Петролого-минералогические особенности гипербазитов Оспинского массива

Анциферова, Татьяна Николаевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петролого-минералогические особенности гипербазитов Оспинского массива
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петролого-минералогические особенности гипербазитов Оспинского массива"

На правах рукописи

АНЦИФЕРОВА Татьяна Николаевна

ПЕТРОЛОГО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГИПЕРБАЗИТОВ ОСПИНСКОГО МАССИВА (ВОСТОЧНЫЙ САЯН)

Специальность 25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-мннералогических наук

УЛАН-УДЭ - 2006

Работа выполнена в Геологическом институте Сибирского отделения Российской Академии Наук

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук

Андрей Александрович Цыганков

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Феликс Петрович Леснов

Ведущая организация: Томский государственный университет

Защита состоится « 26 » декабря 2006г. в 10 часов на заседании

диссертационного совета Д.003.002.01 при Геологическом институте

СО РАН, в конференц-зале, по адресу: 670047, г.Улан-Удэ, ул.

Сахьяновой, б а.

е-таП: т п@.Ьзс-ЬигуаИ'а. ш

факс: (3012) 43-30-24

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Геологического института СО РАН.

кандидат геолого-минералогических наук Алексей Сергеевич Мехоношин

Автореферат разослан «15» ноября 2006 г.

Учёный секретарь диссертационного совета, кандидат геоло го-минералогических наук

О.К. Смирнова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследования.

Согласно теории тектоники литосферных плит м етаперидотшы офиоли-товых комплексов представляют собой тектонически выведенные на поверхность фрагменты океанической верхней мантии, испытавшей один или несколько этапов частичного плавления. Конечный (наблюдаемый) состав реститовых гипербазитов офиолитов и слагающих их минералов определяется исходным составом океанической верхней мантии, степенью ев плавления, а также процессами взаимодействия расплавов и/или флюидов с окружающими мантийными породами в процессе их (расплавов, флюидов) транспортировки из области генерации в верхние горизонты коры или на поверхность. Динамические напряжения, связанные с движением литосферных плит или перемещением крупных литосферных блоков, сопровождаются пластическим течением гипербазитов, петрографическим свидетельством которого являются деформационные микроструктуры, повсеместно развитые в породах рес-титового комплекса офиолитов. На уровне макрокомпонентного состава пород этот процесс имеет в целом изохимический характер, однако состав породообразующих (оливин) и акцессорных (хром шпинель) минералов претерпевает изменения, направленность н масштаб которых во многом не ясны. Вместе с тем, роль каждого из перечисленных факторов в формировании конечного состава минералов, как правило, не оценивается, что делает дальнейшие петрологические построения и геодинамические реконструкции, в значительной мере, неопределёнными.

Целью проведённых исследований являлась количественная оценка влияния пластических деформаций и взаимодействия расплав/порода на состав породообразующих и акцессорных минералов мантийных гипербазитов. Задачи исследование:

1. Изучить геологическое строение, петрографические и минералого-гео-химические особенности гипербазитов Оспинского массива (Восточный Саян).

2. Выявить зависимость состава минералов реститовых гипербазитов (на примере Оспинского массива) от модального состава пород.

3. Установить взаимосвязь между степенью пластических деформаций, отражающихся в деформационных микроструктурах пород, и составом породообразующих и акцессорных минералов.

4. Оценить Р-Т-£о2 параметры минеральных равновесий гипербазитов и установить определяющие их факторы.

5. Выявить иерархию процессов, влияющих на состав породообразующих и акцессорных минералов реститовых гипербазитов офиолитов. Фактический материал и методы исследования*

Работа основана на результатах изучения гипербазитов Оспинского мае-

сива и массива Улан-Сарьдаг (Восточный Саян). В сопоставительных целях использованы литературные данные по гнпербазитам Байкало-МуЙского пояса (Цыганков, 2005) и некоторым наиболее детально изученным офиолито-вым комплексам Мира.

Палевое изучение гипербазитовых массивов Восточного Саяна проводилось автором совместно с сотрудниками лабораторий магматического рудо-образования ГИН СО РАН в 1996 и 1998 годах и в составе лаборатории пет-ро- и рудогенеза во время палевых работ 2000 года. Часть образцов, использованных в работе, любезно предоставлены Т.Т. Врублевской и Д.А. Орсос-вым.

Общий химический анализ пород (120 проб) был проведен методом «мокрой» химии и сопровождался рентген-флюоресцентным (Си, Rb, Ва, Sr, Zr, Nb, Y, Ni) и атомно-абсорбцнонным (Cr, Co, V) определением элементов-примесей. Химический состав минералов определён на модернизированном микроанализаторе МАР-3 (более 300 определений). Выше указанные аналитические работы проведены в ГИН СО РАН. Анализ редкоземельных элементов выполнен нейтронно-активационным методом в Аналитическом центре ГИН РАН (ООО **ЭКО-ДАЙНГ), пМосква, а также ICP-MS методом в ИГТГМ РАН, П.Черноголовка и в Институте геохимии СО РАН, г.Иркутск (всего 7 определений). Петрографическая характеристика пород основана на результатах изучения около 250 прозрачных шлифов, 15 полированных пластин и шлифов. При петрографических исследованиях особое внимание уделено идентификации деформационных микроструктур. Обработка геохимических данных проводилась с помощью компьютерных программ Minpet 2.0, Excell, Statistica 5.0.

Новизна и практическое значение работы.

1. Выявлена зависимость состава породообразующих и акцессорных минералов гнпербазитов Оспинского массива от модального состава пород, установлены особенности состава минералов ультрамафитовых кумулатов, отличающие их от одноимённых минералов реститовых гнпербазитов.

2. Установлена зависимость состава оливина и хромшпинепи реститовых гнпербазитов (гарцбургитов, дунитов) от степени пластических деформаций.

3. Получены свидетельства изменения состава минералов реститового парагенезиса в результате взаимодействия с просачивающимся расплавом. Результаты исследований, изложенные в работе, могут быть использованы для более корректной интерпретации минералогических и геохимических данных, которые, в свою очередь, важны для дальнейших геодинамических и петрогенетических реконструкций.

Основные защищаемые положения, 1. Пластические деформации оливина мантийных гнпербазитов сопровождаются возрастанием его магнезиальности (Fo) на 2-3 %; при этом в

хромшпннелидах уменьшается содержание AI и Mg, что приводит к существенному (0.2-0 J) увеличению отношения Сг/(Сг + AI).

2. Взаимодействие базальтовых расплавов с ресштовыми гарцбургитамн (с образованием душггов) практически не влияет на состав оливина (мольная доля Fo увеличивается слабо) и сопровождается снижением хромистости (Сг*=Сг/(Сг+А1) акцессорных хромшпинелидов.

3. Основным фактором, определяющим валовой состав реститовых гипер-базитов офиолитов и состав слагающих их минералов, является степень парциального плавления. Пластические деформации и взаимодействие порода/расплав оказывают значительно меньшее влияние, однако их совокупный «вклад» приводит к существенному изменению состава акцессорных хромшпинелидов и в меньшей мере оливина.

Апробация работы.

По теме диссертации опубликовано 14 печатных работ. Основные положения диссертации докладывались на научных совещаниях и конференциях: XVIII Всероссийской молодёжной конференции «Геология и геодинамика Евразии» (Иркутск, 1999); IV международном научном симпозиуме студентов, аспирантов и молодых ученых имени академика М.А. Усова «Проблемы геолога и и освоения недр» (Томск, 2000); П ежегодной научной конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов», посвященной 80-летию со дня рождения М.П. Корхусова (Томск, 2001); V Всероссийской петрографической конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов» (Томск, 2005); на международной конференции «Ульт-рамафит-мафитовые комплексы складчатых областей докембрия» (Энхалук, Бурятия, 2005); на международных конференциях «The Deep Earth: Theory, Experiment and Observation» Италия (J999 и 2003) и Португалия (2001); «Geochemistry of CrustaJ Fluids: Fluids in the Crust and Chemical Fluxes at the Earth's Surface», Испания (2000) и Австрия (2002), а также на ежегодных научных конференциях Геологического института СО РАН, г. Улан-Уда. Структура и объём ваботьь

.Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения, общим объёмом 172 страницы, включая 49 рисунков и 12 таблиц. Список литературы насчитывает 268 наименований. Бп агодарности.

Работа выполнена в лаборатории пегро- и рудогенеза ГИН СО РАН под руководством д.г.-м.н. A.A. Цыганкова, которого автор искренне благодарит за помощь в проведении исследований, поддержку и советы при подготовке диссертации. Полевые исследования проводились в сотрудничестве с Б.Ц. Цыреновым, A.B. Травкиным, Н.И. Ласточкиным, к.г.-м.н.: Т.Т. Врублевской, Д.И. Орсоевым, Е.В. Кисловым, А.И. Черных, д-г.-м.н. A.A. Цыганковым. Автор выражает свою признательность к.г.-м.н. Т.Т. Врублевской, к.г.-м.н. A.A. Меляховецкому, д.г.-м.н. Ф.Г, Рейфу за предоставленную литературу,

консультации при описании шлифов и выполнении работы. Особую благодарность автор выражает заведующему кафедрой петрографии Томского государственного университета, д.г.-м.н., профессору АЛ. Чернышеву, под руководством которого автор проходила стажировку по теме «Петрография гипербазитов, типизация деформационных микроструктур оливина, освоение методик петроструктурного анализа» и за предоставленный обширный материал по Оспинскому массиву и возможность использования отдельных анализов в диссертационной работе.

Автор благодарит Н.С. Карманова, C.B. Канакина н Г.Н. Загузнна за проведение высококачественных мнкрозондовых анализов. Аналитические работы выполняли Б.Ж. Жалсараев, A.A. Цыренова, Э.М. Татьянкина, В.А. Иванова, И.В. Еоржонова, ГЛ. Булдаева, Н.Л. Гусева, Т.И. Казанцева, ОТ. Цыганкова и другие сотрудники лаборатории ФМА и ХСМА Геологического института СО РАН, а также С.М. Ляпунов (аналитический центр ГИН РАН г. Москва), сотрудники лаборатории под руководством В.К. Карандашева (И1ГГМ РАН п. Черноголовка), ЕВ. Смирнова (ИГХ СО РАН г.Иркутск). Автор благодарит всех перечисленных коллег.

Глава 1. Состояние исследований в области петрологии и геодинвмических условий формирования мантийных гипербазитов

Раздел 1.1 является компиляцией ранее опубликованных материалов по строению, составу, петрогенезису офиолитов в цепом и их метаперидати-товому комплексу в частности (Колман, 1979, Nicolas, 1989, Dilek et al4 2000). Офиолиты - парагенетическая ассоциация ультраосновных и основных пород, отдельные члены которой могут формироваться в разных геодинамических обстановка^ и иметь разный возраст (Книппер и др., 2001). Изучение офиолитовых комплексов Мира позволило выявить широкое разнообразие офиолитов, различающихся составом реститов, кумулатов, геохимическими особенностями вулканогенных и субвулканических образований (Добрецов, 1974; Miyashiro, 1975; Марков и др., 1977; Петрология..., 1977; Колман, 1979; Пирс и др., 1987; Nicolas, 1989; Книппер и др., 2001, Bodinier, Godard, 2003 и т. д.). Общепринятым является разделение офиолитов на гарцбургитовый (супрасубдукциоиные — SSZ, или островодужные офиолиты) и лерцолитовый типы (медленноспрединговые СОХ). Вместе с тем, происхождение метапе-ридотитов офиолитов долгое время было дискуссионным (Москалева, 1973; 1974; Зимин, 1973; Морковкина, 1974; Соболев, 1974; Hirano Hideo, 1977; Сутурин, 1978; Маракушев, 1979; 1987; Пинус и др., 1984; Лесиов, 1986; Белинский, 1987; Шихайлибейли и др., 1987 и др.). В настоящее время большинством исследователей разделяется точка зрения, согласно которой рассматриваемые гипербазнты представляют собой тектонически перемещённые фрагменты океанической верхней мантии, испытавшей один или несколько этапов частичного плавления, т.е. являются мантийными рестнгами (Петро-

логия..., 1977; Колман, 1979; Добрецов, 1980; Савельев, Савельева, 1980; Щербаков, 1981; Takahashl, Kushiro, 1983; Dick, Bullen, 1984; Ефимов, 1984; Альпинотипные гипербазиты..., 1985; Гончаренко, Бетхер, 1987; Кузнецов, Симонов, 1988; Nicolas, 1989; Bonatti, Michael, 1989; Bortolottí et. al., 1996; Parkinson, Реагсе, 1998; Peltonen et. al., 1998; Lee, 1999; Pears et. al, 2000; и др.).

В разделе 1.2. рассматриваются этапы геологических работ в юго-восточной части Восточного Саяна и эволюция взглядов по вопросам формирования структуры региона и его тектоническому районированию. Историю развития взглядов на тектонику юго-восточной части Восточного Саяна можно условно разделить на два периода. Первый охватил конец XIX столетия и продлился примерно до 70-х годов XX века. Этот период связан с именами ИД. Черского, Э. Зюсса, В .А. Обручева, JI. де Локэ, ММ. Тетяева, A.A. Борнсяка. В это время возникла дискуссия между сторонниками концепций байкалид и каледонид юга Сибири. Начало второго этапа связано с новыми палеонтологическими находками (Бутов и др., 1974), а главное, с новым пониманием происхождения пород офиолитовой ассоциации, представляющих собой фрагменты литосферы палеоокеанов (Добрецов, 1985). В настоящее время получены убедительные доказательства того, что в регионе проявились крупные структурные перестройки позднепротерозойского и раннепалеозой-ского этапов, а формирование покровно-складчатой структуры юго-восточной части Восточного Саяна в основном завершилось к началу ордовика (Федотова, Хаин, 2002).

Глава 2. Геологическое строение юго-восточной части Восточного Саяна

2.1. Тектоническое районирование. В строении юго-восточной части Восточного Саяна (рис. 1) принимают участие комплексы автохтона, представленного древним континентальным блоком с докембрийским кристаллическим фундаментом (Гарганская глыба) с поэднерифейским платформенным карбонатным чехлом и аллохтона (офиолиты океанической островной дуги с ассоциирующими с ними осадочными породами (Кузьмичев, 2004). Перечисленные образования прорываются транитоидами сумсунурского (790 млн лет) (Кузьмичев, 2004), халбинского (478± 19 млн лет) (Хаин и др„ 1995а), таннуольского {451 ±5,7 млн лет) (Козаков и дрч 1998), сархойского (460±3 млн лет) (Kuzmichev, 1999) комплексов, среднедевонскимн гранитами огнит-ского комплекса (Геология и рудоносность.,., 1989) и перекрываются суб-аэральными извесгково-щелочными вулканогенными и вулканногенно-осадочными толщами сархойской и дархатской серий (Кузьмичев, 2004).

2.2. и 2.3. Геологическое строение Оспинского н Улан-Сарьдагского гип«рбазитовых массивов. Изучаемые массивы представляют собой интенсивно деформированные тектонические покровы (аллохтон), расположенные

в обрамлении Гарганской глыбы (рис. 1). Покровное строение подтверждается «холодными» контактами с вмещающими породами, пологим залеганием гипербазитовых тебя, наличием широких зон меланжа в их основании.

Рис. 1. Гарганская глыба с надвинутыми на нее офиолитовыми покровами (Кузьмине, 2004).

Оспинский массив является одним из крупнейших в Восточном Саяие, его протяженность достигает 30 км при максимальной ширине 10-13 км. В плане массив представляет собой линзообразное тело площадью более 200 км1. Массив состоит из двух пластин (Северная в Южная), падающих в северовосточном и юго-западном направлениях, соответственно. Северная пластина Оспинского массива, в отличие от Южной, характеризуется лучшей сохранностью слагающих её первичных пород. Тиломорфными для массива являются гарцбургиты, среди которых встречаются прослои или горизонты дуни-тов и клинопироксенсодержащих гарцбургитов, атак же их серпентинизиро-Банные разности. Гарцбургиты и дуниты часто перемежаются, переходы между ними очень постепенные и обуславливаются уменьшением содержания ортопироксена в гарцбургитах до полного его исчезновения. Южная пластина сушсствеино отличается от Северной более интенсивным меланжировани-ем пород. Так, видимая мощность зоны приподошвениого меланжа в северной её части достигает 500 м и более. Кроме того, широко развиты метасома-тмческн измененные породы, представленные мощными (сотни метров) горизонтами тальк-карбонаг-серпентиновых сланцев, проявленных в Северной пластине относительно локально. В северо-западной части Южной пластаны обнаружены довольно свежие клинопироксенсодержащие гарцбургиты, с которыми часто ассоциируют пироксенитовые дайки и жнлы (в раздувах до 15 см и пережимах - 5 см), переходящие в сеть ветвящихся прожилков. Наряду с этим наблюдается полосчатое чередование оливиновых пироксенитов и гарцбургитов (мощность отдельных полос не превышает 10 см).

Гипербазиты Ос пинского массива повсеместно несут признаки пластических деформаций и рекристаллизации. На макроуровне это фиксируется по кристаллизационной сланцеватости, минеральной уплотненности и линейности. На мнкроуровне выражается в появлении деформационных микроструктур.

В меланжированных серпентинитах при подошвенной части массива встречаются тела ультрамафит-мафитовых кумулатов, представленные переслаиванием массивных верлитов и дуннтов с пироксенитами, габбро-пирок-сенитами и габброндами.

Уникальными образованиями Оспинского массива являются графити-зированные ультраосновные породы. Графитизации подвергаются как гарц-бургиты и дункты, так и серпентиниты и тела хромититов. Хромитовая минерализация представлена рассеянной акцессорной вкрапленностью и жиль-но-шлировыми скоплениями сплошного хромита.

Массив Ушн-Сарьдаг характеризуется своеобразной тектонической обстановкой. В отличие от других гипербазитовых массивов пояса, прилегающих к краевым зонам кристаллического фундамента, он расположен внутри Гарганской глыбы и приурочен к краевой части крупного Сумсунурского гранитоидного плутона (рис.1). Массив имеет форму неправильной линзы протяженностью до 2 км при ширине до 600 м. Большая часть массива сложена свежими или слабо серпентин из ированным н гарцбургитами и дунита-ми, несущими следы пластических деформаций. Как и для Оспинского массива, характерны полосчатые текстуры гарцбургитов и дуннтов, жилы пироксен итов. Степень серпентинизации пород постепенно усиливается к периферии, где развиты исключительно серпентиниты, в разной степени текгонизи-рованные, образующие непрерывную оторочку мощностью 50-100 м. В отличие от хромнтовых жил и шлиров Оспинского массива, рудные тела массива Улан-Сарьдаг имеют более сложную морфологию и меньшие размеры.

Глава 3. Петрографическая характеристика пород

3.1. Деформационные микроструктуры. Породы дунит-гарцбургитовой ассоциации повсеместно обнаруживают признаки пластической деформации и рекристаллизации, что выражается в наличии разнообразных микроструктур (Гончаренко, 1989; Гончаренко, Чернышов, 1990; Гончаренко и др., 1993, 1994; Чернышов и др., 1997). В основу систематики деформационных микроструктур, разработанной на основе классификации французских петрсшогов (Mercier, Nicolas, 1975), положены морфологические особенности оливина, как наиболее ярко выраженного индикатора степени деформации пород (Гончаренко, 1989). Переход от одного типа микроструктур к другому характеризуется возрастанием степени пластических деформаций пород, отражаясь в их микроструктурных особенностях: учащаются полосы излома, усиливается неоднородность погасания, меняется конфигурация зерен, увеличива-

ется количество рекрнсталлизованных индивидов (Чернышов, 1999). В итоге один микроструктурный тип сменяется другим, отражая тем самым последовательность возрастания степени пластической деформации. Общая схема эволюции структур оливина в порядке возрастания степени деформаций представлена на рисунке 2.

прототрциуляриый тип нсзограиупхроый тип

Рис. 2, Деформационные типы структур в реститовых тпербазитах Оспинского массива (Ок) и массива Упан-Сарьдаг (А),

Я - условная величина, определяемая типом микрострукт)ры в порядке увеличения степени деформаций.

Согласно данным А.И. Гончаренко и А.И. Чернышева (1990, 2001), проводивших петроструктурные исследования, в Оспинском массиве выделяются три этапа деформационно-метаморфических преобразований: мантийный (доконсолидационный), корово-мантийный (синконсолидадионный) и коровый (эпиконсолидацнонныЙ этап), являющихся выражением определенных тектонических событий, объединяемых в единый теотоио-деформациоиный цикл. Аналогичные этапы установлены и в гипербазитах офиолитов Байкал о-МуЙского пояса (Шаманский и Парамский массивы) (Та-

расенко, 1996; Чернышов и др., 1997; Чернышов, 1999).

3.2. Рестнтовые гипербазнты. Гарибургиты сложены оливином (70-75 %), ромбическим пироксеном — энстатитом (20-25 %), хром шпинелью (до 2 %) и вторичными минералами — в основном серпентином, иногда тальком или куммингтонитом, сопровождающимися вторичным магнетитом. Главной микроструктурной чертой гарцбургитов, является их неоднородность, разно-зернистость и четкая минеральная линейность. Установлены все разновидности деформационных микроструктур, отмеченные выше (см. рис. 2), однако наибольшим распространением пользуются породы с порфирокластовой структурой.

Дуиитрг в рассматриваемых массивах занимают не более 30 % от общей площади. Они сложены оливином и акцессорным хромшпинелидом (до 2-3 %); в разностях, переходных к гарцбургитам присутствует ортопнроксен (до 3-4 %). Для дун итов также установлены разнообразные деформационные микроструктуры: от крупнозернистой протогранулярной до мелкозернистой мозаичной. Величина зёрен колеблется от 2 до 10 мм, но в отдельных случаях встречаются и более крупные индивиды. В процессе рекристаллизации рав-номерно-среднезернистого оливина образуется мелкозернистый агрегат (0.20.5 мм), содержащий более крупные порфнрокласты (до 3-4 мм). Признаки деформации в оливине проявляются в неоднородном волнистом погасании и появлении многочисленных полос излома, причем ширина полос зависит от степени деформации: в зёрнах первичного протогранулярного оливина она составляет ~ 1.0-2.0 мм, а в наиболее деформированном оливине уменьшается до 03 мм и менее.

Серпентиниты в равной степени образуются как по дунитам, так и по гарцбургитам, однако в силу большей распространенности последних, апо-гарцбургитовые серпентиниты развиты наиболее широко. Степень серпенти-низации пород варьирует от 0 до 100 % поэтому, на основании петрографических наблюдений и данных химического анализа пород к серпентинитам отнесены разности, в которых потери при прокаливании (п.п.п.) превышают 9 мае. % (см. рис.4), что соответствует степени серпента низа ции от 80 % и более. Среди серпентинитов выделяются: антигоритовые, хризотил-антигоритовые и лизардитовые разности. Часто серпентиниты содержат примесь талька и карбоната, увеличение содержания которых приводит к появлению тальк-карбонат серпентиновых пород, а иногда и талькнтов.

Клиндщфоксенсофержашие гарибургиты имеют крайне незначительное распространение в Оспинском и Улаи-Сарьдагском массивах. В шлифах кли-нопироксен встречается исключительно редко в количестве 1 - 2 зерен на шлиф. Максимальное количество нормативного клинопироксена (CIPW) не превышает 2-3 %, соответственно петрографически эти породы почти не отличаются от обычных гарцбургитов, за исключением того, что при серпенти-низации клинопироксен остается практически неизмененным.

Среди пироксенитов выделяются две морфологические разновидности.

Первая представлена секущими жилами и маломощными дайками вебстери-тов, реже орто- или клинопироксенитов, с характерной протогранулярной структурой. Обычно они интенсивно амфиболизированы, хлоритизированы и оталькованы. Пироксеннты второй разновидности образуют неправильные полосы среди гарцбургитов, протяженностью в десятки метров и мощностью в первые сантиметры или первые десятки сантиметров. Они представлены олнвнновыми ортопироксенитами, постепенно переходящими во вмещающие гарцбургпты. Характер их вторичных изменений не отличается от вмещающих пород.

3.3. Ультрамафит-мафитовые кумулаты. Фрагменты кумулятивного (полосчатого) комплекса офиолитовой ассоциации встречаются среди серпентинитов приподошвенного меланжа Южной пластины Оспинского массива. Эти фрагменты представляют собой разновеликие блоки пластино- или линзообразной формы (150-200 х 50-70 м). Их наиболее характерная особенность - ритмичное чередование дунитов, перидотитов, пироксенитов и габбро, при этом мощность отдельных полос варьирует от десятков сантиметров до первых метров.

Кут'.чятивные дуниты представляют собой черные массивные, нацело серпентинизированные породы, дунитовый состав которых устанавливается по отсутствию апопироксенитовых псевдоморфоз и данным химического анализа.

Перидотиты представлены сильно серпентинизированными верлитами и лерцолитами. Верлнты сложены оливином (60-70 %) и диопсидом (10-20 %), с небольшой добавкой ортопироксена (энстатит) (до 10 %) и хромшпинели -2—3 %. Лерцолиты отличаются от верлитов большим количеством ортопироксена, как правило, псецдоморфно замещенного тальком или куммингто-нитом.

Пироксену ты представлены в основном олнвнновыми вебстеритами, сложенными диопсидом (60-80 %), энстатитом (10-20 %) и оливином (менее 20 %), Содержание рудного минерала составляет 1-2 %. Пироксен местами сильно амфиболизирован, отмечается оталькование и хлоритизация. Оливин замещен серпентином.

Гсфбрр сложены плагиоклазом и клинопироксеном (диопсид). Ортопи-роксен (энстатит) имеет подчинённое значение. По количеству пироксена породы варьируют от нормальных габбро — 30-50 % пироксена, до мелано-кратовых — более 60 % пироксена, разностей. Микроструктура пород гипи-дноморфнозернистая, местами субофитовая.

Таким образом, Оспннский и Улан-Сарьдагский массивы сложены гнпер-базитами обладающими всеми типом орфным и признакам, свидетельствующими об их принадлежности к мантийным реститам: они образуют аллохтон — тектонический покров; имеют выдержанный дунит-гарцбургнтовый состав; в них отсутствует плагиоклаз, характерный для продуктов кристаллизации

магматического расплава; минимально количество клинопироксена; присутствует акцессорный хромит, шлиры и жилы массивных хромнтитов; присутствует полный спектр деформационных микроструктур (мантийные тектони-ты).

Фрагменты кумулятивного комплекса диагностируются по характерной ассоциации пород (дуниты, верлиты, оливиновые пироксеииты, габбро), представляющей собой типичную полосчатую серию, по наличию реликтовых кумулятивных структур, ведущей роли клинопироксена в перидотитах.

Глава 4. Особенности вещественного состава метаперндотитов офиолнтового комплекса

Принято считать, что гипербазиты реститового комплекса офиолитов характеризуются весьма выдержанным минералогическим составом, высокой материальностью силикатов н высокой хромистостью шпинели (Магматические горные..., 1988). Этим общим закономерностям в полной мере соответствуют реститовые гипербазиты Оспинского и Улан-Сарьдагского массивов. Вместе с тем, детальные исследования позволили выявить весьма существенные вариации состава хромшпинелидов, что может быть обусловлено различными факторами. Породы кумулятивного комплекса офиолитов по составу близки дифференцированным ультрамафит-мафитовым интрузиям континентальных сегментов земной коры, отличаясь от них отсутствием «скрытой расслоенности», что объясняется многократным пополнением близповерхно-стой магматической камеры свежими порциями расплава (Рег1ак е1.а!., 1997; Шар ков и др., 2001). С реститовыми гипербазитами их сближает высокая магнезиальность фемических минералов.

4.1. Минералогия. Составы оливинов реститовых гипербазитов исследуемых массивов характеризуются высокой магнезиальностью (Ро = 89-95 %) и стабильно высоким содержанием N¡0 (0.3-05 мае. %). При этом среднее содержание фаялнтового компонента закономерно возрастает от дуннтов (Р^среии) = 8.04 %), через гарцбургиты (Ра<ср4ДН) = 8.33 %), к лерцолитам (Р%с|мдн) 9.33 %). В оливинах из хромитовых руд содержание Ра падает до 4-7 % (Ра^д,) = б.03 %). По соотношению Ро (%) - N¡0 (мае. %) оливины рассматриваемых пород лежат в области составов мантийных оливинов (ТакаЬазЫ е1.а1., 1987).

Оливины из улырамафитовых кумулатов, практически неотличимы по составу от оливинов реститовых гипербазитов, за исключением несколько пониженного содержанием N¡0 и МпО.

Ортопирок$ены представлены энстятитами, железистость которых варьирует от 7 до 11 %. Они характеризуются низким содержанием кальция, предельно низкой глинозёмисгостью (0.5-1.8 мае, % А12Оз), не содержат титана и натрия и, напротив, имеют повышенные концентрации Сг^Оз (0.22-0.65 мае. %), что согласуется с их реститовым (остаточным) происхождением. Извест-

но (Bodinier, Godard, 2003), что содержание AI^Oj в пироксен ах является показателем степени плавления мантийного протолита. Сопоставление с орто-пироксенами из умеренно деплетированных гарцбургитов Шаманского массива (А1203"1.8-4.5 мае. %), расположенного в восточной части Байкало-МуЙского пояса (Цыганков, 2005) и наименее истощенными лерцолитами Лигурид (Северная Италия) (А1203=2.3-4.8 мае. %) (Rampone et al., 1996), позволяет отнести рассматриваемые гипербазиты к предельно деллетирован-ным реститам,

Ортопироксены кумулятивного комплекса отличаются пониженным содержанием Cr2Oj до 0.22 мае. %, в них появляется ТЮ2 (0.11 мае. %).

Клиноггироксен как отмечалось, встречается очень редко, однако, сам факт его присутствия в мантийных реститах является важным признаком, дающим независимое определение степени парциального плавления. Как в реститах, так и в кумулатах моноклинный пироксен имеет состав магнезиального диопсида. Магнезнальность (Mg') реститовых клинопнроксенов составляет 92-97 %, в кумулатах - 89-92 %. Кроме того, последние содержат заметно больше AIjOj-ot 1.5 до 3.0 мае. %, против 0.7-1.Змас. % в реститах, при приблизительно равном содержании Сг203 (0.68-0.71 мае. %).

Гранитовая минерализация гипербазитовых Оспи некого и Улан-Сарьдагского массивов представлена двумя типами: I) акцессорная вкрапленность; 2) жильно-шлировые скопления сплошного хромита (рудный хромит). Как акцессорные, так и рудные хромшпинелнды относятся к хромитам (Павлов, 1949). Для них характерны высокая величина отношения Cr/(Cr+Ai), достигающая 0.7 - 0.9, соответственно низкое содержание А1гОэ (13.35 мае. % в среднем) и MgO (10.60 мае. % в среднем). Такие особенности состава являются надёжным диагностическим признаком хромитов реститовых ги-пербазитов (Магматические горные..., 19SS; Dick. Bullen, 1984; Roeder, 1994).

Считается, что химический состав акцессорных хромшпинелей метапери-дотитового (реститового) комплекса офиолитов довольно однообразен (Магматические горные.,,1988; Плаксенко, 19S9; Roeder, 1994). Однако полученный нами представительный аналитический материал позволил установить существенные вариации состава этого минерала в основных петрографических группах пород. Соотношения основных компонентов хромшпинелидов показаны на рисунке 3. Из рисунка видно, что, во-первых, хромшпинелиды Улан-Сарьаагского массива отличаются от оспинских более низкой хроми-стостью (Сг) и магнезиальностью (Mg'). При этом величина Fe'"-Feî+

/(fe3* + Mg)*100% полностью перекрывает диапазон вариаций этого параметра не только в хромшпинелидах из слабосерпентинизированных дунитов и гарцбургитов, но и серпентинитов. Во-вторых, рудные хромшпинелиды характеризуются повышенной магнезиальностью (Mg*), по сравнению с хромитами из вмещающих пород, тогда как величина Fe"4 в них соответствует хромитам из дунитов и гарцбургитов. В-третьих, состав хромшпинелидов

дунитов, гарцбургитов и лерцолитов варьирует примерно в одинаковых пределах, что отражается в близости их средних составов, различия между которыми в большинстве случаев не превышают 1 мае. % по основным компонентам.

Представленные данные показывают, что состав акцессорных хромшгш-нелидов Оспинского массива практически не зависит от модального состава пород, но в то же время существенно варьирует в каждой петрографической разновидности. Кроме того, рудные хромшпннелиды и хромшпннелиды Улан-Сарьдагского массивов заметно отличаются от оспннских акцессорных хромитов.

100

1 »о *

+ 70

¿5

5»

м • • >

30 40 51 <0 Ми/(МЕ+Ге*)* 100%

2 4 6

Р«'/(Ме+-Г*У100%

Рис. 3. Соотношение О'-Л/^' (а), Сг'-Ре"' (б), « акцессорных и рудных хромшпи-

нелидах Оспинского и Улан-Сарьдагского массивов.

Сг'=Сг/(Сг+А1)*100%;

Щ'=М%/(М% + 400%;

Ре'"=Рем /(Ре'* + М^*100%.

Оспинский массив: I - гарцбургиты, 2 - дуниты, 3 - клиноп ироксенсодержащие гарцбургиты; 4 - уяътрамафитовые кумулаты; Уяан-Саръдагский массив: 5 - гарцбургиты, 6-дуниты.

По форме, размерам зерен и по характеру зональности акцессорные хромшпннелиды можно разделить на два морфогипа. Первый представлен мелкими (менее 0.5 мм) идиоморфными зернами, расположенными в ин-терстициях и в виде включений в породообразующих минералах. Второй морфогип характеризуется зернами разнообразной формы (от идиоморфных прямоугольных до ксеноморфных с запивообразными границами) более крупных размеров (до 2 мм). В интерстициальных зёрнах первой разновидности центральная часть более хромистая, по сравнению с краевой (в среднем 82.0 и 74.8 соответственно), В хромшпинелидах второго типа ситуация прямо противоположенная • хромистость центральных частей зёрен значительно меньше краёв (в среднем 76.2 и 80.1 соответственно). Хромшпинели, образующие включения в оливине или пироксене имеют однородный состав. Из

этого следует, что описанная зональность имеет относительно «позднее» происхождение и может быть связана с твердофазными пластическими деформациями или с воздействием расплава и/или раствора на гипербазиты (Разумовский, 2003). Минералы включений законсервированы в минерале-хозяине и потому, могут обмениваться компонентами (Ре, М$) только с ним. Следовательно, именно такие хромшпинели наиболее близки к равновесному состоянию, установившемуся на стадии парциального плавления мантийных пород.

Вторичные минералы. Серпентин - наиболее распространённый вторичный минерал, развивающийся по оливину и ромбическому пироксену, представлен в основном волокнистым хризотилом, игольчатым антигоритом и пластинчатым лизардитом. Они существенно различаются по железистости ^Ре^Ре^+Г^) и содержанию АЬОэ. Наименее железистыми являются ан-тигориты с 1-2.5 %. Железистость хризотилов варьирует от 1.5 до 3.3 %. Лнзардиты по железистости можно разделить на две группы, Лизардиты первой группы почти не отличаются от хризотилов (Г варьирует в пределах 2-3 %), тогда как во второй группе железистость составляет 4-6 %. 4Л. Петро-геохнмпческне особенности пород. Серпенгинизация гипербази-тов обычно рассматривается как нзохимический процесс низкотемпературного изменения гипербазитов, сопровождающийся только привносом воды. Это позволяет использовать серпентинизированные породы для расшифровки магматических процессов, для чего обычно производится пересчёт анализов на безводный состав. Вместе с тем, во многих случаях наблюдаются совершенно постепенные переходы от «изохкмических» серпентинитов к тальк-серпентин-карбонатным породам или лиственитам, т.е. породам, образованным метасоматическнм путём. Петрографически этот переход не всегда удаётся уловить, поэтому представляется целесообразным использовать некоторые петрохнмические критерии отбраковки образцов (анализов), которые по тем или иным причинам не удовлетворяют требованию изохимичнос-ти вторичных изменений. Для такой отбраковки нами использована величина п.п.п. (потери при прокаливании), которая прямо коррелирует со степенью серпен-тннизации пород, а также содержание С02, поскольку для Оспинских и в меньшей мере Улан-Сарьдагских гипербазитов очень характерна углеродиза-ция. Гистограмма распределения п.п.п. показывает (рнс.4А), что вся имеющаяся выборка химических анализов подразделяется на три группы: 1)0- 4.0 мае. % - слабосерпентинизированкые, 2) 4 — 13 мае. % — умеренно и сильно-серпентинизированные и 3) > 13 мае. % — полностью серпентинизированные породы. Основываясь на этих данных, в работе рассматриваются только породы первых двух групп, где изохимичность процесса серпентинизации наиболее вероятна.

В качестве условной границы между нормальными и графитизированны-ми породами может быть принято значение 0.2 мае. % С02 (рис.4Б), соот-

ветственно, пробы с большим содержанием СОг также исключены из дальнейшего рассмотрения.

• . 4 мис.% - сл ^хгрягхг | ut я tu ро« а н м и с : CCÎ^ чяс.*/»

4-13 мпс.% . умерен» н снлынссрпеитяьиифцмняыг*

>13 м*с.% - |№|>№стыо кртчикшонраиццыеСсерьсшииии).

Рис. 4. Гистограммы распределения я. я, л. (А) и COi (Б) в породах Оспинского и Улан-Сарьдагского массивов.

Реститовые гипербазиты характеризуется весьма выдержанным химическим составом, который определяется соотношением оливина, пироксенов и хромшпинели. В соответствии с модальным составом гарцбургиты содержат несколько больше Si02 - Хср4д= 43.34 мае. %, против 41.22 % в дунитах. Содержание глинозёма в тех и других варьирует более широко, но в одних и тех же пределах, составляя в среднем 0.4 н 0.5 мае. % в дунитах и гарцбургитах соответственно, что соответствует наиболее тугоплавким (максимально де-плетированным) мантийным реститам офиолитов (Bodinier, Godard, 2003), образующимся при 22-25 процентной степени плавления примитивного мантийного протапита. Содержания других «базальтомдных» компонентов также предельно низки. Концентрация СаО составляет 0.3 мае. % в гарцбургитах (в клинопироксенсодержащих разностях до 1.0 мае. %) и около 0.2 мае. % в дунитах, причём во многих пробах содержание этого элемента находится ниже предела обнаружения {< 0.2 мае. %). Содержания щелочных окислов в основном не превышают первых сотых долей процента, а во многих пробах составляют < 0.01 мае. %, в целом же сумма щелочей (Na20 + KjO) варьирует от <0.01 до 0.12-0.13 мае, %. Среднее содержание двуокиси титана в дунитах и гарцбургитах составляет 0.02-0.03 мае. %.

Породы кумулятивного происхождения отличаются, во-первых, более дифференцированным составом, варьирующим — от дунитов до габбро, во-вторых, более высокими содержаниями «базальтондных» компонентов в ультрамафитах (дунитах и перидотитах). В совокупности с геологическими и

минералого-петрографнческими данными эти признаки позволяют уверенно отличать ультрамафитовые кумулаты от рестнтов.

Содержание Ni в реститовых гипербазнтах варьирует в основном в интервале от 2000 до 2500 рргп, что определяется количеством Ni в оливине. Более высокие содержания в некоторых пробах, возможно, связаны с присутствием сульфидного никеля. В продуктах кристаллизации магматического расплава (ультрамафитовых кумулатах) поведение Ni определяется фракционированием оливина, в результате чего остаточный расплав прогрессивно обедняется этим элементом от 580 до 1100 рргп.

Содержание Сг как в реститах, так н в кумулатах более изменчиво - от 1000 до 5000 ррш и никак не коррелирует с магнезиальностью пород. Столь широкие вариации содержания Сг в респгтах, определяются исключительно неравномерностью распределения хромшпинели, предельным выражением чего являются шлиры и жилы массивных хромититов. Вместе с тем, согласно данным, приведённым в обзоре (Bodinier, Godard, 2003), повышенные содержания Сг (> 5000 рргп) могут быть следствием наложенных метасоматнче-ских процессов, не всегда уловимых при петрографических наблюдениях. В кумулатах вариации содержания Сг значительно уже, но корреляция с MgO отсутствует, следовательно, главным концентратором хрома является хром-шпинель, тогда как роль пироксена при этом сравнительно невелика.

Распределение REE в реститовых гнпербазитах (рис. 5 А) характеризуется двумя типами: 1) «вогнутые» графики с минимальными концентрациями в области MREE, отчётливой отрицательной Eu аномалией, повышенными содержаниями LREE и отчасти HREE (пробы Ок-1б, Ок-11/4, Ок-32/7); 2) «ровный» график, характеризующийся постепенным уменьшением концентраций лантаноидов от лёгких к тяжёлым (проба Ок-15/3). Доя всех проб характерны низкие содержания REE - ниже хондритовой нормы, и сравнительно широкий диапазон вариаций, особенно по тяжёлым элементам лантаноидного ряда. Такие геохимические особенности трудно объяснить с позиций парциального плавления мантийного протолита без привлечения других механизмов.

Обогащение LREE, а также некоторыми другими элементами (рис. 5Б) возможно, связано с серпентннизацией гипербазитов, однако нельзя исключить и другие возможные процессы, такие как взаимодействие мантийных рестнтов с базальтовым расплавом и/или флюидом, либо особенности состава рифейской мантии рассматриваемого региона, свидетельством чего может являться сходство редкоземельного спектра с реститами Байкало-Муйских офиолитов (Цыганков, 2005).

Ультрамафитовые кумулаты и габброиды резко отличаются от рестнтов значительно более высокими содержаниями М- и H-REE — выше хондритово-го уровня и наличием положительной или отрицательной Eu аномалии, обусловленной фракционированием плагиоклаза. В области тяжёлых и средних

редкоземельных элементов они полностью соответствуют среднему составу ультрамафнтовых кумулатов фанерозойскнх офиолитов (Колман, 1979). но отличаются от них некоторым обогащением ЬКЕЕ, Кроме того, для них, также как и для ресгитов, характерно обогащение Ся и особенно РЬ, что поддерживает предположение о вторичном происхождении этих аномалий.

зоо

o.oi

................*

_j_j ■ .........* ■ ■ ■

U О Tr Nd E« M T» ErTtn VbLi

Mb Sf ir 1ЪУО га

HU Е3>

Рис. 5. Распределение редкоземельных элементов (А) и спайдер-диаграмма (Е) для реститовых гипербазитов и кумулятивных улыпрамафитав Оспинского массива. Верхние габбро, у/м кумулаты и реститы ФО - средний состоя соответствующих комплексов фанерозойских офиолитов (Колман, 1979); ИБМ - гипербазыты Идзу-Бонин-Марианского преддуеового бассейна (Parkinson. Реагсе, 1998); N-MORB по (Torney et ai„ 1981). На рис, В затенённая область - диапазон вариаций содержаний микроэлементов в гипербазитах Оспинского массива. 1 — гарцбургиты, 2 - ультра-мафитовые кумулаты, 3 — габбро, ассоциирующее с ультрамафитовыми кумулата-ми.

4.3. Фугитиплость, оценка Р-Т равновесий. По составу сосуществующих оливинов и хромшпинелцдов рассчитаны фугитивность кислорода (Ballhaus et.al., 1991) и температура (Fabries, 1979) установившихся твердо-фазовых равновесий. Фугитивность кислорода оказалась близка к буферному равновесию кварц-фаялнт-магнетит, отклоняясь от него в большую или меньшую сторону примерно на одну логарифмическую единицу. При этом для улан-сарьдагских гипербазнтов характерны более высокие значения, лежащие в основном в диапазоне Alogfoj (QFM) от 0 до +1, что соответствует перидотитам океанических островных дуг. В оспинских гипербазитах Alogf02 (QFM) варьирует от 0 до -1, что сближает их с абиссальными перидотитами. Вместе с тем, хромистость оспинских хром шли нелидов соответствует значениям, характерным для островодужных гипербазнтов. Учитывая широкое распространение углеродизированных разностей в Оспинском массиве, можно предположить, что пониженная фугитивность кислорода в какой-то мере связана с воздействием восстановленных флюидов мантийного происхождения (Галимов и др., 1998; Галнмов и др., 2000).

Температуры оливин-шпинелевых равновесий гарцбургитов и дунитов варьируют в интервале 590 - 960еС, что вполне типично для гипербазитов офиолитов (Базылев, Силантьев, 2000; 2000а) и, вероятно, связано с деформационными преобразованиями пород. Учитывая микроструктурные особенности пород можно выделить три температурных режима пластических деформаций. Первый, наиболее высокотемпературный режим, более 850°С характерен для гипербазитов с прото- и мезогранулярной микроструктурами, образование которых связывают с пластическими деформациями, осуществляющимися главным образом, трансляционным скольжением (Классек-Неклюдова, i960; Верной, 1980; Николя, 1992; Nicolas et al„ 1973). Однако чаще всего фиксируется второй - сред нетемпературный режим (650 - 850°С) пластических деформаций, установленный в гипербазитах с разнообразными типами микроструктур. В этом температурном интервале деформации осуществлялись путём трансляционного скольжения, с и нте клон и ческой рекристаллизацией, катакластическим течением (Гончаренко, 1989; Николя, 1992; Nicolas et al., 1973). Третий - наиболее низкотемпературный режим - менее 650°С может быть связан с термальным воздействием на ультрамафиты интрузивных пород, что фиксируется рекристаллизацией отжига и образованием регенерированной микроструктуры (Чернышев, 1999). Кроме того, это могут быть низкотемпературные метаморфические преобразования, связанные с серпентинизацией гипербазитов.

Давление рассчитывалось по составу клинопироксена (Nimis, Ulmer, 1998) из реститовых кпинопироксенсодержаишх гарцбургитов и ультрамафитовых кумулагов. В результате получены 1.1 и 1.8 кбара (в среднем) соответственно. Столь низкие значения, по-видимому, соответствуют состоянию последнего равновесия между реститом и просачивающимся расплавом, перед полным удалением последнего. Кроме того, эти значения могут отражать давление, при котором происходили пластические деформации пород при выведении их на верхнекоровый уровень, В настоящее время трудно отдать предпочтение какому-либо из этих вариантов, однако последний представляется наиболее реалистичным.

Глава 5. Факторы, контролирующие состав минералов

Важнейшими факторами, определяющими валовой состав реститовых гипербазитов офиолитов и состав слагающих их минералов является исходный состав мантийного протолита и степень его плавления. В дальнейшем тугоплавкий остаток — рестит может испытывать и другие преобразования, накладывающие «отпечаток» как на модальный состав пород, так и на состав минералов. К числу таких преобразований относятся реакционные взаимодействия с просачивающимся расплавом/флюидом, пластические деформации, включая перекристаллизацию в твердофазном состоянии, процессы низкотемпературной серпентинизации, однако их «вклад» в результирующий

состав минералов, как отмечалось, количественно не оценивается.

Определяющее влияние степени парциального плавления мантийного протолита на состав реститовых гипербазитов хорошо известно (Jaques, Green, 1980; Dick et.al., 1984; Bonatti, Sey1er,1992; Bonatti et. a!., 1993; и др.). В зависимости от степени парциального плавления шпинелевых лерцолитов образуются умеренно тугоплавкие лерцолитовые (с меньшим количеством Срх по сравнению с исходной породой) или максимально тугоплавкие ду-нит-гарцбургитовые ассоциации мантийных рестнтов. Одновременно с изменением модального состава меняется и состав минералов • в пироксенах уменьшается содержание АЦОз, практически полностью исчезают ТЮг и Na¡0, в акцессорных хром шпин ел идах снижается MgO и AI2O3, в результате чего резко возрастает хромистость (Cr') и уменьшается магнеэиапьность (Mg'). Состав оливина при этом меняется в наименьшей степени.

Сказанное можно проиллюстрировать диаграммой хромистость-магнезиальность (Сг'-Mg') (рис. 6), на которой показан состав акцессорных хромшпннелидов изученных массивов, в сравнении с составом хромшпине-лей из умеренно деплетированных перидотитов Оманских офиолитов (Coleman, Hopson, 19S1; Oman ophiolite, 1981; Boudier, Nicolas, 1988) и шпинелей из лерцолитов разлома Вима (Центральная Атлантика) (ПеЙве и др., 2001), одними из самых слабо деплетированных пород в Атлантике.

Рис. 6. Соотношение хро-мистости н магнезиалъности шпинелей из перидотитов.

Из представленной диаграммы хорошо видно, что переход от наименее истощённых лерцолитов к дуни-там и гарцбургитам сопровождается увеличением Cr' от 0.2 и менее до 0.8-0.9, при соответствующем уменьшении Mg'. Вместе с тем из рисунка видно, что хром шпинели из гарцбургитов и дунитов Улан-Сарьдагского массива отличаются от оспинских более низкой Cr' и Mg', а в оспинских, при весьма выдержанном валовом составе пород, наблюдаются существенные вариации рассматриваемых параметров. Это позволяет предположить, что степень плавления, хотя и важнейший, но не единственный фактор, определяющий состав минералов реститовых гипербазитов, в частности акцессорных хромшпинелидов.

Исследования различных авторов показывают, что деформационные пре-

Mg =Mg/(Fe1+Mg)* 1 Oft'/.

образования пород сопровождаются изменением состава минералов. Для того чтобы выявить эту взаимосвязь необходимо исключить влияние других факторов, в частности валового состава пород, зависящего от степени плавления. Для этого сравним состав минералов из петрографически однотипных пород - дунитов и гарцбургитов, но деформированных в разной степени. В качестве показателя степени деформаций используем последовательный ряд деформационных структур (см. гл. 3.).

Среди минералов мантийного парагенезиса оливин легче всего подвергается пластическим деформациям. Тем не менее, данные о зависимости состава оливина от микроструктурных особенностей — т.е. от степени пластических деформаций, весьма противоречивы (Гончаренко, 1976, 1989; Hoffman, Walker, 1978; Велинский и др., 1986; Чернышев, 1990; Чернышов и др., 1997, Тарасенко, 1996; Цыганков, 2005).

На рисунке 7 показана зависимость состава оливина от степени деформации, выраженной через условный параметр R, соответствующий микроструктурному типу пород, в порядке возрастания степени деформаций (см. рис. 2). Из рисунка видно, что тенденция уменьшения железистости оливина с возрастанием степени деформаций выражена достаточно отчётливо, особенно в Оспинском массиве (коэффициент корреляции R-Fa равен - 0.64). Статистический анализ показывает, что разница между содержанием Fa в оливинах из дунитов и гарцбургитов с протогранулярным типом структуры и Fa в оливинах из пород с лейстовым типом микроструктуры является величиной статистически значимой (р-уровень = 0.000059) (см. примечание к табл. I).

Рис. 7. Зависимость состава оливина (Fa, %) от степени пластических деформаций (Я). Оспинский массив: I - гарцбур-гиты, 2 - дуниты; затененное поле - оливины из гипербазитов Улаи-Сарьдагского массива; Я — условная величина, определяемая типом микроструктуры в порядке увеличения степени деформаций; 1 - прото-гранулярная, 2 —мезогранулярная, 3 —порфирокластовая, 4 - лейстоеая, 5 - мозаичная микроструктуры. Промежуточные значения R соответствуют породам с переходным типом микроструктуры.

Каких-либо отличий состава оливина между дунитами и гарцбургитами не установлено. Выявленная закономерность может объясняться тем, что «высвобождающееся» железо связывается в хром шпинели, приводя к увели-

чению отношения Fe+i/(Fe+i + Mg) в последней (Irvine, 1965; 1967; Савельева, 1987; Гончарен ко, 1989; Гончаренко, Чернышов, 1990). Однако, гораздо больший эффект деформационные процессы накладывают на соотношение хрома и алюминия (Cr/(Cr + А1)) в хромшпинелидах, что особенно важно, поскольку этот параметр используется для оценки степени плавления мантийных гипербазитов. Для количественной оценки влияния пластических деформаций на состав хромшпинелндов используем подход, описанный выше (рис. 8).

протогрануляриый тип порфнроклсстоеый тнп ле Кетовый тип

«>1111)111 . 1-.ч— —.........................................I ibi.il

МК1*НМ1»«»И«в 7(1 М ИИ» Сг/(Сг+А1>*1вОЧ Сг/[Сг+А])Ч№%

Рис. 8. Зависимость состава акцессорных хромшпинелидов Оспинского массива от степени деформации.

Из представленных данных вцдно, что, как в дунитах, так и в гарцбурги-тах с увеличением степени пластических деформаций происходит увеличение хромистосги хромшпинелидов. В среднем, в гарцбургитах переход от протогранулярной структуры к лебеговой сопровождается возрастанием хромистосги хромшпинели на 14 %, в дунитах - на 19 % (табл. 1). Определение величины доверительной вероятности или статистической значимости (р-уровень) (табл. 1) показывает, что различие в хромистосги (Сг*) хром шпинелей из пород с минимальной и максимальной степенью деформаций в обоих случаях является статистически значимой величиной.

Таким образом, можно сделать вывод, что увеличение степени деформации независимо от валового состава пород сопровождается возрастанием хромистосги акцессорных хромшпинелидов. Ближе всего исходным хром-шпинелидам, состав которых обусловлен только парциальным плавлением

мантийного протолита, соответствуют зёрна из пород с протогранулярной микроструктурой, имеющие минимальную хромистость (Сг'ябО). Лишь такие шпинели можно использовать для оценки степени плавления пород.

Таблица 1. Определение статистической значимости изменений Сг*(С1и*), обусловленных пластическими деформациями пород

Срявнякммьк гираметры Сг41 (среднее) протограну л*рныйт*п1 структур СгЧсрсдне^) Ленстовий тип структур Разница * Cr* МСЖДУ ИрОТО* гранулярным * пе&стовыы типом структур р-урмснь

Cr (Chr) » гарцбургитах t протогранулярной структурой / Cr'(Chr) ь гарцбур гитах с лейстодой структурой 6115 82,07 14% 0.000131

Сг\СЬг) в дунитах с прото-грзнупарной структурой i Cr'(Chr) в дун игах с лей-сто»ой структурой 64,02 83.07 19% 0.00000)

Примечание: р—уровень — статистическая значимость (величина, определяющая надежность результатов), р-уровенъ т 0.05 (0.95) — установленная «приемлемая верхняя граница» уровня ошибки, выше которой измерения считаются статистически не значимыми.

Для иллюстрации этого положения рассмотрим диаграмму Сг'дам-г* Focoo (рис. 9), которая часто используется для определения степени плавления мантийных гипербазитов. Согласно этой диаграмме, степень плавления оспин-скнх гипербазитов варьирует от ~ 30 % до ~ 50 % и более, выходя за установленные пределы. Очевидно, что при степени плавления порядка 40 % и более в рестите не должно остаться не только клинопироксена, который исчезает при = 20 - 22 % степени плавления (Jaques, Green, 1980; Pearce et. al., 2000), но и ортопироксена, однако гарцбургнты — это наиболее распространённый тип пород.

Кроме того, показано (Базылев, Силантьев, 2000), что изменение степени плавления даже на первые проценты, происходит на расстоянии в несколько километров. Из этого следует, что в пределах одного массива, даже такого крупного как Оспинский, вариации в степени плавления не должны превышать первых процентов. Таким образом, наиболее реалистичными следует считать минимальные значения степени плавления » 30 %, соответствующие хромнстости порядка 60 %, Этой величине будут соответствовать и хром-шпинелиды с более высокой хромистостью — 70 и 80 %, в которых, как показано выше, высокая хромистость обусловлена интенсивными пластическими деформациями. Иначе говоря, хромшпинелиды с Cr* 70 % имеют значительную долю (порядка 15 - 20 %) «деформационной добавки». Не учёт этого

фактора приводит к завышению степени плавления на 10 — 12 % и более, вплоть до нереалистичных значений.

Рис, 9. Диаграмма хромистость шпинели (Сг') — магиезиаяъпостъ оливина (Го, %) для респштовых гипербазатов.

1 — область составов сосуществующих шпинелей и оливинов из дунитов и гарцбур-гитов Шаманского массива, 2 — то же, из клинотроксенсодержащих гарцбургитов; S — дуниты а гарцбургиты Оспинского массива; 4 — гипербазиты массива Улан-Саръдаг; 5 — степень плавления (Pearce et al., 2000). Область мантийных составов по (Arai, 1994); затененные поля - область составов сосуществующих Ot и Chr различных геодинамических обстановок по (Pearce et al., 2000).

Труднее оценить влияние на состав минералов взаимодействия порода/расплав. В настоящее время многими исследователями (Kelemen, 1990; Bodinier et al„ 1991; Godard et al., 1995; Suhr, 1999) разделяется точка зрения, согласно которой дунитовые «прослои» среди гарцбургнтов представляют собой своеобразные магмопроводникн, т.е. зоны наиболее интенсивной фильтрации расплавов, соответственно их состав определяется реакцией 01 + Орх + (Chr) + расплав —> 01 + Chr. Следовательно, в дунитах оливин и хром шпинель унаследованы от гарцбургнтов, в связи с чем возникает вопрос - что происходит с этими минералами в результате взаимодействия гарцбургит - расплав?

Для ответа на этот вопрос сравним составы одноимённых минералов ду-нитов и гарцбургнтов, исключив при этом влияние деформационных процессов, т.е. используя образцы с протогранулярным типом микроструктуры. В гарцбургитах (п=7) содержание Fo компонента в оливине варьирует от 89.72 до 91.09 % (Роср4д=90.62 %), в дунитах (п=4) - 91.12-91.91 (Fo^-91.67 %), т.е. магнезиальность оливина немного возрастает.

Используем аналогичный подход для хромшпинелидов (рис. 10). Ареалы фигуративных точек состава хромшпинелей в значительной мере перекрываются, однако в целом, хромшпинели из гарцбургнтов более хромистые и менее магнезиальные, а отношение Fe3+/(Fe3+ + Mg) в них выше, чем в хром-шпинелидах из дунитов. Следует подчеркнуть, что, несмотря на достаточно широкий «разброс» фигуративных точек на графиках, так называемые «выпадающие» замеры с точки зрения математической статистики (Граменнцкий и др., 2000) принадлежат рассматриваемой выборке и не должны отбрасываться при расчете средних составов и дисперсии.

50 53 61 45 7» 75 »в 50 55 60 *5 7в 75 80

Сг/(Сг+А1)*100*/» Сг/(Сг+А1)* 100%

Рис. 10. Соотношение Сг" Ре"' в хроммпинелидах из дунитов и гарцбурги-

тов с протогранулярной микроструктурой.

Средний состой хромшпинелидов из гарцбургитое -1, дунитов—2.

В целом, различия состава оливинов (Ро) и хромшпинелидов (Сг\ Ре'") из дунитов и гарцбургитов с протогранулярной структурой невелики, в связи с чем, возникает вопрос о значимости этих различий. Проведенный статиста-чес кий анализ (табл. 2) показывает, что сравниваемые параметры значимо не различаются (р- уровень ™ 0.063 и 0.059), однако тенденция изменения состава в сторону уменьшения Сг* хромитинелей и возрастание магнезиальности оливина проявлена достаточно отчетливо.

Таблица 2, Определение статистической значимости изменений Ро(01) н Сг'(СЬг), обусловленных взаимодействием расплав/порода

Сравниваемы с параметры Среднее (гарцбургиты) Среднее (дуннты) Р- уромиь

Ро(01) в гарцбургнтах / Ро(01) в дунн-тах 90.62 91.67 0.0627

Сг'(СЬг) в гарцбургитах / СгХСЬг) в дунитах 68.27 64.33 0.0595

Примечание см. табл. 1,

Таким образом, приведённые выше количественные оценки изменения рассматриваемых параметров показывают, что «деформационная составляющая» в несколько раз превосходит эффект, связанный с взаимодействием порода — расплав.

Подвода итог можно констатировать, что, безусловно, наиболее значимым фактором, определяющим модальный состав реститовых гипербазитов и состав слагающих их минералов, является степень плавления мантийного протолита. Деформационные преобразования не отражаются на валовом со-

ставе пород, но приводил- к существенному перераспределению компонентов в оливине и хромшпинели. Реакционное взаимодействие расплава с гарцбур-гитом, наоборот, ведёт к существенному изменению валового состава пород — образуются дуниты, но в значительно меньшей степени оказывает влияние на состав оливина и хромшпинели. Все эти процессы по (ути дела дополняют друг друга, а иногда идут и в противоположном направлении, что необходимо учитывать при петрологических исследованиях реститовых гипербазн-тов.

Заключение

Диссертационная работа основана на комплексном геолого-петрографическом и минералого-геохимическом изучении одного из крупнейших на юге Сибири Ос пинского гипербазитового массива. На основании полученных данных можно сделать следующие выводы:

• Оспинский массив представляет собой деформированный и эродированный тектонический покров, «подстилающийся» мощной зоной серпентнни-тового меланжа, в котором встречаются не только блоки массивных апогарц-бургитовых серпентинитов, но и фрагменты пород кумулятивного комплекса;

• геологические, петрографические и геохимические данные свидетельствуют о реститовой природе гипербазитов Оспинского массива и соседнего небольшого Улан-Сарьдагского массива;

• установлены признаки (геологическое строение, состав одноименных минералов, геохимические особенности), отличающие реститовые гипербаэиты от ультрамафитовых кумулатов;

• выявлена зависимость состава породообразующих и акцессорных минералов реститовых гипербазитов от степени парциального плавлений, интенсивности пластических деформаций, взаимодействия расплав/порода. Оценен вклад каждого из них в конечный (наблюдаемый) состав минералов гипербазитов метапер идотитового комплекса офиолитов;

• наиболее значимым фактором, определяющим модальный состав реститовых гипербазитов и состав слагающих их минералов, является степень плавления мантийного протолита. Деформационные преобразования не отражаются на валовом составе пород, но приводят к существенному перераспределению компонентов в оливине и хромшпинели. Реакционное взаимодействие расплава с гарцбургитом, наоборот, ведёт к существенному изменению валового состава пород - образуются дуниты, но в значительно меньшей степени оказывает влияние на состав оливина и хромшпинели.

Список опубликованных работ по теме диссертации:

1. Анциферова Т.Н. Особенности состава породообразующих и акцессорных минералов Оспинского массива (Восточный Саян) // Проблемы геологии и освоения недр: Матер. Ш междунар. научи, симпозиума. Томск, 1999. С.56-57.

2. Анциферова Т.Н. Типоморфизм хромшпинелидов Оспинско-Кнтойского

массива (Восточный Саян) // Матер. XVQ1 всероссийской молодёжной конференции по геологии и геодинамике Евразии: Тез. докл. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1999.88с.

3. Орсоев Д.А., Миронов А.Г., Анциферова Т.Н., Кислое Е.В. Реконструкция палеогеоди намич ескнх обстановок формирования гипербазитов Ос-пинско-КитоЙского массива по минералогическим данным // Матер, научи. конф. Петрозаводск, 1999. С.109-110.

4. Анциферова Т.Н. Особенности вещественного состава гипербазитов Ос-пинского массива (Восточный Саян) // Проблемы геологии и освоения недр: Матер. IV междунар. науч. симпозиума. Томск, 2000. С.140-141.

5. Анциферова Т.Н. Пластические деформации, как фактор, определяющий состав акцессорных хромшпинелидов гипербазитов (на примере Оспин-ского массива) // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып.2. Матер, научн. конф. Томск: ЦНТИ, 2001. С.282-287.

6. Анциферова Т.Н. Минералогические характеристики гипербазитов офиолитовых комплексов Восточного Саяна // Вестник Томского государственного университета. Серия Науки о Земле (геология, география, метеорология, геодезия). № 3. Т.1П. Томск, 2003. СЛ36-140.

7. Анциферова Т.Н. Петрология гипербазитов Лльчирского гипербазитово-го комплекса (Восточный Саян) // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 5. Материалы научной конференции. Томск. 2005. С.15-20.

8. Анциферова Т.Н. Влияние пластических деформаций и взаимодействия расплав/порода на состав минералов мантийных гипербазитов // Вестник Бурятского университета. Серия 3. География, геология. Вып. 7. - Улан-Уде: Изд-во Бурятского госуниверситета, 2006. С.52-64,

9. Antsiferova Т. Factors controlling composition of accessory chrome-spinels of ultrabasic rocks: an example from the Ospinsky massif // The Deep Earth: Theory, Experiment and Observation. Research conference, 1999, Italy, Abstracts. P.55.

10. Antsiferova T. Serpentinization of ultrabasites of ophiolitic complex: an example from the Ospinsky massif // Geochemistry of Crustal Fluids. Research conference. 2000, Spain. Abstracts. P.37.

11. Antsiferova T. Mineralogtcal peculiarities of the ophiolite ultrabasites of the Sayano-Baikal folded area // Hie Deep Earth: Theory, Experiment and Observation. Research conference. 2001, Portugal. Abstracts. P.47.

12. Antsiferova T.N. Plastic deformation's role in change of accessory chrome-spinels composition // Mineralogy for the New Millennium. 18th General meeting of the international mineralógica! association. 2002, Scotland. Abstracts. P.2I9.

13. Antsiferova T.N. Secondary transformations of rocks during interaction with fluid components // Geochemistry of Crustal Fluids, Research conference.

2002, Austria. Abstracts. P.14-19. 14. Antsiferova T. Mineralogical characteristics of mantle peridotites. // The Deep Earth: Theory, Experiment and Observation. Research conference. 2003, Italy. Abstracts. P.9.

Подписано в печать 10.11.2006 г. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Усл. п. л: 1,8. Тираж 100, Заказ № 111.

Отпечатано в типографии Изд-ва БНЦ СО РАН 670042 г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, б.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Анциферова, Татьяна Николаевна

СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ.

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1. СОСТОЯНИЕ ИССЛЕДОВАНИЙ В ОБЛАСТИ ПЕТРОЛОГИИ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ФОРМИРОВАНИЯ МАНТИЙНЫХ ГИПЕРБАЗИТОВ

1.1. Офиолиты - основные положения (строение, состав, петрогене-зис).9

1.2. Очерк истории геологических исследований в юго-восточной части Восточного Саяна.17

Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО САЯНА

2.1. Тектоническое районирование.26

2.2. Геологическое строение Оспинского гипербазитового массива.40

2.3. Геологическое строение массива Улан-Сарьдаг.50

Глава 3. ПЕТРОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

3.1. Деформационные микроструктуры.54

3.2. Реститовые гипербазиты.65

3.3. Ультрамафит-мафитовые кумулаты.74

Глава 4. ОСОБЕННОСТИ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА МЕТАПЕ-РИДОТИТОВ ОФИОЛИТОВОГО КОМПЛЕКСА

4.1. Минералогия.77

4.2. Петро-геохимические особенности пород.112

4.3. Фугитивность, оценка Р-Т равновесий.128

Глава 5. ФАКТОРЫ, КОНТРОЛИРУЮЩИЕ СОСТАВ МИНЕРАЛОВ.134

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петролого-минералогические особенности гипербазитов Оспинского массива"

Актуальность исследования. Согласно теории тектоники литосфер-ных плит метаперидотиты офиолитовых комплексов представляют собой тектонически выведенные на поверхность фрагменты океанической верхней мантии, испытавшей один или несколько этапов частичного плавления. Конечный (наблюдаемый) состав реститовых гипербазитов офиолитов и слагающих их минералов определяется исходным составом океанической верхней мантии, степенью её плавления, а также процессами взаимодействия расплавов и/или флюидов с окружающими мантийными породами в процессе их (расплавов, флюидов) транспортировки из области генерации в верхние горизонты коры или на поверхность. Динамические напряжения, связанные с движением литосферных плит или перемещением крупных литосферных блоков, сопровождаются пластическим течением гипербазитов, петрографическим свидетельством которого являются деформационные микроструктуры, повсеместно развитые в породах рестито-вого комплекса офиолитов. На уровне макрокомпонентного состава пород этот процесс имеет в целом изохимический характер, однако состав породообразующих (оливин) и акцессорных (хромшпинель) минералов претерпевает изменения, направленность и масштаб которых во многом не ясны. Вместе с тем, роль каждого из перечисленных факторов, в формировании конечного состава минералов, как правило, не оценивается, что делает дальнейшие петрологические построения и геодинамические реконструкции, в значительной мере, неопределёнными.

Для достижения указанной цели решались следующие задачи: 1. Изучить геологическое строение, петрографические и минералого-геохимические особенности гипербазитов Оспинского массива (юго-восточная часть Восточного Саяна).

4. Оценить P-T-f02 параметры минеральных равновесий гипербазитов и установить определяющие их факторы.

5. Выявить иерархию процессов, влияющих на состав породообразующих и акцессорных минералов реститовых гипербазитов офиолитов.

Фактический материал и методы исследования.

Работа основана на результатах изучения гипербазитов Оспинского массива и массива Улан-Сарьдаг (Восточный Саян). В сопоставительных целях использованы литературные данные по гипербазитам Байкало-Муйского пояса (Цыганков, 2005) и некоторым наиболее детально изученным офиоли-товым комплексам Мира.

Полевое изучение гипербазитовых массивов Восточного Саяна проводилось автором совместно с сотрудниками лабораторий магматического ру-дообразования ГИН СО РАН в 1996 и 1998 годах и в составе лаборатории петро- и рудогенеза во время полевых работ 2000 года. Часть образцов, использованных в работе, любезно предоставлены Т.Т. Врублевской и Д.А. Ор-соевым.

Общий химический анализ пород (120 проб) был проведен методом «мокрой» химии и сопровождался рентген-флюоресцентным (Си, Rb, Ва, Sr, Zr, Nb, Y, Ni) и атомно-абсорбционным (Cr, Co, V) определением элементов-примесей. Химический состав минералов определён на модернизированном микроанализаторе МАР-3 (более 300 определений). Выше указанные аналитические работы проведены в ГИН СО РАН. Анализ редкоземельных элементов выполнен нейтронно-активационным методом в Аналитическом центре ГИН РАН (ООО "ЭКО-ДАЙН"), г.Москва, а также ICP-MS методом в ИПТМ РАН, П.Черноголовка и в Институте геохимии СО РАН, г.Иркутск всего 7 определений). Петрографическая характеристика пород основана на результатах изучения около 250 прозрачных шлифов, 15 полированных пластин и шлифов. При петрографических исследованиях особое внимание уделено идентификации деформационных микроструктур. Обработка геохимических данных проводилась с помощью компьютерных программ Minpet 2.0, Excell, Statistica 5.0.

Защищаемые положения:

1. Пластические деформации оливина мантийных гипербазитов сопровождаются возрастанием его магнезиальности (Fo) на 2 - 3 %; при этом в хромшпинелидах уменьшается содержание А1 и Mg, что приводит к существенному (0.2 - 0.3) увеличению отношения Cr/(Cr + А1).

2. Взаимодействие базальтовых расплавов с реститовыми гарцбургитами (с образованием дунитов) практически не влияет на состав оливина (мольная доля Fo увеличивается слабо) и сопровождается снижением хроми-стости (Cr - Cr/(Cr + А1) акцессорных хромшпинелидов.

3. Основным фактором, определяющим валовой состав реститовых гипербазитов офиолитов и состав слагающих их минералов, является степень парциального плавления. Пластические деформации и взаимодействие порода/расплав оказывают значительно меньшее влияние, однако их совокупный «вклад» приводит к существенному изменению состава акцессорных хромшпинелидов и в меньшей мере оливина.

Новизна и практическое значение работы.

1. Выявлена зависимость состава породообразующих и акцессорных минералов гипербазитов Оспинского массива от модального состава пород, установлены особенности состава минералов ультрамафитовых кумула-тов, отличающие их от одноимённых минералов реститовых гипербазитов.

2. Установлена зависимость состава оливина и хромшпинели реститовых гипербазитов (гарцбургитов, дунитов) от степени пластических деформаций.

3. Получены свидетельства изменения состава минералов реститового парагенезиса в результате взаимодействия с просачивающимся расплавом.

Результаты исследований, изложенные в работе, могут быть использованы для более корректной интерпретации минералогических и геохимических данных, которые, в свою очередь, важны для дальнейших геодинамических и петрогенетических реконструкций.

Апробация работы.

По теме диссертации опубликовано 14 печатных работ. Основные положения диссертации докладывались на научных совещаниях и конференциях: XVIII Всероссийской молодёжной конференции «Геология и геодинамика Евразии» (Иркутск, 1999); IV международном научном симпозиуме студентов, аспирантов и молодых ученых имени академика М.А. Усова «Проблемы геологии и освоения недр» (Томск, 2000); II ежегодной научной конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов», посвященной 80-летию со дня рождения М.П. Кортусова (Томск, 2001); V Всероссийской петрографической конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов» (Томск, 2005); на международной конференции «Ульт-рамафит-мафитовые комплексы складчатых областей докембрия» (Энхалук, Бурятия, 2005); на международных конференциях «The Deep Earth: Theory, Experiment and Observation» Италия (1999 и 2003) и Португалия (2001); «Geochemistry of Crustal Fluids: Fluids in the Crust and Chemical Fluxes at the Earth's Surface», Испания (2000) и Австрия (2002), а также на ежегодных научных конференциях Геологического института СО РАН, г. Улан-Удэ.

Объём и структура работы.

Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы. Общий объем работы - 181 машинописных страниц, в том числе 47 рисунков, 12 таблиц. Список литературы состоит из 269 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Анциферова, Татьяна Николаевна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Диссертационная работа основана на комплексном геолого-петрографическом и минералого-геохимическом изучении одного из крупнейших на юге Сибири Оспинского гипербазитового массива. На основании полученных данных можно сделать следующие выводы:

• Оспинский массив представляет собой деформированный и эродированный тектонический покров, «подстилающийся» мощной зоной серпенти-нитового меланжа, в котором встречаются не только блоки массивных апо-гарцбургитовых серпентинитов, но и фрагменты пород кумулятивного комплекса;

• установлены признаки (геологическое строение, состав одноименных минералов, геохимические особенности), отличающие реститовые гипербазиты от ультрамафитовых кумулатов;

• выявлена зависимость состава породообразующих и акцессорных минералов реститовых гипербазитов от степени парциального плавлений, интенсивности пластических деформаций, взаимодействия расплав/порода. Оценен вклад каждого из них в конечный (наблюдаемый) состав минералов гипербазитов метаперидотитового комплекса офиолитов;

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Анциферова, Татьяна Николаевна, Улан-Удэ

1. Авдонцев Н.А. Гранитоиды Гарганской глыбы. JL: Наука, 1967. 99 с.

2. Ажгирей Г.Д. Структурная геология. М.: МГУ, 1956. 494 с.

3. Актанов В.И., Доронина Н.А., Посохов В.Ф. и др. К вопросу о структуре и возрасте Гарганской глыбы (Восточный Саян) // Структурный анализ кристаллических комплексов. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1991. С. 89-90.

4. Альпинотипные гипербазиты Анадырско-Корякской складчатой системы. Г.В. Пинус, В.В. Белинский, Ф.П. Леснов и др. Новосибирск: Наука, 1973. 320 с.

5. Альпинотипные гипербазиты Урала. Свердловск, 1985. 66 с.

6. Арсентьев В.П. Краткий очерк тектоники ЮВ части Восточного Саяна. // Тр. Бурят, компл. НИИ СО АН СССР. Сер. геол.-геогр. Улан-Удэ, 1960. Вып. 2. С. 39-50.

7. Арсентьев В .П., Волколаков Ф.К. Протерозойские и кембрийские отложения Восточного Саяна. // Геология СССР. Т. XXXV Бурятская АССР, ч. 1. М.: Недра, 1964. С. 69-88, 135-147.

8. Базылев Б.А., Силантьев С.А. Геодинамическая интерпретация субсо-лидусной перекристаллизации мантийных шпинелевых перидотитов: 1. Сре-динно-океанические хребты // Петрология. 2000. Т.8. №3. С. 227-240.

9. Базылев Б.А., Силантьев С.А. Геодинамическая интерпретация субсо-лидусной перекристаллизации мантийных шпинелевых перидотитов: 2. Офиолиты и ксенолиты // Петрология. 2000а. Т.8. №4. С. 347-369.

10. Беличенко В.Г., Скляров Е.В., Добрецов Н.Л. и др. Геодинамическая карта Палеоазиатского океана. Восточный сегмент // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 7-8. С. 29-41.

11. Белов И.В., Богидаева М.Ф. Формация ультраосновных пород восточной части Восточного Саяна и Прибайкалья. // Петрография СССР. Из-во АН СССР. 1962. Т.2.

12. Белостоцкий И.И., Зоненшайн Л.П., Красильников Б.Н. и др. Тектоническое районирование и закономерности формирования Алтае-Саянской складчатой области // Бюл. МОИГТ. Отд. геол. 1959. Т. 24. Вып.6. С. 3-22.

13. Белоусов В.В. Геотектоника. -М.: Изд-во МГУ, 1976. 334 с.

14. Боос Р.Г. Палеозой Тункинских гольцов Восточного Саяна. Автореф. дисс. канд. г.-м. наук. Иркутск. 1988. 23 с.

15. Бутов Ю.П. Находки палеозойской фауны в окинской свите (Восточный Саян) // Докл. АН СССР. 1980. Т. 252. №1. С. 167-170.

16. Бутов Ю.П. Некоторые проблемы домезозойской стратиграфии Саяно-Байкальской горной области. Статья 2. Новые данные о возрасте домезозой-ских толщ // Бюл. МОИП, отд. геол., 1986. Т.61. Вып. 2. С. 91-104.

17. Бутов Ю.П. Палеозойские осадочные отложения Саяно-Байкальской горной области (проблемы стратиграфии, характерные формации, рудоносность). Улан-Удэ: БНЦ СО РАН, 1996. 151 с.

18. Бутов Ю.П., Долматов Б.А. Находки кембрийской фауны в юго-восточной части Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1977. №10. С. 128-132.

19. Бутов Ю.П., Долматов Б.А., Воронцова Г.А. К стратиграфии верхнего докембрия-кембрия Восточного Саяна // Сов. Геология, 1979. № 6. С. 44-56.

20. Бутов Ю.П., Занвилевич А.Н., Литвиновский Б.А. Проблема байка-лид в свете новых данных по стратиграфии и магматизму центральной части Байкальской горной области // Геотектоника. 1974. № 2. С. 60-71.

21. Бутов Ю.П., Кокунин В.В. Новые данные о фосфоритоносности позднего докембрия Восточного Саяна // Сов. геология. 1980. № 2. С. 53-59.

22. Буякайте М.И., Кузьмичев А.Б., Соколов Д.Д. 718 млн лет Rb-Sr -эррохрона сархойской серии Восточного Саяна // Докл. АН СССР. 1989. Т. 309. № 1.С. 150-154.

23. Ваганов В.И., Соколов С.В. Термобарометрия ультраосновных параге-незисов. -М.: Недра, 1988. 149 с.

24. Варлаков А.С. Рифтогенные доэвгеосинклинальные офиолиты в допалеозойской истории Урала // Эволюция офиолитовых комплексов. Свердловск, 1981. С. 34-49.

25. Белинский В.В. О возможной природе альпинотипных гипербазитов литосферы // Геология и геофизика. 1987. № 12. С. 3-11.

26. Белинский В.В., Банников О.Л. Оливины альпинотипных гипербазитов. Новосибирск: Наука, 1986. 102 с.

27. Велинский В.В., Вартанова Н.С. Эволюция офиолитовых комплексов Тувы // Эволюция офиолитовых комплексов. Свердловск, 1981. С. 37-39.

28. Велинский В.В., Щербакова М.Я., Банников О.Л. и др. Структурная неоднородность оливинов в альпинотипных гипербазитах (по данным ЭПР) // Петрология гипербазитов и базитов Сибири, Дальнего Востока и Монголии. -Новосибирск: Наука, 1980. С. 98-103.

29. Верной Р.Х. Метаморфические процессы. М.: Недра, 1980. 226 с.

30. Волколаков Ф.К. К стратиграфии нижнепалеозойских отложений юго-восточной части Восточного Саяна. // Тр. Бурят, компл. НИИ СО АН СССР, сер. геол.-геогр., Улан-Удэ, 1960. Вып. 2. С. 19-38.

31. Высоцкий С.В. Офиолитовые ассоциации островодужных систем Тихого океана. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 196 с.

32. Галимов Э.М., Миронов А.Г., Жмодик С.М. Природа углеродизации высокоуглеродизированных пород Восточного Саяна // Геохимия. 2000. № 4. С. 355-360.

33. Галимов Э.М., Миронов А.Г., Ширяев А.А. Происхождение углерода в алмазоносных углеродизированных гипербазитах Восточного Саяна // Доклады РАН. 1998. Т.363. № 6. С. 808-810.

34. Геология и метаморфизм Восточного Саяна. Н: Наука, 1988. 192 с.

35. Геология и рудоносность Восточного Саяна. Н: Наука, 1989. 126 с.

36. Глазунов О.М. Геохимия и рудоносность габброидов и гипербазитов. -Новосибирск: Наука, 1981. 192 с.

37. Гокоев А.Г. Некоторые месторождения хризотил-асбеста в Змеевиковом поясе Китойских гольцов (Восточные Саяны) // Известия Всесоюзного геол. об-ва. M.-JL, 51, 1932. Вып. 10.

38. Гоникберг В.Е. Позднедокембрийские базальтоиды Агардагской шовной зоны (Тува) и геодинамическая обстановка их накопления // Изв. вузов. Геология и разведка. 1988. № 7. С. 9-17.

39. Гончаренко А.И. О парагенезисах минералов, образующихся при сер-пентинизации ультраосновных пород массива горы Бархатной (Кузнецкий Алатау) // Вопросы минерал, и петрографии Западной Сибири. Томск, 1966. С. 31-36.

40. Гончаренко А.И. Пластические деформации гипербазитов и их петро-генетическое значение // Сов. геол., 1976. № 12. С. 75-86.

41. Гончаренко А.И. Складчатые деформации альпинотипных гипербазитов юга Сибири // Докл. АН СССР. 1977. Т. 235. №2. С. 413-434.

42. Гончаренко А.И. Петрология и петроструктурная эволюция альпинотипных гипербазитов: Дисс. докт. геол.-минерал. наук. Томск, 1985. 366 с.

43. Гончаренко А.И. Деформация и петроструктурная эволюция альпинотипных гипербазитов. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1989. 404 с.

44. Гончаренко А.И., Бетхер О.В. Оливин-хромитовые равновесия и их связь со степенью пластической деформации гипербазитов // Гипербазито-вые ассоциации складчатых областей. Вып. 4. Минералогия, геохимия. Новосибирск, 1987. С. 19-29.

45. Гончаренко А.И., Чернышов А.И. Деформационная структура и петрология нефритоносных гипербазитов. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1990. 200 с.

46. Гончаренко А.И., Чернышов А.И., Возная А.А. Офиолиты Западной Тувы (строение, состав, петроструктурная эволюция). Томск, 1994. 125 с.

47. Гончаренко А.И., Чернышов А.И., Резниченко Л.Г. Структура, состав и петроструктурная эволюция пород зоны серпентинитового меланжа офиолитов Центрального Казахстана. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1993. 86 с.

48. Граменицкий Е.Н., Котельников А.Р., Батанова A.M. и др. Экспериментальная и техническая петрология. М.: Научный мир, 2000. - 416 с.

49. Грин Д.Х., Рингвуд А.Э. Происхождение базальтовых магм // Петрология верхней мантии. М., 1968. С. 132-227.

50. Дамдинов Б.Б, Очиров Ю.Ч. Минералогия платиноидов из россыпей Бурятии, их возможные коренные источники // Матер, науч. конф.: Проблемы геологии и геохимии юга Сибири. Томск: Томский гос. ун-т. 2000. С. 154.

51. Джексон Е.Д. Вариации химического состава сосуществующих хромита и оливина в хромитовых зонах комплекса Стиллуотер // Магматические рудные месторождения. М., 1973. С 43-66.

52. Диденко А.Н., Моссаковский А.А., Печерский Д.М., и др. Геодинамика палеозойских океанов Центральной Азии // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. №7-8. С. 59-75.

53. Дмитренко Г.Г., Мочалов А.Г., Паланджян С.А. и др. Химические составы породообразующих и акцессорных минералов альпинотипных ультрамафитов Корякского нагорья. 4.1. Породообразующие минералы: Препринт. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1985.

54. Добрецов Н.Л. Возможная модель магматического процесса // Геология и геофизика. 1974. № 5. С. 130-138.

55. Добрецов Н.Л. Глаукофановый метаморфизм и три типа офиолитовых комплексов // Докл. АН СССР. 1974а. Т. 216. № 6. С. 1383-1386.

56. Добрецов Н.Л. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск.: Наука, 1980. 200 с.

57. Добрецов Н.Л. Глобальные петрологические процессы. М.: Недра, 1981.236 с.

58. Добрецов Н.Л. О покровной тектонике Восточного Саяна // Геотектоника. 1985а. № 1.С. 39-50.

59. Добрецов Н.Л., Карсаков Л.П., Скляров Е.В. Глаукофансланцевыепояса Южной Сибири и Приамурья // Геология и геофизика. 1988.№ 1. С. 3-11.

60. Добрецов H.JL, Конников Э.Г., Медведев В.Н. и др. Офиолиты и оли-стостромы Восточного Саяна // Рифейско-нижнепалеозойские офиолиты Северной Евразии. -Новосибирск: Наука, 1985. С. 34-58.

61. Добрецов H.JL, Конников Э.Г., Скляров Е.В. и др. Марианит бони-нитовая серия в офиолитах Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1986. № 12. С. 29-35.

62. Добрецов H.JL, Кочкин Ю.Н., Кривенко А.П. и др. Породообразующие пироксены. М.: Наука, 1971. 372 с.

63. Донская Т.В., Скляров Е.В., Васильев Е.П. и др. Шутулхайский комплекс метаморфического ядра (Восточный Саян) // РФФИ в Сибирском регионе (Земная кора и верхняя мантия). Т. 2. Иркутск: ИЗК СО РАН. 1995. С. 34-36.

64. Елисеев Н.А. Основы структурной геологии. Л.: Наука, 1967. 258 с.

65. Ефимов А.А. Габбро-гипербазитовые комплексы Урала и проблема офиолитов. -М.: Наука, 1984. 232 с.

66. Жмодик С.М., Агафонов JI.B., Миронов А.Г. и др. Уникальная плати-нометальная и Ni-минерализация в офиолитах Оспино-Китойского района (Восточный Саян) //Докл. РАН. 2000. Т. 373. № 1. С. 73-77.

67. Жмодик С.М., Миронов А.Г., Агафонов JI.B. и др. Необычная Pt, Pd, Au минерализация в углеродизированных гипербазитах Восточного Саяна // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 2. С. 228-243.

68. Зайцев Н.С. Особенности тектонического строения Саяно-Алтайской складчатой области // Складчатые области Евразии. М.: Наука, 1964. С.173-185.

69. Замалетдинов Р.С., Геолого-геохимические особенности месторождений нефрита Восточного Саяна, критерии нефритоносности и рациональная последовательность поисков и оценки месторождений нефрита: Дис.канд.геол.-минерал. наук. Иркутск, 1981. 275 с.

70. Замалетдинов Р.С., Якшин И.С. Геологические особенности и условия формирования Восточно-Сибирских месторождений нефрита // Разведка и охрана недр. 1971. №8. С. 15-17.

71. Зимин С.С. Парагенезисы офиолитов и верхняя мантия. М.: Наука, 1973.251 с.

72. Зимин С.С., Грановский А.Г., Юсим Э.И. Парагенезисы офиолитов, палеомантия и металлогения. -М.: Наука, 1983. 136 с.

73. Зоненшайн Л.П. Тектоника складчатых областей Центральной Азии (к закономерностям строения геосинклинальных областей) // Геотектоника. 1967. №6. С. 49-69.

74. Зоненшайн Л.П. Связь геосинклинальных областей с зонами подвига литосферных плит // Океанология. Геофизика океана: В 2 т. М., 1979. - Т. 2: Геодинамика. С. 280-293.

75. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Томуртогоо О. и др. Офиолиты Западной Монголии // Рифейско-нижнепалеозойские офиолиты Северной Евразии. Новосибирск, 1985. С. 7-19.

76. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Турутанов Е.Х. и др. Байкало-Монгольский трансект // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 7-8. С. 94-110.

77. Иванов С.Н. Офиолиты на сиалической коре // Эволюция офиолитовых комплексов. Свердловск, 1981. С. 72-78.

78. Ильин А.В. О Тувино-Монгольском массиве // Материалы по региональной геологии Африки и Азии. М., Тр. НИИЗарубежгеология. Вып.22, 1971. С 67-71.

79. Исаков В.И., Рогачёв A.M. Реконструкции геодинамических режимов в юго-восточной части Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1990. № 6. С. 19-28.

80. Катюха Ю.П., Рогачев A.M. О возрасте мангатгольской, дабанжалгинской свит и окинской серии Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1983. №5. С. 68-78.

81. Кепежинскас К.Б., Кепежинскас В.В., Зайцев Н.С. Эволюция земной коры Монголии в докембрии кембрии. - М.: Наука, 1987. 168 с.

82. Классен-Неклюдова М.В. Механическое двойникование кристаллов. -М.: 1960. 264 с.

83. Книппер A.JL, Шараськин А.Я. Савельева Г.Н. Геодинамические обстановки формирования офиолитовых разрезов разного типа // Геотектоника. 2001. №4. с. 3-21.

84. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Коваленко В.И. и др. Возраст постколлизионного магматизма ранних каледонид Центральной Азии (на примере Тувы) // Докл. РАН. 1998.Т. 360. № 4. С. 514-517.

85. Колесник Ю.Н. Нефриты Сибири. Новосибирск: Наука, 1965. 150 с.

86. Колман Р.Г. Офиолиты. -М.: Мир, 1979. 261 с.

87. Континентальные рифты. -М.: Мир, 1981. 483 с.

88. Кузнецов П.П., Симонов В.А. Офиолитогенез в рифтовых зонах // Структурные элементы земной коры и их эволюция. Новосибирск, 1983. С. 99-109.

89. Кузнецов П.П., Симонов В.А. Офиолиты и рифты. Новосибирск.: Наука, 1988. 150 с.

90. Кузьмичёв А.Б. Сархойская серия стратотипической местности (стратиграфия, структурное положение, возраст) // Поздний докембрий и ранний палеозой Сибири. Вопросы региональной стратиграфии. Новосибирск: Ин-т геол. и геоф, 1990. С. 104-123.

91. Кузьмичёв А.Б. Рифейские офиолиты Китайских гольцов: структурное положение и возраст обдукции // Изв. вузов. Геология и разведка. 1996. № 3. С. 11-25.

92. Кузьмичёв А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. М.: Пробел-2000, 2004. 192с.

93. Кузьмичёв А.Б., Журавлев Д.З., Бибиков Е.В. и др. Верхнерифейские (790 млн лет) гранитоиды в Тувино-Монгольском массиве: свидетельство раннебайкальского орогенеза // Геология и геофизика. 2000. Т. 41. № 10. С. 1379-1383.

94. Леснов Ф.П. Структурно-генетические взаимоотношения гипербазитов и габброидов в офиолитовых поясах Монголии // Вопросы магматизма и металлогении МНР. Новосибирск, 1981. С. 62-71.

95. Леснов Ф.П. Петрохимия полигенных базит-гипербазитовых плутонов складчатых областей. Новосибирск: Наука, 1986. 136 с.

96. Леснов Ф.П., Гора М.П. Геохимия редкоземельных элементов в сосуществующих пироксенах разнотипных мафит-ультрамафитовых пород // Геохимия. 1998. № 9. С. 899-018.

97. Летников A.M., Некрасов И.Я., Октябрьский Р.А. и др. Оливины гипербазитов Кондерского массива // Минералогический журнал. 1993. № 3. С. 3-15.

98. Летников Ф.А., Савельева В.Б., Аникина Ю.В. и др. Высокоуглеродистые тектониты новый тип концентрирования золота и платины // Докл. РАН. 1996. Т.347. №6. С. 795-798.

99. Летников Ф.А., Секерин А.Н. Особенности состава и генезиса нефритов Саяно-Байкальской горной области // Минералогия и генезис цветных камней Восточной Сибири. Новосибирск: Наука. 1983 С. 96-103.

100. Летникова Е.Ф., Гелетий Н.К. Геохимические особенности карбона-тонакопления чехла Гарганской глыбы (юго-восточная часть Восточного Саяна) // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 10. С. 1614-1619.

101. Лодочников В.Н. Серпентины и серпентиниты Ильчирские и другие // Труды ЦНИГРИ. Вып. 38. 1936.

102. Лодочников В.Н. Петрология Ильчирско-Мондинского района // Труды Вост. Сиб. геол. упр. Вып. 28.1941.

103. Львов А.В. О геологических исследованиях в Тункинских и Китойских Альпах // Советская Азия, М., 1930. № 3-4. С. 5-6.

104. Лященко О.В. Новые данные о строении Восточно-Саянского гиперба-зитового комплекса//Геотектоника. 1979. № 4. С. 33-44.

105. Лященко О.В. Сравнительная тектоника Куртушибинского и Восточно-Саянского офиолитовых поясов (Алтае-Саянская складчатая область). Автореф. дисс. канд. г.-м. наук. М., 1988. 24 с.

106. Магматические горные породы // Под редакцией О.А. Богатикова. -М.: Наука, 1988. Т. 5. 509 с.

107. Максвелл Дж. К. Офиолиты: древняя океаническая кора или глубинный диапир? // Офиолиты в земной коре. М., 1973. С. 11-13.

108. Малахов И.А. Петрохимия главных формационных типов ультрабази-тов. -М.: Наука, 1983. 207 с.

109. Маракушев А.А. Вопросы рудоносности гипербазитов // Генезис ору-денения в базитах и гипербазитах. Свердловск, 1979. С. 3-23.

110. Маракушев А.А. Проблема происхождения дунитов // Изв. вузов. Геология и разведка. 1987. № 7. С. 21-35.

111. Марков М.С., Некрасов Г.Е. Офиолиты рифтовых зон древней континентальной коры (хребет Пекульней, Чукотка) // Тектоническое развитиеземной коры и разломы. М., 1979. С. 81-92.

112. Марков М.С., Некрасов Г.Е., Хотин М.Ю. и др. Особенности петро-химии офиолитов и некоторые проблемы их генезиса // Геотектоника. 1977. №6. С. 15-31.

113. Мехоношин А.С., Богнибов В.И., Ломоносова Е.И. Редкоземельные элементы и петрогенезис ультрабазит-базитовых массивов юга Сибири // Геология и геофизика, 1993. № 2. С. 43-49.

114. Миронов А.Г., Жмодик С.М. Золоторудное месторождение Урик-Китойской металлогенической зоны (Восточный Саян, Россия) // Геология рудных месторождений . 1999. Т.41. №1. С. 54-69.

115. Миронов А.Г., Жмодик С.М., Очиров Ю.Ч. и др. Таинское золоторудное месторождение (Восточный Саян, Россия) редкий тип золото-порфировой формации // Геология рудных месторождений. 2001. Т.43. №5. С.395-413.

116. Митрофанов Ф.П., Никитина Л.П., Бузиков И.П. и др. Докембрий Восточного Саяна // Тр ЛАГЕД АН, СССР. Вып. 267. Л.: Наука, 1964. 329 с.

117. Молчанов И.А. Очерки по геологии Сибири. Восточный Саян. Л.: Изд-во АН СССР, 1934. 81 с.

118. Морковкина В.Ф. Петрология гипербазитов Севанского хребта. М.: Наука, 1974. 144 с.

119. Москалёва С.В. Роль метасоматоза в формировании гипербазитов складчатых областей // Проблемы петрологии гипербазитов складчатых областей. Новосибирск, 1973. С. 57-75.

120. Москалёва С.В. Гипербазиты и их хромитоносность. Л.: Недра, 1974. 279 с.

121. Москалёва В.Н., Шаталов Е.Т. Типы петрографических провинций СССР. -М.: Недра, 1974. 167 с.

122. Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Смыгин С.Г. и др. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. № 6. С. 3-33.

123. Николя А. Основы деформации горных пород. -М.: Мир, 1992. 168 с.

124. Номенклатура пироксенов //Минерал, журнал. 1989. № 5. С. 67-84.

125. Обручев С.В. Основные черты тектоники и стратиграфии Восточного Саяна П Изв. АН СССР. Серия геол., 1942. № 5-6, с. 13-24.

126. Обручев С.В. Тектоника западной Саяно-Байкальской складчатой зоны П ДАН СССР. Нов. сер. 1949.T.LXVIII. № 5. С. 905-908.

127. Орсоев Д.А., Толстых Н.Д., Кислов Е.В. Минерал состава PtCu3 из хромититов Оспино-Китойского гипербазитового массива (В. Саян) // Зап. Всеросс. минерал, о-ва. 2001. №4. С.61-71.

128. Павлов Н.В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим составом пород ультраосновных интрузивов II Тр. Ин-та геол. наук. Сер. руд. Месторождений. 1949. Вып. 103. № 3. 88 с.

129. Паланджян С.А. Типизация мантийных перидотитов по геодинамическим обстановкам формирования. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН. 1992. 104 с.

130. Пейве А.А., Савельева Г.Н., Сколотнев С.Г. и др. Строение и деформации пограничной зоны кора-мантия в разломе Вима, Центральная Атлантика // Геотектоника. 2001. № 1. С. 16-35.

131. Перфильев А.С. Формирование земной коры Уральской эвгеосинкли-нали. -М.: Наука, 1997.

132. Перчук JI.JI. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука. 1970. 320 с.

133. Перчук JI.JL, Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. -М.: Недра. 1976. 287 с.

134. Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна) / H.JI. Добрецов, А.П. Казак, Ю.Е. Молдаванцев и др. Новосибирск: Наука, 1977. 221 с.

135. Пинус Г.В., Агафонов Л.В. Леснов Ф.П. Альпинотипные гипербазиты Монголии. М.: Наука, 1984. 200 с.

136. Пинус Г.В., Колесник Ю.А. Альпинотипные гипербазиты юга Сибири. -М.: Наука, 1966. 211 с.

137. Пирс Дж. А., Липпард С. Дж., Роберте С. Особенности состава и тектоническое значение офиолитов над зоной субдукции // Геология окраинных бассейнов.-М.: Мир, 1987. С. 134-165.

138. Плаксенко А.Н. Типоморфизм акцессорных хромшпинелидов ультра-мафит-мафитовых магматических ассоциаций. Воронеж, 1989. 311 с.

139. Поляков А.И., Турков В.А., Муравьёва Н.С. и др. Физико-химические условия процессов выплавления и эволюции базальтовых магм Байкальской рифтовой зоны // Геохимия. 1985. № 1. С. 41-58.

140. Пономарёва Л.Г., Добрецов Н.Л. Ориентировка оливина гипербазито-вых массивов Борусского (Западный Саян) и Пай-Ер (Полярный Урал) // Геология и геофизика. 1965. № 5. С. 134-143.

141. Разумовский А.А. Структуры распада хромшпинелидов как критерий взаимодействия реститов с базальтовым расплавом (Войкаро-Сыньинский офиолитовый массив, Полярный Урал) // Докл. РАН. 2003. Т. 393. № 2. С. 216-219.

142. Рощектаев П.А., Катюха Ю.П., Рогачев A.M. Основные черты стратиграфии юго-восточной части Восточного Саяна // Стратиграфия позднего докембрия и раннего палеозоя Средней Сибири. Н.: ИГГиГ СО АН СССР, 1983. С. 19-43.

143. Савельев А.А., Савельева Г.Н. Пластическое течение ультрабазитов и габбро альпинотипных массивов // Тектоническая расслоенность литосферы. -М.: 1980. С. 147-171.

144. Савельева Г.Н. Габбро-гипербазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука, 1987. 246 с.

145. Савельева В.Б., Звонкова Н.Г., Аникина Ю.В. Углеродистые текто-ниты Оспинско-Китойского гипербазитового массива (Восточный Саян) // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. №5. С. 598-611.

146. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области: в 2 т. М,: Недра, 1967. Т. II: Тектоника. Магматизм. 669 с.

147. Силантьев С.А. Вариации геохимических и изотопных характеристик реститовых перидотитов вдоль простирания Срединно-Атлантического хребта, как отражение природы мантийных источников магматизма // Петрология. 2003. Т. 11. № 4. С. 339-362.

148. Симонов В.А., Ступаков С.И. Особенности палеогеодинамических об-становок формирования офиолитов Алтае-Саянской складчатой области (по данным изучения минералов из ультрабазитов) // Докл. РАН. 1996. Т. 351. № 1. С. 93-95.

149. Скляров Е.В. Петрологические индикаторы покровной тектоники // Надвиги и шарьяжи платформенных и складчатых областей Сибири и Дальнего Востока и их металлогеническое значение (тез. докл.) Иркутск. 1992. С. 53-55.

150. Скляров Е.В. Надвиговая тектоника юго-восточного Саяна // Надвиги и шарьяжи платформенных и складчатых областей Сибири и Дальнего Востока и их металлогеническое значение (тез. докл.). Иркутск. 1992а. С.51-53.

151. Скляров Е.В., Габов Н.Ф., Медведев В.Н. Офиолитовые комплексы и олистостромы Южной Сибири // Эндогенные процессы и оруденение в Забайкалье. Улан-Удэ: БНЦ СО РАН. 1986. С. 27-35.

152. Скляров Е.В., Добрецов Н.Л. Метаморфизм древних офиолитов Восточного и Западного Саяна // Геология и геофизика. 1987. № 2. С. 3-14.

153. Скляров Е.В., Медведев В.Н., Куликов А.А. и др. Структурная позиция офиолитов обрамления Гарганской глыбы // Петрология и минералогиябазитов Сибири. -М.: Наука, 1984. С. 5-10.

154. Скляров Е.В., Постников А.А. Хугейнский высокобарический пояс Северной Монголии // ДАН СССР. 1990. Т. 315. № 4. С. 950-954.

155. Скляров Е.В., Постников А.А. Надвиговая тектоника юго-восточного Саяна // Надвиги и шарьяжи платформенных и складчатых областей Сибири и Дальнего Востока и их металлогеническое значение (тез. докл.), Иркутск. 1992. С. 51-53.

156. Соболев Н.Д. Месторождения хризотил асбеста Саянской перидотито-серпентинитовой полосы. -M.-JL: Изд. АН СССР, 1934. Вып. 4. 72 с.

157. Соболев Н.Д. Материалы для геологии и петрографии Тункинских и Китайских Альп (Восточный Саян). Из-во АН СССР, 1940.

158. Соболев Н.Д. Трансформизм, магматизм ультрабазитов и хромитовое оруденение // Хромиты Урала, Казахстана, Сибири и Дальнего Востока. М., 1974. С. 9-20.

159. Спенсер Э.У. Введение в структурную геологию. Л.: Недра, 1981. 367 с.

160. Стриха В.Е., Морозов А. Е. Мезозойско-кайнозойские плутонические образования северо-востока Корякин. Благовещенск-на-Амуре: ДВО РАН, 1998.130 с.

161. Ступаков С.И. Симонов В.А. Особенности минералогии ультрабазитов критерий палеогеодинамических условий формирования офиолитов Алтае-Саянской складчатой области // Геология и геофизика. 1997. №6. С.746-755.

162. Сутурин А.Н. Новый тип месторождения нефрита в Восточном Саяне // Материалы конференции молодых научных сотрудников. Иркутск. 1968. С. 42-43.

163. Сутурин А.Н. Геохимия гипербазитов Восточного Саяна. Новосибирск: Наука, 1978. 141 с.

164. Тарасенко И. Г. Петрология ультрамафитов Парамского массива (Средне-Витимская горная страна): Дис. .канд. геол.-минерал, наук. Томск,1996. 182 с.

165. Федоровский B.C., Владимиров А.Г., Хаин Е.В. и др. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 1995. № 3. С. 3-22.

166. Федотова А.А., Хаин Е.В. История формирования покровной структуры юго-восточной части Восточного Саяна // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе (земная кора и мантия). Т. 1. Иркутск. 1995. С. 103-104.

167. Федотова А.А., Хаин Е.В. Покровное залегание Сархойского вулканогенного комплекса в структуре Восточного Саяна // Докл. РАН. 1997. Т. 355. №. 4. С. 514-519.

168. Федотова А.А., Хаин Е.В. Тектоника юга Восточного Саяна и его положение в Урало-Монгольском поясе. М.: Научный мир, 2002. Тр. ГИН РАН, Вып. 537.176 с.

169. Флоренсов Н.А. К вопросу о тектонике центральной части Восточных Саян // Тр. Иркутск, ун-та. 1941. Т.П. Вып. 1. С. 10-28.

170. Хаин Е.В. Гранито-гнейсовые купола и ультрабазит-базитовые интрузии в зонах обдукции офиолитов // Геотектоника. 1989. № 5. С. 38-51.

171. Хаин Е.В., Амелин Ю.В., Изох А.Э. Sm-Nd данные о возрасте ультра-базит-базитовых комплексов в зоне обдукции Западной Монголии // Докл. РАН. 1995. Т. 341. № 6. С. 791-796.

172. Хаин Е.В., Неймарк Л.А., Амелин Ю.В., Каледонский этап ремобили-зации докембрийского фундамента Гарганской глыбы, Восточный Саян (изотопно-геохронологические данные) // Докл. РАН. 1995а. Т. 342. №. 6. С.776-780.

173. Царицын Е.П. О вертикальной зональности в гипербазитах Кемпирсай-ского массива // Мантийные ксенолиты и проблема ультраосновных магм. -Новосибирск: Наука. 1983.

174. Цыганков А.А. Магматическая эволюция Байкало-Муйского вулкано-плутонического пояса в позднем докембрии. Новосибирск: Изд-во СО РАН. 2005. 306 с.

175. Чернышов А.И. Деформация и петрология альпинотипных гипербазитов Восточного Саяна: Дис. канд. геол. минерал, наук. Томск, 1987. 267 с.

176. Чернышов А.И. Петроструктурный анализ и петрология ультрамафи-тов различных формационных типов. Авторефер. докт. дис. Новосибирск. 1999. 37 с.

177. Чернышов А.И. Ультрамафиты (пластическое течение, структурная и петроструктурная неоднородность): Учебное пособие. Томск: Чародей, 2001.214 с.

178. Чернышов А.И., Гончаренко А.И., Гертнер И.Ф. и др. Петроструктурная эволюция ультрамафитов. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1997. 160 с.

179. Чиков Б.М. Сдвиговые течения минеральных масс в линеаментных зонах (природа и формы проявления) // Геол. и геофиз., 1989. № 12. С. 19-28.

180. Шарков Е.В., Чистяков А.В., Лазько Е.Е. Строение расслоенного комплекса Войкарской офиолитовой ассоциации (Полярный Урал) как отражение мантийных процессов под задуговым морем // Геохимия. 2001. № 9. С. 915-932.

181. Шатский Н.С. К тектонике юго-восточного Прибайкалья // Избр. труды. -М.: Наука, 1964. Т.2. С. 186-194.

182. Шестопалов М.Ф. Ультраосновной массив Китойских альп в Восточном Саяне и связанные с ними месторождения. Труды ЦНИЖ'а треста "Русские самоцветы", 1937. Сбор. №4.

183. Шестопалов М.Ф. Новое месторождение нефрита в Восточном Саяне // Сборник работ по самоцветам. M.-JL, 1938. Вып. 5.

184. Шихайлибейли Э.Ш., Азадалиев Дж.А., Аллахвердиев Г.И. К проблеме о контактово-термальных изменениях и интрузивной природе альпи-нотипных гипербазитов Малого Кавказа // Изв. АН АзССР. Сер. наук о Земле. 1987. №4. С. 23-36.

185. Штейнберг Д.С., Чащухин И.С. Серпентинизация ультрабазитов. М.: Наука, 1977.312 с.

186. Щербаков С.А. Механизм пластических деформаций ультрабазитов Войкаро-Сыньинского массива (Полярный Урал) // Геотектоника. 1981. № 4. С. 44-56.

187. Щербаков С.А. Пластические деформации ультрабазитов офиолитовой ассоциации Урала. М.: Наука. 1990. 120 с.

188. Юдин М.И. Гипербазиты хребта Борус (Западный Саян) и особенности их серпентинизации // Магматические формации Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск, 1965. С. 197-231.

189. Якшин И.С. Нефритоносные метасоматиты в гипербазитах Восточно-Саянского пояса: Дисс. канд. геол.-минерал. наук. Иркутск. 1984. 240 с.

190. Abbate Е., Bortolotti V., Passerini P. et. al. The rhythm of Phanerozoic ophiolites // Ofioliti. 1985. V. 10. P. 109-138.

191. Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: Reviev and interpretation // Chem. Geol. 1994. V. 133. P. 191-204.

192. Ballhaus C., Berry R.F., Green D.N. High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer: implication for the oxidation state of the upper mantle // Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V. 107 № 1. P. 27-40.

193. Beccaluva L., Coltore M., Doda T. et. al. A cross Section Through Western and Eastern ophiolitic Belts of Albania (Working group Meeting of IGCP Project № 956Field Trip A) // Ofioliti. 1994. V. 19. № 1. P. 3-26.

194. Beccaluva L., Girolamo P.D., Macciotta G. et. al. Magma affinities and fractionation trends in ophiolites // Ofioliti. 1983. V. 8. P. 307-324.

195. Bodinier J.-L, Godard M. Orogenic, Ophiolitic, and Abyssal Peridotites // Treatise on Geochemistry. 2003. V.2. P. 103-170.

196. Bodinier J.-L., Menzies M. A., Thirlwall M. Continental to oceanic mantle transition-REE and Sr-Nd isotopic geochemistry of the Lanzo lherzolite massif // J. Petrol. 1991. (Orogenic lherzolites and mantle processes) (sp. vol.). P. 191-210.

197. Bonatti E, Michael P. J. Mantle peridotites from continental rifts to ocean basin to subduction zones // Earth Planet.Sci. Lett. 1989. V.91. P. 297-311.

198. Bonatti E, Seyler M. Upper mantle composition below the Mid Atlantic Ridge // Ofioliti. 1992. V. 17. № 6. P. 3-5.

199. Bonatti E, Seyler M., Sushevskaya N.A. Cold Suboceanic Mantle Belt at the Earth's Equator // Science. 1993. V. 261. N. 6. P. 315-320.

200. Bortolotti V., Kodra A., Marroni M. et. al. Geology and petrology of ophiolitic sequences in the Mirdita Region (Northern Albania) // Ofioliti. 1996. V. 21. № l.P. 3-20.

201. Boudier F., Nicolas A. Harzburgite and lherzolite subtypes in ophiolitic and oceanic environments. Earth//Planet. Sci. Lett. 1985. V. 76. P. 84-92.

202. Boudier F., Nicolas A. The Ophiolites of Oman. Tectono physics. 1988.390 р.

203. Brown E.H. The crosstie content of Ca-amphiboles as a guide to pressure of metamorphism//J. Petrology. 1977. V. 18. № 1. P. 53-72.

204. Coleman R.G. Preaccretion tectonics and metamorphism of ophiolites // Ofioliti. 1984. V.9. № 3. P. 205-222.

205. Coleman R. G., Hopson C. A. Oman ophiolite // J. Geophys. Res. 1981. V. 86. P. 2495-2496.

206. Den Tex E. Origin of ultramafic rocks, their tectonic setting and history: a contribution to the discussion of the paper "The origin of ultramafic and ultrabasic rocks" by P. J. Wyllie // Tectonophysics. 1969. V. 7. P. 457-488.

207. Dick H.G.B., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type Peridotites and spatially associated lavas // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 86. № 1. P. 329-336.

208. Dilek Y., Moores E., Elthon D., Nicolas A. Ophiolites and Oceanic Crust: New Insights from Field Studies and the Oceanic Drilling Program // Geological Society of America, Boulder, CO. 2000.

209. Evan B.W., Wrigh T.L. Composition of liquids chromite from the 1959 and 1965 eruptions of Kilauea Volcano Hawaii // Amer. Miner. 1972. V. 57. P. 217-230.

210. Fabries I. Spinel-olivine geothermometry in peridotites from Ultramafic Complex // Contrib. Mineral. Petrol. 1979. V. 69. P. 329-336.

211. Gealey W.K. Ophiolite obduction mechanism // Ophiolites Proceedings Intern. Ophiol. Symp. Cyprus. Geological Survey Department. - Cyprus, 1980. P. 314-331.

212. Gibsher A.S., Izokh A.E., Khain R.V. Pre-Middle Ordovician structure of Tuva-Mongolian segment of Central Asian fold belt. Report № 2. IGCP Project 283. Beijing, 1991. P. 25-28.

213. Gibsher A.S., Izokh A.E., Khain R.V. Geodynamic evolution of the northern segment of the Paleoasian Ocean in the Late Riphean Early Paleozoic. Report № 4. IGCP Project 283. Novosibirsk, 1993. P. 97-99.

214. Godard M., Bodinier J.-L., Vasseur G. Effects of mineralogical reactions on trace element redistributions in mantle rocks during percolation processes: a chromatographic approach // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. V. 133. P. 449-461.

215. Godard M., Jousselin D., Bodinier J.-L. Relationships between geochemistry and structure beneath a paleospreading centre: a study of the mantle section in the Oman Ophiolite. Earth Planet. Sci. Lett. 2000. V. 180. P. 133-148.

216. Hall R. Ophiolites: Fragments of oceanic lithosphere? // Ophiolites and Ocean. Lithos. Oxford et al., 1987. P. 393-403.

217. Hirano H. Genesis of harzburgite and wehrlite series ultramafic rocks in the Maizuru Belt, Japan // J. Geol. Soc. Jap. 1977. V. 83. № 11. P. 707-718.

218. Jaques A.L., Green D.H. Anhydrous Melting of Peridotites at 0 15 Kb Pressure and the Genesis of Tholeiitic Basalts // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. V. 73. №3. P. 287-310.

219. Kelemen P. B. Reaction between ultramafic rock and fractionating basaltic magma: I. Phase relations, the origin of calc-alkaline magma series, and theformation of discordant dunite // J. Petrol. 1990. V. 31. P. 51-98.

220. Khanchuk A.I., Panchenko I.V. Mineral assemblages of the Gankuvayam ophiolitic section in the Kuyul ophiolitic terrane of the Russia Far East // Ofioliti. 1994 V. 19. № 2a. P. 257-268.

221. Kunze F.R., Ave Lallemant N.G. Non-coacsial experimental deformation of olivine // Tectonophysics. 1981. V.74. P. 1-13.

222. Maxwell J.C. The Mediter rancan, ophiolites and continental drift // Megatectonics of continents and oceans New Brubsueick, New Jersey. Rutgerts. -Univ, 1970. P. 167-193.

223. Maxwell J.C. Anatomy of an orogen // Bull. Geol. Soc. Amer. 1974. V. 85. P. 1195-1204.

224. Mercier J.C., Nicolas A. Textures, structures and fabrics of upper mantle peridotites, as illustrated by xenolites from basalts // J. Petrol., 1975. V. 6. P. 54-87.

225. Miyashiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins //Am. J. Sci. 1974. V.247. P. 321-355.

226. Miyashiro A. Classification, characteristics and origin of ophiolites // J.

227. Geology. 1975. V. 83. P. 249-281.

228. Nicolas A. Structures of ophiolites and dynamics of oceanic lithosphere. Dordrecht: Kluwer Acad. Publ., 1989. P. 367.

229. Nicolas A., Boudier F., Boullier A.M. Mechanism of flow in naturally and experimentally deformed peridotites //Amer. J. Sci., 1973. № 10. P. 853-876.

230. Nicolas A., Bouchez J.L., Boudier F., Mercier J.-C.C. Textures, structures and fabrics die to solid state flow in some European lherzolites // Tectonophysics, 1971. № 12. P. 55-86.

231. Nicolas A., Poirier J.P. Crystalline plasticity and solid state flow in metamorphic rocks // New York: Wiley-Interscience, 1976. 444 p.

232. Nimis P., Ulmer P. Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. Pt. 1 : An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1998. V. 133. № 1-2. P. 122-135.

233. Oman ophiolite // J. Geophys. Res. 1981. V. 80. № 3-4. P. 2495-2496.

234. Ottonello G., Ernst W.G., Joron J.L. Rare earth and 3-d transition element geochemistry of peridotitic rocks: II. Ligurian peridotites and associated basalts // J. Petrol. 1984. V. 25. № 2. P. 371-383.

235. Parkinson I. J., Pearce J. A. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana Forearc (ODP Leg 125): evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in a supra-subduction zone setting // J. Petrol. 1998. V. 39. P. 1577-1618.

236. Pearce J.A., Barker P.F., Edwards S.J. et. al. Geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system, South Atlantic // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 139.

237. Peltonen P., Kontinen A., Huhma H. Petrogenesis of the Mantle Sequence of the Jormua Ophiolite (Finland): Melt Migration in the Upper Mantle During Paleoproterozoic Continental Break-up // J. Petrol. 1998. V. 39. № 2. P. 297-329.

238. Perlak J., Delaloye M., Bingol E. Phase and cryptic variation through the ultramafic-mafic cumulates in the Mersin ophiolite (Southern Turkey) // Ofioliti. 1997. V. 21. №2. P. 81-92.

239. Peyve A.A. Small sealer mantle heterogeneities in the Central Atlantic // Ofioliti. 1992. V. 17. № 1. P. 7-17.

240. Pognante U., Perotto A., Salino C., Toscani L. The ophiolitic peridotites of the Western Alps: record of the evolution of a small oceanic-type basin in the Mesozoic Tethys // Ofioliti. 1986. V. 11. № 1. 320 p.

241. Quick J. E. Petrology and petrogenesis of the Trinity peridotites, an upper mantle diapir in the eastern Klamath mountains, northern California // J. Geophys. Res. 1981. V. 86. P. 11837-11863.

242. Rampone E., Hofmann A. W., Piccardo G. B. et. al. Trace element and isotope geochemistry of depleted peridotites from an N-MORB type ophiolite (Internal Liguride N. Italy) // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V.123. P. 61-76.

243. Roeder P. Chromite: from the fiery rain of chondrules to the Kilauea iki la a lake II The Canadian Mineralogist. 1994. V. 32. P. 729-746.

244. Roeder P., Campbell J., Jamieson H.A. Re-Evolution of the olivine-spinel geothermometer// Contrib. Mineral, and Petrol, 1979. V. 68. P. 325-334.

245. Suhr G. Melt migration under oceanic ridges: inference from reactive transport modeling of upper mantle hosted dunites // J. Petrol. 1999. V. 40. P. 575-600.

246. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts implications for mantle composition and processes // Magmatism in the Oceanic Basins / A.D. Saunders, MJ. Norry (Eds). Geol. Soc. Spec. Publ. № 42. 1989. P. 313-345.

247. Takahashi E., Kushiro I. Melting of a dry peridotites at high pressure andbasalt magma genesis // Amer. Miner. 1983. V. 68. № 9/10.

248. Takahashi E., Uto K., Shilling J.G. Primary magma composition and Mg/Fe rations of their mantle residues along Mid Atlantic Ridge 29 N to 73 N // Techn. Rep. ISEL. Okayama Unit., 1987. Ser. A. V. 9. P. 1-14.

249. Tarney J., Saunders A.D., Mattey D.P. et. al. Geochemical aspects of back-arc spreding in the Scotia Sea and western // Pacific Phil. Trans. Roy Soc. London. 1981. V. A300.P. 263-285.

250. Taylor S.R., McLennan S.M. The Continental Crust: Its Evolution and Composition. London: Blackwell. 1985. 384 p.

251. Wells P.R.A. Pyroxene Thermometry in Simple and Complex Systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. V.62. P. 129-139.

252. Wood B.J., Banno S. Garnet-Orthopyroxene and Orthopyroxene-Clinopyroxene Relationship in Spinel and Complex Systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1973. V.42. №2. P. 109-124.

253. Yumul G.P., Balce G.R., Dimalanta C.B., Datuin R.T. Distribution and mineralization potentials of Philippine ophiolite and ophiolitic sequences // Ofioliti. 1997. V. 221. № 1. P. 47-56.

Информация о работе

Анциферова, Татьяна Николаевна
кандидата геолого-минералогических наук
Улан-Удэ, 2006
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петролого-минералогические особенности гипербазитов Оспинского массива - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы