает на то, .что вед-.'йая рель f изменении химического состава пород при иторнчнызс г сц-гссях принадлежит серпентвкизации. Третьим фактором (вес. Нй) является, пластическая деформация, проявление которой определяет вылос наиболее мобильных компонентов - S10z, А1203, СаО. что является характерным для зон интенсивной деформации (Сюельеж. ISfiO; Щербаков. 1990 и др.). Очищение минералов от приме; oí; при рекристаллизации (Щербаков. 1990 и др.) определяет

характер нагрузок на N10 и Т10г. Положительные нагрузки на железо, МпО. Сгг03 отражают диффузионное перераспределение последних из силикатов в оксиды вследствие пластического течение' (Гончаренко, 1976. 1989; Щербаков, 1990; Савельева и др. 1995).

Геохимические аспекты золотоносности Парамского массива находятся в тесной связи с особенностями его структурно-деформационной эволюции. В.подкоровых условиях перераспределение металла происходило на фоне рестирования. сопровождаемого складчатыми деформациями и выразилось в накоплений золота в гарцбургитах, обогащенных пироксеном (10.93 мг/т). Последующая эволюция структурно-деформационных процессов определяет вынос элемента: протокетаморфические породы обогащены металлом по сравнению с деформированными аналогами. Связь между содерн&нием золота в породах и степенью их деформации определяет содержание металла в ультрабазитах с различными деформационными структурами:. дуниты и гар",бургиты с прото- и мезогранулярной микроструктурами, пользующиеся распространением в центральных частях массива,' имеют повышенное содержание металла (до 7.69 мг/т), которое с усилением деформации последовательно убывает и в породах с мозаичной структурой. развитым по периферии., достигает самой низкой концентрации (до 0.67 мг/т). По содержанию Аи серпентин-оливиновые породы не отличаются от деформированных ультрамафитов.

Ультраосновные породы Парамского массива обнаруживают крайне низкую концентрацию палладия (0.68 - 0.022 г/т). Максимальные содержания отмечены в дунитах, которые являются наиболее истощенным и тугоплавким веществом. Можно пре.-положить, что неоднородное распределение элемента в ультрамафитах массива связано со структурной эволюцией вещества в пределах верхней мантии и определяется интенсивностью происходящих там деформационно-вещественных преобразований.

Вариации в содержаниях и являются следствием пластических деформаций пород массива, в результате которых создаются благоприятные условия для накопления металла, учитывая его способность концентрироваться в виде неструктурной примеси вдоль трещин спайности и в промежутках между зернами (Гитков, 1975; Лутц. 1975). В свою очередь, обогащение пород ураном отражает степень их синметаморФических преобразований, так как обогащение пород металлом происходит на уровнях земной коры, в силу чего первичные породи с протогранулярной микроструктурой содержат

минимальные количества урана.

ГЛАВА 6. ПЕТРОГЕНЕТНЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ УЛЬТРАМАФИТОВ

Современные представления о происхождении альпинотипных ультрамафитов. входящих в состав офиолитовых комплексов, основаны на мантийно-магматической концепции академика А. В, Пейве (1969) и иредполагакг их внедрение в земную коры в твердопластичном состоянии (Пейве. 1969; Белинский, 1979; Колман. 1979 и др. ).что фиксируется признаками высокотемпера урной пластической деформации (Гончаренко, 1972. 1974, 1976, 1977,. 1989; Меляховецкий. 1977. 1982: Савельев,. Савельева. 1980; Щербаков. 1981. 1990; Савельева, Денисова. 1983; Nicolasetal. 1973; Nicolas. Poirier. 1976 идр.).

С;руктурная позиция альпинотипных ультрамафитов в земной коре указывает на их св"зь с рифтовыми структурами, возникновение которых связывают с аспектами глубинной,геодинамики (Петрология и ... 1977; Грин. 1993; Добрецов и др. 1993; Зоненшайн, 1993).

Комплексное структурно-вещественное исследование пород Парамского массива позволило реконструировать палеокинематйческую обстановку его становления. Здесь можно выделить три крупных этапа: доконсолидационный. консолидационный и эпиконсолидационный. составляющих единый тектоно-дефоомационный цикл.

В условиях доконсолидационного этапа происходит рестирование мантийного субстрата на фоне пластического течения вещества. (Гончаренко, 1976. 1989; Савельева, 1987; Щербаков 1990 и др.). В результате чэго возникавшая полосчатость в гарцбургитах деформируется с образованием цилиндрической складчатости. Продолжавшееся па фоне' складкообразования частичное плавление привело к возникновению крупных дунитовых тел, локализующихся согласно осэвкм плоскостям склр.цчатой структуры. На микроуровне пластическое теч-ние пород фиксируется образованием прото-. мезогранулярного оливина и осуществляется путем внутрикристаллического скольжения по (010) (1001 и {0KLH100] при вопомогател ной роли межзернового скольжения и рекристаллизации, что является характерным для субсолидусных условий (Соловьева и др. 19у5; Mercier. 1985 и др.). Высокотемпературные деформации и рудные т^ла хромитов - сингенетичны. Размещение последних контролируется складчатой структурой, что отмечалось ранее при исследовании ряда ультраосновных массивов (Гончаренко. Чернышев,

- 19 -

1990; Савельева. Савельев. 1994 и др.).

В создавшихся условиях закладывается первичная неоднородность-в распределении Аи и Рс1: менее рестированные породы характеризуются повышенным содержанием Аи в отличии от крайне истощенных. Обратная тенденция наблюдается в распределение Р<1.

В завершение этапа начинается подъем ультраосновного тела в пределы земной коры, который реализуется в условиях сдвига и сопровождается образованием линейных зон течения, секущих складчатость. Подобное соотношение . деформационных структур отмечалось ранее (Щербаков. 1981; Шмелев. 1981; Гончаренко, Чернышов, 1990 и др.). Растущая интенсивность пластических деформаций • обусловливает возникновение лейстового. порФирокластического и мозаично - лейстового оливина. путем трансляционного скольжения по системе (0КШ100] при существенном влиянии синтектонической рекристаллизации. При этом наблюдается, рост келезис;ости минерала, а также увеличивается доля железа в составе хромшпинелида. Эволюция деформационных процессов определяет перераспределение Аи. Породы с первичными микроструктурами отличаются более высокими содержаниями металла, по сравнению с более деформированными аналогами, вследствие пластического течения возникает электрофизическая анизотропия вещества: наибольшими значениями электропроводимости обладают породы с прото- и мезогранулярными микроструктурами, с . ростом интенсивности деформационных процессов наблюдается уменьшение данной характеристики.' _ •

По мере продвижения ультрамафитов в земную кору породи подвергались автометаморфической серпентинизации. Увеличение стресса в системе вызывает замещение энстатита псевдоморфозами талька (Чиков и др., 1989).

В консолидационный э^ап продолжается продвижение массива в земной коре с последующим субгоризонтальн!"м перемещением, осуществляемым в условиях регионального метаморфизма. Деформации ультрамафитов. носившие ■ синметаморфический характер и осуществленные в структурном единстве с обрамляющими массив породами, проявились в образование линейных структур течения северо-восточного простирания. В условиях понижающейся температуры и увеличивающейся скорости деформации в оливине активизируется скольжение по' {110}(100)[001]. Существенным ' становится влияние рекристаллизации . при деформации пород. что определило

возникновение мозаичного олирчна. В этой форме минерал имеет равновесную стабильную структуру с минимальной мехфациальной энергией <Ра8ап, 1969). В таком' состоянии оливин содержит минимальнее количество примесей и становится более магнезиальным. Содержание примесей с хромшпикелиде также незначительно. но • изыщется железистость акцессорня.

Равновесный характер мозаичной микроструктуры определяет ьысохие зна .ения р. вместе с тем. выделяемые при рекристаллизации концентрации магнетита обусловливает высокую электропроводимость пород. Существенная рекристаллизация пород определила вынос Аи. чго согласуется с полученными ранее результатами (Гончаренко. 1Э6Э; Гончаренко и др. 1992 и др.). Таким образом. в с; ^метаморфических условиях формируется вторичная зональность в распределении металла, коррелируемая с дкнамометакорфической зональностью. Содержание в породах и отражает степень их с,¡.«метаморфических преобразований: протодуниты характеризуются (¡'.лиг.енним содержанием элемента, б отличие от пород с мозаичной микроструктурой.

Серштшисация ультрамафптов принимает масштабный характер, йнстатит земеппетч-.я куммикгтонитовыми. магнетит-куммингтонитовыми псевдоморфоза»-:::. Шледсгшю' частичной дегидратации серпентинитов образуются сери:::№н-ол:!зиновь!е породи, где регенерированный олизин не не«бт следов деформации и является более магнезиальным, чем пластично «а: деОД'гчдегзанкыП.

В эпикоаголкпдоэгший этап развития ультрамафиюв происходит метасоматическио их изменения, в результате чего возникает нефритовая и лчстБенатосая ассоциации. Размещение нефритовых тел, асссцинрующн;: с дмштами, имезвдки мозаичную микроструктуру, коптролиру-т-ля линейшл! структура- ш с-инметаморфического характера, которые- сстак-лись динамически активными в эпиконсо.'глдацпоннь!.. условиях.

Ус-;-бИогл1;НШ1 сг.язь мехду гфоодкмшмк хромита, нефрита и деформационными с ¡-руктургхк на макро- , кикроуровне позволяет применять с.от Фактор в качество поискового критерия.

ЗШШ1Ш.

Проведоккое комплексное исследование ультрамафитоз Парамского нассига позволило уточнить и существенно дополнить представления о

его внутреннем отроении, проследить веществегчую эволюцию ультраосновных пород и направленность их структурных-преобразований, обьединлемых в единый тектоно-деформационный щит.

Пластическая деформация вещества на ранних этапах' цикла сопровождается формированием складчатой структуры, дисконформной к структурам обрамления. Дальнейшее развитие геодинамической ситуации приводит к возникновению линейных структур течения, секущих складчатость. На уровнях земной коры ультрамафиты испытали наложенную деформацию, имеющую синметаморфический характер. С проявлением последней связано образование линейных зон пластического течения. - отличающихся структурной общностью с породами, вмещающими массив.

Петрографическими исследованиями установлен широкий спектр деформационны:: микроструктур, отражающих стадийность пластических деформаций пород. Последние определяют неоднородность химических составов породообразующих минералов, их • оптические . и электрофизические свойства.

По петрогеохимическим особенностям дуниты и гарцбургиты Парамского массива соответствуют метаморфическим ультрамафитам офиолитов. Выявленные колебания содержаний в. породах золо?а. урана, тория. палладия отражают общий . тренд структурных преобразований пород и коррелируются с вариациями их микроструктур.

Пгтроструктурная эволюция пород Парамского массива характеризуется регрессивной направленностью процессов их пластического деформирования, которое осуществлялась посредством внутрикристаллической трансляции с последовательной сменой систем скольжения: (100) [ 100]—>{0KLÍ П00]-*{110) [001] и сопровождалось проявление синтектонической рекристаллизации.

Процесс формирования ультрамафитов Парамского массива можно объединить в три этапа: доконсолидационныГ. объединяющий структурно-вещественные процессы, происходящие, главным образом, в условиях верхней мантии и выразившиеся в образовании макроструктур, дисконформных • породам обрамления;

синконсолидационнкй. сопутствующий продвижению массива в пределах земной коры в условиях которого возникающие в ультрамафитах- и вмещающих породах структуры находятся в конформном соотношении; и эпиконсолидационный этап метасоматическо'гс преобразования ультрамафитов массива с образованием пород лиственитовой и

нефритовой ассоциации.

Подученные в процессе исследования данные позволяют идентифицировать структуры. благоприятные для размещения месторождений хромита и нефрита, а также разработать оригинальные критерии их поиска.

Основные научные результаты по теме диссертации опубликованы в следующих работах:

1 : Особенности внутренней структуры Парамского гипербазитового массива.// Рациональное использование природных ресурсов Сибири: Тез. докл. научн. конф. - Томск: Изд-во Том. у-та, 1989.-с.101. /Соавторы Чернышов А.И.. Захаров Н.Д.

£. Деформационная структура Парамского гипербазитового массива (Срздне-Витимская горная страна) //Материалы XIV конференции молодых научных сотрудников по геологии и геофизике Восточной Сибири: Тез, докл. научн. конф. - Иркутск. 1990.- с.7-8.

3.0 динамометаморфической зональности Парамского

гипербазитового кассива (Средне-Витимская горная область)// Геология, геохимия, минералогия и металлогения Юга Сибири: Тез. докл. научной конф.-Изд-во Том. ун-та, 1990.- с. 69.

4.Петроструктурные особенности гипербазитов Парамского массива (Средке-Витимская- горняя страна)//Природа, общество, человек: Тезисы докл. регион, научно-практич. конф. - Изд-во Том. ун-та. 1994,- с. 21-22.

5. Формационные типы дунитов и их петроструктурная эволюция // Магматизм и геодиьакика. Фармации и серии магматических и метаморфических пород. - Уфа, 1995. - с.47-48. /Соавторы Гончаренко А.И.. Чернышов А.И.. ГертнР"» И.Ф., Бетхер О.В., Пугачева Е.Е.. Бозная А. А.

6. Динашметаморфизм и петроструктурная эволюция ультрамафитов Парачского массива (Средне-Витимская горная страна) // Динамометаморфизм и петроструктурная эволюция иафит-ультрамаФитовой ассоциации: Мат. научного семинара. - Томск. 1996.-с. 25-32./et-вторы Гончаренко А.И., Чернышов А. И.

ЭШэ Тираж №0 экз,

УОЛ ТГУ, Том», 2«, Никит ииа,4