Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Строение и эволюция гипербазитовых массивов Полярного Урала

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Строение и эволюция гипербазитовых массивов Полярного Урала"

7 О К Ь ^

я ! •* ' Академия наук СССР

Уральское отделение Институт геологии и геохимии им. академика А.Н.Заварицкого

На правах рукописи

ШМЕЛЕВ Владимир Романович

УДК 55*551.24+552.322(470.51)

СТРОЕНИЕ И ЗВОЛЮЦШ ШЖРБАЗИГОВЫХ МАССИВОВ ПОЛЯРНОГО УРАЛА

Специальность 04.00.01 - общая и региональная геология

>

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Свердловск - 1990

Работа выполнена в Институте геологии и геохимии имени академика А.Н.Заварицкого УрО АН СССР

Научный руководитель :

доктор геолого-минералогических наук В.Н.Цучков Официальные оппоненты :

доктор геол.-мин. наук Г.Н.Савельева (ГИН АН СССР), доктор геолгмин. наук А.А.Ефимов (ИГиГ УрО АН СССР).

Ведущее предприятие :

Институт геологии Коми Научного центра

УрО АН СССР (г. Сыктывкар)

Защита состоится " 22 " мая_ 2990 г. на заседании Специализированного совета (Д.002.81.02) по присуждении ученых степеней в Институте геологии и геохимии rat. академика А.Н.За -варицкого УрО АН СССР по адресу : 620219, г. Свердловск, ГСП-644 пер. Почтовый, 7.

Автореферат разослан " g) " 1990 г.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке института.

Ученый секретарь специализированного совета

• ! ВВЕДЕНИЕ

'^(Актуальность проблемы. Изучение габбро-гипербазитовых комплексов складчатых областей, слагающих основание офиолито-вых разрезов, является одной из важных задач современной геологической науки. Возросший в последнее десятилетие интерес к гипербазитовым массивам обусловлен осознанием того факта, что аги некогда классические объекты магматической петрологии являются на салом деле тектонитами (Колман,1979) и представляют собой тектонические перемещенные в кору фрагменты верхней мантии (Пейве,19б9). Стало очевидным, что изучение гипербазитов позволяет приблизиться к пониманию глубинных процессов, происходящих в верхней мантии. Сходство ''ультраосновных тектонитов" и метш.'¡орфических пород дает возможность, используя методы структурного анализа, восстановить историю деформаций в гипер-базитах, а изучение геологии и вещественного состава позволяет в конечном итоге реконструировать процессы структурно-вещест -венной оволюции верхнемантиГшого вещества. Ведущиеся в этой направлении исследования позволили значительна сузить круг проблем (Савельева,198?; Гончаренко,1989), однако еще целый ряд аспектов структурно-вещественной оволюции гипербазитовСвэа-имоотношения комплексов пород и деформационных структур, последовательность преобразований и др.) нуждается в серьезном изучен™. Автор надеется, что вопросы, освещенные в данной работе, в какой-то степени восполнят оти пробели.

Цель работы заключалась в выявлении особенностей структурно-вещественных' преобразований гипербазитов в офиолитовых и ас с та ах. При этом решались следующие задачи: I) изучение особенностей геологического строения массивов; 2) изучение структурных преобразований на микро, макро, мезо и мвгауровпв; 3) изучение состава пород и минералов гипербазитов; 4) выяснение условий формирования гипербазитов; 5) установление взаимосвязи структур!шх и вещественных преобразований и их последователь -пости.

Научная новизна работы. Епервнэ для исследованных насси -вов выполнена расзифровка их внутреннего строения и реконструирована сложноскладчатал структура гипербазитов. Впервые в

альпинотилных гипербазитовых массивах Урала выявлена и откар-тирована динамометаморфическая зональность по типам деформа -ционных микроструктур. Установлена взаимосвязь формирования дунит-гарцбургитового комплекса с зонами пластического тече -ния. Выявлена последовательность структурно-вещественных преобразований гипорбазитов, дополняющая и уточняющая существующие продставления.

Основные защищаемые положения :

1. В гипербазитовых массивах Рай-Иа и Сыум-Коу, имеющих сложно-зональное, нестратифицированное строение, выделяются два ранних комплекса пород-: лерцолит-гарцбургитовый и дунит-гарцбургитовый.

2. Внутренняя структура гипербазитовых массивов сформи -ровена в процессе высокотемпературных пластических деформаций. При втом происходило образование динамометгшорфической (текто-нофациальной) зональности и сменяющегося ряда структур, кото -рый вклвчает изоклинальные (Р^), пологие син-, антиформные^) и слсатые, субвертикальные (Рд) складки.

3. Формирование комплексов пород сопряжено с основными этапами структурных преобразований. С этапом площадного плас -тического течения сопряжен процесс метаморфической дифференциации и истощения мантийного вещества, приведший к образованию лерцолит-гарцбургитового комплекса. С этапами пластического течения в линейных зонах, синхронного со складчатостью и Рд связано образование дунит-гарцбургитового комплекса, которое не приводит к появлению гарцбургитов резко отличного (в срав -нении с исходными) состава. Формирование комплекса порфиробла-стических гипербазитов и коренная перестройка состава первич -ных минералов связаны с завершением складчатых деформаций Рд и происходили в обстановке высокотемпературного отжига с участи-сы флюидов.

4. В структурно-вещественной эволюции гипербазитов выде -ляется шесть основных этапов. Ранние этапы, включая образование структур отвечали условиям верхней мантии, а поздние - суб-коровому и коровому уровня.

Практическое значение. Установленные закономерности формирования внутренней структуры массивов могут быть использованы

при прогнозировании хроиитового оруденения, учитывая несомненную связь последнего с деформационными структурами. Струк-турно-геологическио схемы, составленные для массивов, можно рекомендовать в качество основы при структурном анализе участков с хромитовым оруденением.

Фактический материал. Собран автором при проведении экспедиционных исследований на полярноуральских гипербазитовых массивах Рай-Из и Сыун-Кеу в период 1978-86 гг. В процессе лабораторных исследований было изучено более 2100 шлифов ( в том числе 160 ориентированных) и проанализировано поведение более 1500 структурных элементов. В работе использовано 54 диаграммы оптической ориентировки минералов, 9С оригинальных химических анализов гипербазитов и 112 микрозондовых анализов минералов. Химические анализы выполнены в Полевской лаборатории ПГ0 "Уралгеология", а микрозондовые - в Институте геоло -гии и геохимии УрО ЛН СССР.

Апробация работы. Результаты исследований автора галогены в 9 статьях'. Основные положения диссертации обсуждались на заседаниях геологического отдела и семинарах в Институте геологии и геохимии УрО Ail СССР, докладывались на УШ, XI конфэ -ренциях молодых геологов и геофизиков Урала (Свердловск,1983, 1986), на Х,Х1 геологических конференциях Коми АССР (Сыктыв -к ар, 1934,1588), на Всесоюзной школе "Структурный анализ кристаллических комплексов" (Москва, 1986), на региональном сове -щанин "Метаморфогеннал металлогения Урала" Шпесс,1988), на XXI Всесоюзном тектоническом совещании (Москва, I9S3).

Объем работы. Диссертация состоит из введения, 4 глаз и заключения общим объемом страниц. Текст сопровождается иллюстрациями (картами, схема!«!, зарисовками, диаграммами,фотографиями), а такхо таблицами состава пород и минералов.Список литературы включает <22. наименований опубликованных работ.

Работа выполнена в лаборатории региональной геологии и геотектоники Института геологии и геохимии УрО АН СССР под руководством доктора геолого-минерапогических наук В.Н.Пучко-ва, которому автор приносит свою искреннюю благодарность.

Многие аспекты работы обсуждались с В.Ю.Алимовым, A.A. Афанасьевым, Н.В.Вахрушевой, Е.А.Денисовой, А.А.Ефимовым,Л.А.

Карстен, В.В.Кенигом, А.Б.Макеевым, Б.В.Перевозчиковым, Г.Н. Савельевой, И.Ф.Таврищм, Е.П.Царицыным, И.С.Чащухиным, А.И. Чарнышовым. Значительная поддержка на первых этапах работы была оказана автору А.А.Меляховецким и профессором З.Ф.Емли-ным. Большая техническая помощь оказана автору J1.А.Дергаче -вой, Е.Л.Мирбах, И.А.Медведевой. Всем перечисленным товари -щам автор выражает свою искреннюю признательность.

Глава I. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изучение структурно-вещественной эволюции гипербазитов проводилось с использованием комплекса методов, где наряду с традиционными важное значение приобретают и такие специфические, как методы структурного, петроструктурного, тектонофа-циального и термобаропьезометрического анализа.

1. Структурный анализ осуществлялся в две стадии. На стадии структурно-геологического картирования проводилось массовое измерение ориентировки полосчатости, сланцеватости, линейности,жил, шарниров и осевых плоскостей мелких складок, с фиксацией взаимоотношений этих элементов. На стадии геометрического анализа, проводившегося методом доменов ( Turner, ffeisa ,1963).данные элементы после их вынесения на равнопло-щадную проекцию анализировались как совокупность геометрических плоскостей и линий.

2. Петроструктурный анализ гипербазитов включал определение пространственной ориентировки осей оптической ивдикат-рисы минералов, (оливина и анстатита) и положения минеральной уплощенности и линейности. Сопоставление ориентировки мине -ралов по форме и строению позволяет получить представление о механизмах пластического течения, их обусловивших. Связь ориентировки с механизмами течения (внутризерновым трансля -ционным скольжением и синтектонической рекристаллизацией) выражается в том, что активные плоскости скольжения стремятся расположиться параллельно плоскости течения (минеральной уплощенности), а направления скольжения (максимум оси Eg » [lOO] или Ни «= [OOl] оливина) параллельно направлению течения (линейности); в случае рекристаллизации направление максимальной податливости (ось Np в оливине и энстатите) имеет тенденцию располагаться субнормально минеральной уплощеннос-

"И.

Приведено описание методики петроструктурного анализа в 1рименении к гипербазитам.

3. Тектонофациальный анализ заключался в выделении областей (зон) с различной степенью деформированности гилербази -тов, используя неоднородность их микростроения, на которую впервые обратили внимание Мерсьо и Николя (1975). Предложенная ими классификация микроструктур взята нами за основу. Выделе -ние типов деформационных микроструктур и их площадное картирование позволяет выявить динамометаморфическую (тектонофациа -льную) зональность в изученных массивах.

4. Термобаропьезометрический анализ стагил своей целью определение температур минеральных равновесий, всестороннего давления и величин стрессовых напряжений. Для оценки первых двух параметров использованы геотермобарометрические зависимости ( Ноейег вг а1. ,1989; Ывго1вг ,1980 и др.), учитывающие состав минералов, а величины стресса определялись исходя из размера рекристаллизованных зерен.

Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ГИПЕРБАЗИТОВЫХ МАССИВОВ ПОЛЯРНОГО УРАЛА

Гипербазитовые массивы Рай-Из и Сыум-Кеу относят'ся к северной части протяженного (свыве 300 км) Полярноуральского офлолитового пояса, в состав которого входит и расположенный сжнее гигантский Войкаро-Сынышский массив. Изучение пояса связано с именами таких известных исследователей, как А.Н.За-варицкий, А.Н.Алеаков, Г.Л.Падалка, а в более поздний период-с шленами Ю.Е.Ыолдаванцева, А.А.Савельева, Г.Н.Савельевой,А.П. Казака, Г.Л.Кашинцева, И.Е.Кузнецова, Г.Б.Рудника, С.В.Щербаковой, Б.В.Перевозчикова, А.А.Афанасьева, А. Б. Макеева, Е.П.Царицына, И.С.Чащухина и др. Результаты проведенных исследований, затрагивающие особенности строения, генезиса, хромитоносности й другие вопросы, отражены в нескольких монографиях (Завариц -кий,1932; Петрология...,1977; Макеев и др.,1985; Савельева , 1987).

В структуре региона гипербазитовые массивы характеризуются приуроченностью к зоне Главного Уральского глубинного раз -лома (Тектоника... ,1977) и рассматриваются в составе краевых

аллохтонов, шарьированных в область миогеосинклинального сектора Урала (Перфильев,Руженцев,1973). При атом они приведены в соприкосновенно не только с осадочными комплексами палеозоя, но и докембрия, участками с меланжем и зонами гл£>укофановых сланцев в основании (Ленных и др., 1978). Восточнее зоны ГУГР массивы перекрываются эвгеосинклинальными комплексами Войкар-ского и Щучьинского синклинориев, входящими, как и эти массивы, в состав офиолитовой ассоциации.

Относительный возраст массивов оценивается радом исследователей как доордовикский (Петрология...,1977), хотя в последнее время появились данные о более молодом (~400 млн.лет) аб -солютном возрасте габбро и пироксенитов (&1паг<1в , ГСаавегЬиге, 1985).

МАССИВ СЫУЫ - КЕУ

Он замыкает на севере цепь полярноуральских массивов, уступая по своим размерам (площадь более 500 юА только Войка -ро-Сыньинскому массиву. Гипербазиты массива практически со всех сторон окружены метагабброидами малыкского комплекса; на западе они контактируют с ыетаыорфитами докембрия.

Особенности геологического строения массива впервые были охарактеризованы Ю.Е.Ыолдаванцевым (1954), Ю.Е.Молдаванцевым и А.П.Казаком (Петрология...,1977), В.И.Вагановым (1974), а впоследствии уточнены А.К.Афанасьевым (Макеев и др.,1985). По данным А.К.Афанасьева, породы массива относятся к дуиит-гарц -бургитовому комплексу, в котором выделяется недифференцированный (гарцбургитовкй) и перекрывающий его дифференцированный (дунит-гарцбургитовый) тип разреза.

Комплексы пород. В массиве нами выделяются лерцолит-гарцбургитовый (ранний), дунит-гарцбургитовый (позд -ний) и переходный дунит-верлит-клинопироксенитовый комплексы пород.

Лерцолит-гарцбургитовый комплекс, имещий в целом текстурно однородное строение, является вместе с тем отчетливо диф -ференцированным образованием, слагаясь грубозернистыми лерцо -литами+ , поля которых выделены впервые, диопсидовыми гарцбур-

+)к ним отнесены разности, содержащие не менее 6% нормативного дкопсида (¡¡,'тейнберг, Чащух;1н,1933).

б

0 гитами и гарцбургитами ( неравномерно антигоритизированными). Среди гипербазитов комплекса выделяются массивные, преимуще -ственно в западной части массива, и полосчатые разности; последние характеризуются наличием планпараллельных полос с разным содержанием пироксенов. Иногда гипербазиты приобретают отчетливое сланцеватое строение. Породы комплекса инъецированы редкими, маломощными жилами пироксенитов и дунитов, причем содержание последних в разрезе возрастает по направлению ко вто-

1 рому комплексу.

Дунит-гарцбургитовый комплекс отличатется от предыдущего повышенным содержанием дунитов и отчетливо средне-мелкозернистым строением гарцбургитов. Он картируется в массиве в виде двух полос, соединяющихся в южной части сыумкеуского блока. Комплекс представлен разрезами 3-х типов: гарцбургитовым, ду -нит-гарцбургитовым и дунитовым (два последних тяготеют к его центральной части).

Гарцбургитовый тип разреза характеризуется слабым распространением дунитов; слагающие его породи схожи с породами раннего комплекса и в переходных зонах имеют разнозернистое ( с двумя генерациями энстатита) строение. Дукит-гарцбургитовый тип разреза представлен существенно мелкозернистыми, нередко тонкополосчатыми гарцбургитами с субсогласной жильно-полосча -той серией дунитов (занимающей до 50% объема). По взакмоотно -шенлям дунитов и гарцбургитов в комплексе выделяются участки с параллельно-полосчатым и сетчато-полэсчатым (Еблизи крупных тел дунитов) строением. Дунитовый тип разреза представлен участками и телами существенно дунитового состава, которые тяго -теют к зонам сочленения первых двух типов разреза. Дунитовые тела имеют уплощенно-линзовидную фарглу и в основном согласны с залеганием полосчатости гарцбургитов. Особенностью этогэ типа разреза является присутствие небольпих хрошгсовых проявлений (Накеев и др., 1985).

Породы переходного дунит-верлит-клинопироксенитового комплекса отделяют с востока гипербазиты от габброидов, прослсливаясь в виде линейной полосы, которая на широте рр.Мал.Хвдата и Иалыко переходит в раздувы ("апофизы"). В гипербазитах нас -сива вблизи переходного комплекса обычно присутствие жильной серии клинопироксенитов (вебстеритов). Для комплекса характер-

но дробное чередование пород и шлиро-линзовидно-полосчатый тип взаимоотношений. Дуниты комплекса отчетливо подразделяются на два типа : реликтовые (реститовые) и новообразованные.

Внутренняя структура массива. По залегании полосчатости в массиве установлен фрагмент крупной (-10x30 км) замкнутой синформной складчатой структуры, к восточному крылу и области замыканий которой приурочена полоса дунит-гарцбургитового комплекса. В разрезах и обнажениях на фоне этой мегаструктуры устанавливаются более мелкие изоклинальные и открытые складки полосчатости разной амплитуды и ориентировки. Линейность (агрегатная, хромшпинелидовая) также характеризуется изменчивой ориентировкой в структуре. Анализ различных участков массива выявил следующие ва-кные особенности складчатой структуры.

В областях центриклинальных замыканий (Хадатинском.Хар -черузском) структура характеризуется геометрией, близкой к цилиндрической; шарниры имеют пологое (40-44°) встречное погружение, а осевые плоскости - субмеридиональную (и субверти -кальную) ориентировку. Ориентировка шарниров ранних изоклинальных (в системе полосчатости) складок, хромшлинелидовой ли -нейности и максимума оси в целом субнормальна шарнирам замыканий, в то время как ориентировка шарниров более поздних (часто открытых) складок контролируется шли. Ориентировка большинства дунитовых тел подчинена здесь конфигурации замыка -ний (хотя в масштабе обнажения дуниты иногда пересекают полосчатость под острым углом).

В центральной части и восточном крыле синформы при преобладающем северо-западном простирании полосчатости наблюдаются значительные ее вариации по падению. С запада на восток •(вкрёст простирания) субгоризонтальные плоскостные текстуры постепенно приобретает субвертикальную ориентировку, при этом фиксируется смятие полосчатости в систему складок различной степени сжатости и появление сланцеватых текстур. Шарниры егих складок имеют субгоризонтальную ориентировку, а их осе -вые плоскости контролируются генеральным залеганием полосча -тости. Хромшпинелидовая линейность и максимум оси % оливина ориентированы к шарнирам этих складок под большим (40-90°)уг-лом; субпараллельно их осевым плоскостям и сланцеватости ори-

квитирована уплощенность оливина.

Структура переходного комплекса плавно сопряжена со структурой гипербазитов массива. Породы комплекса так же, как и гипербазиты, принимали участие в складчатых деформациях,что отчетливо устанавливается в области малохадатинского и малык-ского выступов (раздувов); в первом картируется фрагмент суб-ыеридиональной антиформы, имеющей пологое (до 30°) погружение шарнира, а во втором антиформная структура субширотного простирания, шарнир которой полого (40°) погружается в северо-западном направлении. В породах комплекса иногда отмечаются (р. Малыко) более мелкие, осложняющие складки. Взаимосвязь структуры переходного комплекса и гипербазитов массива подчеркивается также близким типом узора и идентичной пространственной ориентировкой оливина.

Анализ материала свидетельствует, что формированию мега-синформной структуры, как и в ряде других массивов (Щербаков, 1986), предшествовало образование изоклинальных ( Р^) складок. Возникновение самой мегасинформы, учитывая отмеченную сложную ориентировку линейно-плоскостных элементов и другие признаки, связано с пересекающейся, интерференционной складчатостью.Реальная геометрия структуры позволяет утверждать, что мегасин-форма была образована наложением субыеридиональных (Р^скла -док на субширотные структуры (Р^) "нормального" типа (линей -ность параллельна шарнирам). Несомненно, что выявленные фрагменты структур в переходном комплексе так же, как и фрагменты "неуральских" суб'лиротных структур в габброидах (Петрология.., 1977) есть результат складчатости р£.

Динамометаморфизм гипербазитов. Преобразования гипербазитов в процессе высокотемпературного пластического течения, реализуемого посредством деформации и рекристаллизации выражены появлением различий в строе-'нии минералов, их ориентировке и микроструктурах пород.

В процессе деформации главные минералы гипербазитов -оливин, энстатит и хроышпинелид стремятся приобрести уплощенно-вытянутую форму, которая в силикатах связана с вцутризерновыы скольжением, фиксируемым в зернах оптически видимыми кинк-бан-дами. Деформированные зерна (порфирокласты) ассоциируют с бо -лее мелкими, субизометричными и слабо,уплощенными зернами, без

признаков внутренне-напряженного состояния (необластами).

Изученная ориентировка оливина характеризуется отчетливым тектонитовым типом узора, с максимумом концентраций осей Нв и поясами вращения осей Ню , Нр . Она связана со скольжением по системе {ОК]} [100] , а в отдельных случаях со скольжением по {НО), (100) [001] . В дунитах и верлитах узор ориентировки практически идентичен указанному и только в оливиновых клинопироксенитах и "вторичных" дунитах он характеризуется заметно более слабой упорядоченностью.

Выявленные различия в микростроении гипербазитов массива позволили выделить четыре основных типа деформационных микроструктур пород: протогранулярный, мезогранулярный, мезограну-лярно-таблитчатый (порфирокластический) и мозаично-таблитча -тый. Появление указанного ряда структур связано с возрастанием степени деформации. В породах переходного комплекса отме -чаются сходные типы микроструктур, а также гранобластовые (вторичные).

Петроструктурное картирование'позволило установить, что гипербазиты с указанными типами деформационных микроструктур занимают в массиве определенное пространственное положение. При этом выделяется область слабодеформированных (прото- и мезогранулярных), умереннодеформированных (таблитчато-мезо -гранулярных), сильнодеформированных (мозаично-таблитчатых) и переходных к последним гипербазитов. В направлении от слабо -деформированных к сильнодеформированным гипербазитем отмечается заметное уменьшение размера зерен минералов. Выделенные области характеризуются зонально-симметричным расположением в массиве (область сильнодеформированных гипербазитов сменя -ется областью умеренно и слабодеформированных).

Установленная динамометаморфическая зональность связывается нами с зональным динамометаыорфизмом-П, которому пред -шествовал площадной (однородный ?) динамометаморфизм-1 прото-гранулярного уровня. На поздних этапах становления в массиве проявился динакометаморфизм-Щ в локальных зонах рассланце -вания (с синдеформационными водными парагенезисами минералов).

Состав пород и минералов. Петро-химические данные свидетельствуют, что гипербазиты массива представляют единый эволюционный ряд, начинающийся высококачь-

о циево-глинозеиистыми (лерцолиты) и заканчивающийся существенно магнезиальными (гарцбургиты, дуниты) разностями. По содержанию петрогенных окислов (глинозема, извести) и нормативного пироксена, рассчитанного по отношении R0 / 3±02 , гарцбургиты обоих комплексов практически не различаются. .

Состав минералов в различных типах гипербазитов и гене -рациях зерен обнаруживает следующие особенности. Для оливина вне зависимости от его петроструктуриой позиции в ряду лерцо-лит-гарцбургит устанавливается отчетливое снижение желеэисто-сти (100 Fe/Fe + Mg ) с 10,3 до 9,1. Знстатит обнаруживает более широкие вариации состава. В лерцолитах он отличается наиболее высокой глиноземистостью (100 AI / AI + Cr в 69,5 -92,9) и железистостью (9,6-10,2), причем состав необластов энстатита.в отличие от порфирокластов, характеризуется мень -шими содержаниями алюминия и хрома. Переход к гарцбургитам-!"*"' фиксируется заметным повышением хрома в энстатите, при снижении глпнозеыистости (до 65-90,2) и железистости (до 8,8-9,5); в гарцбургитах, в отличие от лерцолитов в направлении к поздним генерациям зерен отмечается слабое увеличение железистости. Состав энстатитов сильнодеформированных гарцбургитов-Н (дунит-гарцбургитовый комплекс) близок к наиболее истощенным составам энстатитов гарцбургитов-I, отличаясь несколько меньшей глиноземистостью. Хромшпинелид, как и енстатит, демонстрирует в этом ряду снижение глиноземистости (с 86,1 до 53,7), при возрастании хромистости (100 Cr /сг +А1 ) с 14,1 до 46,3 и железистости (с 31,3 до 48,8); для него отмечается уменьшение содержания окиси никеля (с 0,31 до 0,05 %) и возрастание содержания окиси мар -ганца (с Q03 до 0,27%). На диаграммах область составов хромшпи-нелидов гарцбургитов-П стыкуется с областью истощенных составов хромшпинелидов гарцбургитов-1.

В целом, вариации состава минералов не обнаруживают пря -мой корреляции со степенью деформированное™ пород. Динамомета-ыорфические преобразования второго этапа лишь приводят к "нивелировке" и небольшому сдвигу компонентов в составе минералов исходных гарцбургитов-1.

здесь и далее : гарцбургиты-I принадлежат лерцолит-гарцбур-гитовому комплексу, а гарцбургиты-11 - дунит-гарцбургитовому комплексу.

МАССИВ РАЙ - ИЗ

Изучение геологии, рудоносности, метаморфизма гипербази-тового массива Рай-Из проводилось такт.™ исследователями, как А.Н.Заварицкий, Ю.Е.Молдаванцев, Ю.А.Волченко, А.П.Казак.Г.Л. Кашинцев, А.Б.Макеев, Б.В.Перевозчиков, В.Н.Дучков, Г.Б.1^д -ник, Т.А.Смирнова, И.Ф.Таврин, Е.П.Царицын,. И.С.Чащухин и др.

В отличие от остальных массивов пояса, он занимает более сложную тектоническую позицию: с запада, севера и востока он окружается докембрийскими и палеозойскими комплексами, т.е. зажат в своего рода "тектонические клещи" жестких блоков; с юга окружается полосой габброидов, связующей его с Войкаро -Сыньинским массивом. В северной части массив подстилается мощной зоной серпентинитового меланжа (Дергунов и др., 1975).По геолого-геофизическим данным массив является бескорневым телом.

Комплексы пород. В массиве мы выделяем лер-цолит-гарцбургитовый, дунит-гарцбургитовый, дунит-верлит-клино-пироксенитовый (переходный) и комплекс порф'лробластических гар-цбургитов.

Лерцолит-гарцбургитовый комплекс Сгарцбургитовая ассоциа--ция, по Б.В.Перевозчикову) картируется преимущественно в северной и юго-восточной частях массива. Значительный объем комп -лекса представлен "планпараллельными" гарцбургитами, в которых выявлены участки пород лерцолитового состава. Породы комплекса инъецированы редкими жилами пироксенитов, габброидов и дунитов; содержание последних в отдельных участках может заметно повы -шаться.

Дунит-гарцбургитовый комплекс неоднороден по строению и составу. Наряду с обычными гарцбургитами, сопоставимыми с гарцбургитами раннего комплекса, в массиве устанавливаются "ячеистые" или сложнодеформированные (сланцеватые и нередко с двумя плоскостными ориентировками анстатита). Дунитовые обособления (тела) характеризуются здесь различной формой, ориентировкой и размерами. Учитывая зти и другие особенности строения, мы выделяем два типа разреза комплекса: ранний, находящийся в ближайшем окружении лерцолит-гарцбургитового комплекса и представленный обычными дунитаыи и гарцбургитами, и поздний, слагающий центральную и южную части массива, представленный сложнодеформи-ровонными гарцбургитами и дунитами (крутопадающие тела штоко -

образного типа).

Комплекс порфиробластических гипербазитов слагает субширотную зону в центральной части массива. Он представлен характерными оливин-энстатитовыми породами Сэнстатит в виде крупных порфиробластов), которые варьируют по составу до мономинеральных энстатитов с участками (полосами) мелкозернистых и пе-гмстоидн^х дунитов. Породы слабо серпентинизированы, среди них в центральной части зоны отмечаются тела амфиболитов (в т.ч. гранатовых), сагвандитов и др. Считается, что данный комплекс пород возник в результате прогрессивного динамотермального метаморфизма на месте дунит-гарцбургитового комплекса (Чащухин и др., 1986).

Переходный дунит-верлит-клинопироксенитовий комплекс присутствует в массиве в тектонически редуцированном виде, слагаясь стандартным набором пород; отмечается приуроченность к контакту с габброидами пород существенно клинопироксенитового состава. Контакты комплекса, за исключением западного и частично северного, тектонические.

Внутренняя структура. Массив Рай-йз характеризуется сложноскладчатой структурой, осложняемой ли -нейными зонами пластического течения.

В пределах восточного, северного и конторского (юго-западного) Фрагментов массива устанавливается развитие крупномасштабных синформных и антиформных складок с пологой (30-40°)ори-ектировкой шарниров. В северном фрагменте они характеризуются субширотным простиранием (шарнир погружается в восточном нал -равлении), а в восточном и конторском - субмеридиональным, с погружением шарнира в северном направлении;. в области, соеди -няющей эти фрагменты (северо-восточная часть массива) наблюдается плав"ое сопряжение этих структур. Поведение агрегатной или хромшпинелидовой линейности сложное; в Конторской структуре она может быть отнесена к соскладчатой В-линейности, а в остальных, линейность (контролируемая положением субгоризонтального максимума оси % оливина) располагается по отношению к шарниру под углом 40-90° и является доскладчатой.

В области указанных структур отмечаются и более мелкие . складки, которые являются либо сопряженными, судя по ориентировке шарниров, либо более ранними; последние представлены изок -

динальными формами, с осевыми плоскостями, субпараллельцыми полосчатости.

В средней части северного фрагмента структура осложняется полосой гнейсо-сланцев северо-восточной ориентировки, выделяемой под названием северной зоны низкотемпературного пластического течения.

В пределах центрального и южного фрагментов массива ситуация заметно отличается от вышерассмотренной. Среди структур, выявленных здесь, наиболее представительной является Визувшор-ская (юго-западная оконечность массива), отвечающая сжатой складке, в ядре которой располагается крупное дунитовое тело. Шарнир складки имеет субвертикальную ориентировку, а осевая "Плоскость субмеридионапьное простирание. В области замыкания хромшпинелидовая полосчатость в дунитах деформирована в мел -кие осложняющие складки, имеющие близкую ориентировку. С со -складчатой линейностью в структуре может быть сопоставлена линейность зерен оливина Сна диаграммах она контролируется областью треугольника £ -пересечений).

Ближе к центру массива, в зоне порфиробластических ги -пербазитов, где преобладают северо-восточные и субширотные простирания плоскостных текстур, откартирована сходная средне-масштабная субизоклинальная складка (Енгайская), которая имеет крутое погружение шарнира в южном направлении и юго-восточное падение осевой плоскости. К£юме того, в восточной части южного фрагмента в дунитовых телах среди сланцеватых гиперба-зитов фиксируются субизоклинальные складочки хромитових шли -ров с субвертикальной ориентировкой шарниров.

Широкое распространение в средней части массива гиперба-зитов сложнодеформированного типа, с выраженной минеральной сланцеватостью и гнейсовидностью, позволяет выделять здесь центральную и южную линейные зоны пластического течения; последняя является более поздней и ориентирована к первой под острым углом.

Структура переходного комплекса характеризуется следующими особенностями. Во фронтальной области, где картируется широкая полоса дунитов, полосчатость имеет субыеридиональную ориентировку {идентичную вмещающим гарцбургитам), а в тыловой, ивблизи контакта с габброидами - субширотную. Указанные области,

учитывая также идентичную ориентировку оливина в слагающих их породах, можно считать в структурном отношении частями .единого целого (складкой). Центральная область комплекса, сложен -ная бластомилонитизированными гипербазитаыи, характеризуется северо-восточнкм (райизским!) простиранием элементов, которое дискордантко к ранней структуре комплекса.

Процесс структурообразования, учитывая особенности установленных в массиве структурных форм, не был одноактным. На ранних стадиях динаыометаморфическая полосчатость сминается в систему изоклинальных складок Р^, осевые плоскости которых субпараллельны полосчатости. Впоследствии эти элементы дефор- . мируются в систему пологих син-, антиформных складок среди которых выделяется группа,вероятно более ранних (Р^) складок типа Конторской и группа поздних (Р!?) складок типа Кэрдоман -■ шорской (с линейностью, ориентированной под большим углом к шарниру). На поздних стадиях наблюдается формирование сжатых,' крутонаклоненных складок Рд (Визувшорской,Енгайской) и линей- 1

ных зон пластического течения в центральной и южной частях массива . Появление последних элементов мы связываем с изги -Сом ранней системы складок Р<> и образованием гигантской мега-структуры субвертикальной ориентировки, по отношению к которой они являются дополнительными (сопряженными).

Динамо метамор.физм гипербази -тов. Структурные преобразования гипербазитов на микроуровне выражены существованием различных генераций оливина, энстатита и хрошпинелща. Реликтовые зерна (порфирокласты), нередко с признаками деформации (в оливине ото полосы сброса, связанные преимущественно со скольжением по {ОКз} [Юф, находятся в ок -ружении или расчленяются более поздними с.убизометричными мел -кими зернами (необластами). Минералы нередко имеют улощенно-вытянутую форму. В гипербазитах, кроме того, отмечаются оливин и энстатит вторичного происхождения в виде порфиробластов,имеющих резко отличный состав.

В процессе течения (динамометаморфизма) минералы,наряду с изменением формы и размеров, приобретают специфическую ориен -тировку, наиболее отчетливо выраженную у оливина. В гипербазитах с порфирокластовым строением оптическая ориентировка оли -вина относится к Яг-типу,- а в гипербазитах с рекристаллизо -

ванным типом строения ориентировка оливина относится к №р-типу (максимум Нр, нормальной уллощенности с поясами двух других осей); Идентичность узора ориентировки порфирокластов и необластов подтверждает тектоническую природу последних. В гипербазитах с порфиробластовым энстатитом, как и в гиперба-аитах переходного комплекса, ориентировка оливиновой матрицы является несомненно тектонитовой, сопоставимой с рассмотренной.

В массиве, с учетом особенностей микростроения, выделяется восемь типов микроструктур гипербазитов : протогрануля-рный, мезогранулярный, таблитчатый, порфирокластический, мозаичный, порфиробластовый, вторично-протогранулярный и "лей-сстовый". В их образовании, за исключением предпоследнего типа, ведущая роль принадлежит процессам высокотемпературной пластической деформации и рекристаллизации.

Петрографическое картирование позволило выделить в массиве четыре области, сложенные гипербазитами различного пет-роструктурного типа : область слабодеформированных гиперба -зитов (прото-ыезогранулярные типы), область умеренно- и силь-нодеформированных гипербазитов (таблитчатые, порфирокластиче-ские, мозаичные типы), область гипербазитов с микроструктурами вторичного отжига (порфиробластические, вторично-протогра-нулярные типы) и область гипербазитов с микроструктурами ми -лонитового типа (лейстовые и мелкозернистые порфирокластичес-кио типы). Первая область отвечает северной и юго-восточной частям массива, вторая располагается в центральной части,разделяя первую, третья "вложена" во вторую и, наконец, четвер -тая картируется в виде двух зон в северной и южной части массива.

Формирование этой своеобразной зональности было дискретным. На этапе площадного динамометаморфизма-I сформировались гипербазиты слабодеформированного (протогранулярного) типа. С этапом динамометаморфизма-И в пределах мощной линейной зоны течения, связано образование гипербазитов умеренно- и сильно-деформированного (порфирокластического и др.) типа. На мета -морфическом этапе, в этой динамически наиболее подготовленной зоне массива, релаксация стрессовых напряжений (в присутствии ^водного флюида) сопровождается процессом высокотемпературного отжига (порфиробластеза) с перекристаллизацией онстатита, а

локально и оливина (порфиробластовые и вторично-протограну-лярные типы). Последний этап преобразований связан с более низкотемпературным водным динамометаморфизмом-Ш в линейных тектонических зонах и образованием милонитовых структур (лейсто -вых и др.).

Состав пород и минералов. В ряду лорцолит-гарцбургит отмечается общее снижение содержаний из -вести и глинозема С при снижении количества нормативного пироксена в породе с 33 до 18%), а также снижение железистости, при увеличении содержания окиси хрома. Вариации содержаний извести и глинозема свидетельствуют, что гарцбургиты дунит-гарцб.ургито-бого комплекса в целом истощены сильнее, чел гарцбургиты ран -него комплекса, при этой область их составов совпадает с областью составов порфиробластовых гипербазитов (подтверждая суб -изохимичность преобразований).

В составе минералов отражены следующие особенности. Оливин ц лерцолитах и гарцбургитах слабодеформировенного типа не обнаруживает значительных вариаций состава ( £ 0,2). Заметное снижонио железистости (до 0,6-8,8) происходит в сложнодеформи-рованных гарцбургитах-11 дунит-гарцбургитового комплекса. Из -менение состава, уже определенно связанное с водным метаморфизмом, фиксируется в порфиробластовых гарцбургитах (Г =7,4-7,5) и оливин-внстатитовнх породах (£ =4,3-4,5). Для енстатита в . ряду лерцолит-гарцбургит-1 отмечается снижение содержания глинозема (с 3,36 до 1,76%) и возрастание его хромистости Сс 5,6 до16,3); переход к гарцбургитаь1-11 фиксируется в энстатите дальнейшим снижением содержания глинозема (до 0,67%). Во всех типах пород наблюдается снижение содержания алюминия и хрома в направлении от порфирокластоэ к необлаотам. Установлено, что в сложнодеформированных гарцбургитая-П появляется энстатит с предельно низкими содержаниями А1, С г- ,Са. Метаморфизм -приводит к образованию почти стерильных от примесей хрома, алюминия, кальция вторичных знстатитсв,имеющих низкую(до 4,4) железистость.В хромшпинелиде переход от лерцолитов к гарцбургитам фиксируется снижением глинозема (с 52 до 18%), возрастанием хромистости (с 16,7 до 59,4) и железистости (с 34,2 до 57,6). Состав хроотпи-нелида гарцбургитов-1 и II близок по этим параметрам. Метаморфизм приводит к снижению в нем хрома, марганца, росту никеля,

железистости и преобразованию в хроммагнетит.

Вариации состава пород и минералов не обнаруживают прямой зависимости от степени деформированности пород; однако в случае сложнодеформированных гипербазитов такая связь нами не исключается.

Глава 3. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ГИЛЕРБАЗИТОВЫХ МАССИВОВ ПОЛЯРНОГО УРАЛА

Рассмотренный материал позволяет утверждать, что формирование комплексов пород и структур происходило взаимосвязанно, подчиняясь закономерностям, дополняющим и уточняющим ус -тановлэнные ранее (Ачьпиноткпные... ,1985; Савельева,1987 и др.).

Строение массивов. В гипербвзитовых массивах Рай-Из и Сыум-Кеу устанавливается ранняя (субконцентри -ческая) и поздняя (двусторонне-симметричная) петрографическая зональность. Ранняя, выраженная существованием "ядер" лерцоли-тов в разрезе гарцбургитов, отражает строение лерцолит-гарцбу-ргитового комплекса, который ранее выделялся под названием га-рцбурги^овой ассоциации недифференцированного типа в составе дунит-гарцбургитового комплекса (Перевозчиков,1986 и др.). Поздняя зональность, выраженная существованием в разрезах зон, к центральным частям которых возрастает количество дунитов,обуславливает строение дунит-гарцбургитового комплекса. В массиве Сыум-Кеу она относится к отчетливо линейному типу (зоны,"секущие" область раннего комплекса), а в массиве Рай-Из включает как зональность "сыумкеуского" типа (ранний тип разреза дунит-гарцбургитового комплекса), так и более позднюю, выраженную появлением штокообразных тел дунитов и сложнодеформированных гарцбургитов (поздний тип разреза дунит-гарцбургитового комплекса) .

В строении массивов принимают участие переходный дунит -верлит-клинопироксенитовый комплекс и комплекс порфиробласти-ческих гипербазитов. Первый распространен в обоих массивах, занимая стандартное положение (на контакте с габброидами){переход от него к гипербазитам массива постепенный, через зону с жильной серией клинопироксенитов. Второй комплекс распространен только в массиве Рай-Из, где он контролируется областью . развития дунит-гарцбургитового (позднего) комплекса и имеет ¿¿нальное строение.

Деформационные структуры. На уровне минералов и микроструктур пород процессы высокотемпературного пластического течения (динамометаморфизма) зафиксированы в гипербазитах обоих массивов. Динамометаморфизм не был одноактным и обусловил появление широкого спектра микрострук -тур.

С площадным динамометаморфизмом-1 связано образование слабодефор-шрованных гипербазитов с прото-, мезогранулярными типами структур, а с зональным динамометаморфизмом-11 (в зонах течения) - умеренно и сильнодеформированнкх гипербазитов с микроструктурами таблитчатого, порфирокластического, мозаичного типа (закономерно сменяющихся в пространстве). В массиве Рай -Из последний был более поздним по времени и протекал при более активной роли синтектонической рекристаллизации. Наконец, с динамометаморфизмом-Ш в массивах связано образование гиперба -зитов с микроструктурами милонитового типа.

Кроме указанных преобразований только в массизе Рай-Из отмечается формирование гипербазитов с порфиробластовыми и вторично-протогранулярными структурами, которые мы связываем с процессом высокотемпературного отжига (автопорфиробластеза) в гидростатическом водном режиме.

В гипербазитах переходного комплекса обоих массивов наряду с структурами, обусловленными высокотемпературным пластическим течением, в некоторых дунитах и олининовых клинопироксе -ннтах обнаруживаются и структуры "атектонитового" типа - гра -нобластовые, с субизотропным узором ориентировки оливина.

На макро-, мезо- и мегауровне тектоническая эволюция ги -пербазитовых массивов сопровождалась формированием трех основных групп структур. Пе£вая_группа включает раннюю полосчатость (линейность) и изоклинальные склйдкн полосчатости и пироксени-товых жил. Вторая_группа представлена крупными мезо- и мега -складками син- и антиморфного типа а пологой ориентировкой шарниров. Среди них устанавливаются фрагменты ранних складок

с линейностью, контролируемой положением шарнира СКонгорская структура в массиве Рай-Из) и более поздних, морфологически близких структур ?2 с линейностью, субнормальной шарнирам(Кэр-доманшорская структура, Хадатинская и Харчерузская синформы).- В целом, система складок представляется образованной в резуль-

тате интерференционной складчатости. Третья_г]эуппа представлена сжатыми меэоскладками субвертикальной ориентировки (Рд) в зоне пластического течения в массиве Рай-Из, которые явля -ются дополнительными (осложняющими) структурами в ядерной части более крупной мегаскладки.

В переходном комплексе выявленные структуры сопоставимы со структурами р£ в гипербазитах; зона течения и бластомило -нитизации внутри комплекса (.массив Рай-Из), вероятно, сопря -жена с формированием структур типа Рд, либо более поздних.

Взаимосвязь формирования комплексов пород и структур. В изученных массивах устанавливается, что формирование лерцолит-гарцбур -гитового и дунит-гарцбургитового (в массиве Рай-Из раннего, "краевого" типа разреза) комплексов происходило в различной динамической обстановке и завершилось до начала складчатости Р^. Участие пород обоих комплексов в складчатости Р^> подтверждается изгибами системы дунитовых тел и закономерной сменой одного комплекса другим в разных участках складчатых структур.

Сопоставление петрографической и динамометаморфической зональности в массивах позволяет утверждать, что образование пород первого комплекса сопряжено с площадным динамометамор -физыом-1, а второго, как с динамометаморфизмом-I (массив Рай-Из), так и динамометаморфизмом-П (массив Сыум-Кеу). Послед -няя ситуация связана с тем, что движения (трансляции) в зоне течения (т.е. в формирующейся области дунит-гарцбургитового комплекса) осуществлялись не только по системе субпараллель -ных сколовых зон, выполняемых реститогенными дунитами, но и захватывали остальной объем пород зоны; в условиях существо -вания градиента скорости течения (деформации) это и приводит к появлению динамометаморфической зональности в массиве Сыум-Кеу.

Формирование второго типа разреза дунит-гарцбургитового комплекса (сложнодеформированные гарцбургиты с штокообразными 'телами дунитов) в массиве Рай-Из сопряжено со складчатостью Рд и синхронно с динамометаморфизмом-П. 2то подтверждается тем, что область, распространения пород комплекса контролируется зоной умеренно- и сильнодеформированных гипербазитов (зо-уой течения), которая приурочена к центральной части мегаст -руктуры Рд.

Формирование комплекса порфиробластических гипербазитов происходит в пределах динамически наиболее подготовленной центральной части структуры Рд. Здесь в постскладчатый период в гидростатической обстановке и присутствии водного флюида становится возможным процесс высокотемпературного отжига (автопорфироблас.теэа); последний сопоставим с процессом пор-фиробластеза, фиксирующим меж- и постскладчатые периоды в метаморфических комплексах (Казаков,1982).

В массивах устанавливается близость структурных планов лерцолит-гарцбургитового и дунит-гарцбургитового ("раннего") комплекса. По отношению к ним структурные планы "позднего" дунит-гарцбургитового комплекса и комплекса порфиробластических гипербазитов являются секущими.

Вэечмоотношения комплексов пород и структур позволяют утверждать, что внутренняя стратификация в массивах отсутствует; в контакте с породами переходного комплекса находятся г:тербазиты обоих комплексов пород. В плане общей стратифи -кации офиолитов (базируясь на данных по массиву_Сьгум-Кеу,где контакты между комплексами нормального типа) есть основания утверждать, что габброиды в разрезе подстилают, а не перекрывают пшербазнты. Не ясно пока, находится ли этот разрез в перевернутом, вследствие складчатости (Ленных и др., 1978) или в нормальном залегании.

Химизм гипербазитов. Сравнение особенностей состава пород и минералов в массивах позволяет сделать следующие выводы:

1. Наименее истощенные гипербазиты в массивах близки по составу лерцолитам ряда альпийских массивов; в целом же Массивы следует относить не к дунит-гарцбургитовому,.а к переходному типу.

2. В массивах, по вариациям содержаний извести и глинозема, гипербазиты дунит-гарцбургитового комплекса, в отличие от лерцолит-гарцбургитового, характеризуются различным уровнем вещественных преобразований (гипербазиты массива Рай-Из отно- • сятся к более истощенному типу).

3. В массиве Сыум-Кеу процесс формирования дунит-гарцбургитового комплекса не сопровождается снижением в гарцбургитях-II (по сравнению с гарцбургитами-1) содержания литофнльных (А1,

Са) компонентов и нормативных пироксенов. Зависимость под<эб -ного типа можно предполагать только в массиве Рай-Из при формировании позднего типа разреза дунит-гарцбургитового комплекса.

4. В ряду лерцолит-гарцбургит для изученных минералов устанавливается снижение железистости силикатов (при возрас -тании ее в хромшпинелиде), уменьшение глиноземистости и воз -растание хромистости пироксенов и хромшпинелидов. В составе энстатитов отражены два эволюционных тренда : ранний (рост хрома и снижение алюминия при переходе от лерцолитов к гарц -бургитам) и поздний (снижение хрома и алюминия в обеих труп -пах пород по направлению от порфпрокластов к необластам).

5. Вариации состава минералов не связаны прямой зависи -мостью со степенью деформации гипербазитов, определяясь в первую очередь петрох.имическим типом породы. Процессы высокотемпературного водного метаморфизма (откига) приводят к резкому снижению железистости силикатов, высвобождению из пироксенов А1, С г, Са Сиз хромшлинелида А1, С г) и их перераспределения в водные минералы и хроммагнетит.

Глава 4. СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ГИПЕРБАЗИТОВЖ МАССИВОВ ПОЛЯРНОГО УРАЛА

Формирование структурно-вещественных парагенезисов гипербазитов протекало в широком Р-Т диапазоне. Температуры образования минералов, рассчитанные с помощью геотерыометров, позволяют наметить в формировании гипербазитов три температурных рубежа : - 1000°С (ранние генерация зерен знстатита к хрошпи-нелида во всех типах пород), 830(930)- Ю00°С (поздние генерации зерен) и 620(?) - 790°С (вторичные энстатиты). Дшзления, рассчитанные по ортопироксеновоыу геобароыетру Мерсье ( Иогс1ег, 1980), дают два диапазона: 6-13 и 15-21,5 кбар; вторая группа значений представляется более вероятной (они соответствуют • петроструктурной позиции пироксенов). Для метаморфических ен-статитов, которые формировались, вероятно, при низких давлени-пхШокеев и др.,1985), этот метод дает нереально (?) высокие значения. Стресс, характеризующий динамическую обстановку процесса пластического течения в гипербазитах, определен с использованием размера зерен оливина. Он варьирует в широком диапазо-

не: величины стресса порядка 70-140 бар характеризуют обета -новку, прешествующую динамометаморфизму-I (тектонически слабо активизированная мантия), 200-600 бар соответствует обстановке динамометаморфизма-II (область локальной установившейся ползучести в литосфере), 1100-1600 бар отвёчает обстановке диномометпморфизма-Ш в локальных зонах течения (коровий уро -вень). Второй уровень стресса отмечается в большинстве массивов альпинотипных гипербазитов. Флюидннй_режим при формировании гипербазитов был различен; динсмометачорфизм-1,11 проте -кал в условиях, близких к сухим, а динамометаморфизм-III и высокотемпературный порфиробластез с участием воды и углекислоты.

В истории становления гипербазитовых массивов мы выделяем следующие этапы структурно-вещественных преобразований.

1. Формирование субгоризонтальной плоскостной текстуры гипербазитов при высокотемпературном (свыше К00°С) пластическом течении вещества (динамометаморфизм-I) в условиях низкого (до 100 бар) стресса и медленной скорости деформации, от -вечающее обстановке растяжения на своде мантийного диапира. С этим процессом сопряжено образование лерцолит-гарцбургитового комплекса.

2. Формирование изоклинальных (лежачих) складок полосчатости (и пироксеновых жил) Fj и дунит-гарцбургитового комплекса; последний "выполняет" линейную зону пластического тече -ния в раннем лерцолит-гарцбургитовом комплексе, субсогласную с плоскостной текстурой гипербазитов. В-массиве. Сы,ум-Кеу его появление сопряжено с образованием тектонофациальной зональности (динемометаморфизм-Н). Течение в зоне .реализовалось при стрессе 200-400 бар и, вероятно, при относительно более низкой температуре.

3. Формирование в гипербазитовых массивах полого ориентированных син—, антиформных структур интерференционного типа. Данный этап не сопровождается серьезными вещественными преобразованиями; локально в участках повышенных деформаций отмечается появление сетки дунитовых и пироксенитовых жил.и тел.

4. На первой стадии этого этапа происходит формирование системы сжатых субвертикальных складок и мощной линейной зоны пластического течения в центральной части мегаструктуры Fg в

массиве Рай-Из. Данный процесс сопровождается динамометамор-физмом-П (при стрессе 400-600 бар) и появлением нового типа разреза дунит-гарцбургитового комплекса (со штокообразными телами дунитов и промышленным хромитовым оруденением). Во вторую стадию (завершающую) происходит высокотемпературный отжиг гипербазитов (автопорфиробластез в присутствии воды) с образованием комплекса порфиробластических гипербазитов в пределах зоны течения. Вторая стадия этапа уже определенно отвечает ве-рхнекоровым условиям (температуры до 800°С, давления 3-4 кбар).

5. Формирование зон низкотемпературного пластического течения (северной и южной в массиве Рай-Из), в которых гиперба -зиты преобразованы на уровне сланцев с антигоритом, тремолитом VI тальком, а также зон метасоматической переработки с образо -ванием метасоматитов (сагвандитов и др.).

6. Формирование современного блокового строения массивов, приконтактовых и приразломных серпентинитов и массовая петельчатая серпентинизация гипербазитов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Гипербазитовые массивы прошли в своем становлении сложный эволюционный путь. В ведхнемантийных условиях в режиме высокотемпературного пластического течения гипербазиты обоих массивов претерпели складчатые деформации (Р^, р£) и дебетирование с образованием двух главных комплексов пород - лерцолит-гарцбур-гигитового и дунит-гарцбургитового (в линейных зонах течения). В ко£овых условиях происходит (только в массиве Рай-Из I) формирование складчатых структур нового типа (Рд), осложняемых зонами течения и позднего типа дунит-гарцбургитового комплекса. На завершающих стадиях породы претерпели отжиг с образованием комплекса порфиробластических гипербазитов и низкотемператур -ное течение в линейных зонах.

В целом, структурно-вещественные преобразования в гипер -базитовых массивах происходили на фоне эволюции коры от океа -нической, через переходную к континентальной, а в структурном планё - от процессов спрединга и субдукции к последующему вы -ведению гипербазитовых массивов в их современное положение.

По теме диссертации опубликованы следующие работы автора :

1. О внутреннем строении массива Рай-Из (по результатам изучения микроструктур пород) // Всегодшк-тбО. Свердловск : ИГиГ УНЦ АН СССР. IS8I, с.77-79.

2. Преимущественные ориентировки минералов в массиве Рай-Из (Полярный Урал) // Геология и полезные ископаемые Урала. Свордловск, 1983, с. 3.

3. Особенности тектоники гипербазитового массива Рай-Из (Полярный Урал) // Геотектоника, 1985, !? 4, с.88-105. В соавторстве с В.Н.Пучковым.

4. Структурно-вещественная эволюция ультрабазитов массива Сыум-ГСеу (Полярный Урал) // Геология и полезные ископав -мые Урала. Свердловск, IS86, с. 14-15.

5. Микроструктурный анализ ультрабазитов массива Сыум-Кеу (Полярный Урал) // Структурный анализ кристаллических комплексов. М., 1986, с.120-122.

6. К вопросу об особенностях структурно-метаморфической эволюции гипербазитов Полярного Урала //Еяегодник-87. Свердловск: ИГиГ УрО АН СССР, 1988, с. 59-61. В соавторстве с В.Н.Пучковым.

7. Timu дннамометеморфических преобразований в гипербазитах Полярного Урала // Метаморфогенная металлогения Урала. Информ. материалы. Свердловск: УрО АН СССР, 1S88.C.73-75.

8. Эволюция состава минералов при динвмометаморфизме гипербазитов массива Рай-Из // Екегодник-88. Свердловск : ИГГ УрО АН СССР, 1989, с. 58-61. '

. 9. Tectonic history of the Ral-Iz ultraaafio naoaif (Polar Urals) // Ofiolitl, 1984, Ho 2, p. 185-186. В соавторстве с В.H. Цучковым.

Подписано в печ. //

НС 17QQ 7 Объем Зак. М ZH

Свердловск, К-83, пр. Ленина, 51. Типолаборатория-УрГУ,