Минералогические особенности ультрамафитов Агардагского массива (юго-восточная Тыва)

Размещено на http://www.allbest.ru/

Минералогические особенности ультрамафитов Агардагского массива (юго-восточная Тыва)

А.А. Пешков, А.И. Чернышов, К.В. Бестемьянова

Национальный исследовательский Томский государственный университет, Томск, Россия



Исследование минералогического состава пород Агардагского массива позволило выявить особенности состава минералов, обусловленные формированием ультрамафитов, их высокотемпературным метасоматическим преобразованием, а также прогрессивным и последующим регрессивным метаморфизмом на уровнях верхней мантии и земной коры, отражающие их мантийно-коровую эволюцию.

Ключевые слова: Хапчерангинское месторождение, магматические очаги, источники оруденения, степень дифференциации, индикаторные отношения элементов, Восточное Забайкалье.



MINERALOGICAL FEATURES OF ULTRAMAFITS OF THE AGARDAG MASSIF (SOUTH-EASTERN TYVA)

A.A. Peshkov, A.I. Chernyshov, K.V. Bestemyanova

National Research Tomsk State University, Tomsk, Russia

The Agardag massif is composed mainly of restite ultramafic rocks of the dunite-harzburgite banded complex, which is the lower part of the ophiolite cover. The most depleted are dunites relative to harzburgites, which is reflected in changes in the olivine composition. From harzburgites to dunites in olivine, there is a decrease in the contents of silica and, accordingly, an increase in its magnesia. At the same time, the compositions of Cr-spinels from alumochromites to chromites also change from harzburgites to dunites. According to the composition of enstatite, it was established that the initial harzburgites were formed at pressures of 4-12 kbar and temperatures (1 050-1 170 °C).

Dunites and harzburgites of the Agardag massif are cut through by gabbroid dyke bodies. Under their influence, as a result of high- temperature metasomatic processes, ultramafic rocks in the exocontact zones of dikes underwent uneven clinopyroxenization with the formation of wehrlites and clinopyroxenites. Such processes of clinopyroxenization of ultramafic rocks are quite common among meta- morphic peridotites of ophiolite complexes. Clinopyroxenization processes contributed to the change in the composition of minerals. It was found that the composition of olivine in wehrlites corresponds to the composition of dunites; however, with intense clinopyroxeni- zation in clinopyroxenites, a significant increase in the iron content of olivine and a decrease in its magnesia occur. The composition of Cr-spinels also changes significantly, and their alumina and iron content increases. Moreover, their composition corresponds to subferri- al alumochromites. Similar changes in the compositions of olivine and Cr-spinels were found in the Kyzyr-Burlyuk massif in the Western Sayan.

The regressive stage of the massif evolution begins with serpentinization of ultramafic rocks, mainly with the replacement of olivine by looped chrysotile, which was accompanied by the “liberation” of iron and its separation into an independent phase in the form of finely dispersed magnetite. The resulting chrysotile is characterized by a minimal iron content. At the same time, enstatite in harzburgites was replaced by bastite.

Serpentinized ultramafic rocks in tectonically active zones, contributing to their heating, often underwent progressive metamorphic transformations in the form of serpentine dehydration with the formation of regenerated olivine in the serpentinized olivine rock mass. Newly formed olivine differs in its composition from the original rock-forming one by a significant decrease in iron index.

At this stage, the pseudomorphs of bastite after enstatite underwent progressive metamorphogenic transformations. The following sequence of their transformation is established. At the initial stages, the formation of acicular tremolite in basite along the initial cleavage of enstatite is noted. Then, as the temperature rises, diopside of a long-prismatic shape appears, also controlled by the initial cleavage. And the process ends with the formation of prismatic olivine along the initial cleavage. At the same time, newly formed minerals are characterized by distinctive features of their composition. Tremolite has a very high magnesia. The newly formed diopside is also characterized by a very high magnesia, high CaO contents, low Fe, and low SiO₂ and Al₂O₃ contents. In their composition, they differ markedly from the composition of diopside in rocks of the wehlite-clinopyroxenite association. It has been established that secondary olivine, based on bastite pseudomorphs, is characterized by the maximum magnesia in relation to secondary olivine in the groundmass of the rock.

At the post-metamorphic stage, the ultramafic rocks of the massif, apparently under the influence of later intrusions of granitoids, underwent extensive serpentinization, contributing to the intensive formation of antigorite, often before the formation of serpentinites. At the same time, antigorite in its composition is distinguished by a higher iron content in relation to early chrysotile.

Keywords: ophiolites, ultramafic rocks, petrography, mineralogy.



Введение

Объектом настоящего исследования является ми-нералогический состав ультрамафитов Агардагского массива, расположенного в юго-восточной части Тывы.

Этот массив на протяжении многих лет неодно¬кратно являлся объектом изучения многих исследо¬вателей [Пинус и др., 1955; Пинус, Колесник, 1966; Велинский и др., 1978; Гончаренко, 1989; Котляров, Симонов, 2009; Симонов и др., 2009]. Однако до настоящего времени многие вопросы, связанные с наложенными метаморфическими преобразования¬ми ультрамафитов, остаются дискуссионными и требуют дальнейшего изучения, что определяет ак¬туальность настоящего исследования.

Основной целью статьи является детальное рас-смотрение особенностей минералогического состава ультрамафитов Агардагского массива на основе ори-гинальных данных микрозондового анализа минера¬лов.Полученные результаты позволили впервые установить эволюционную направленность мета¬морфогенного преобразования состава исследован¬ных минералов.



Геологическая характеристика объекта исследования

Агардагский массив приурочен к Агардагской шовной зоне сочленения Сангиленского срединно¬го сиалического массива с раннекаледонской Во- сточно-Таннуольской складчатой зоной [Гоник- берг, 1999].

Он располагается в юго-западной части Южно-Тувинского офиолитового пояса (рис. 1). Массив имеет линзовидную форму и протяженность около 23 км при ширине до 3,2 км и вытянут в северо-восточном направлении согласно с региональной структурой [Гончаренко, 1989]. Контакты Агардаг- ского массива часто осложнены проникающими в него тектоническими клиньями кристаллических сланцев, а в зонах экзоконтакта нередко отмечаются отторженцы ультрамафитов. Вмещающие породы представлены кристаллическими сланцами с прослоями известняков, кремнистых и терриген- ных пород венд-кембрийского возраста [Никитчин, 1969]. агардагский массив ультрамафит минерал

Массив преимущественно сложен породами ду- нит-гарцбургитового полосчатого комплекса с преобладанием гарцбургитов, которые претерпели интенсивные пластические деформации [Чернышов и др., 1992]. Дуниты и гарцбургиты часто интенсивно серпентинизированы, вплоть до серпентинитов. В восточной части массива в экзоконтактовых зонах габброидных интрузий встречаются верлиты и кли- нопироксениты. В массиве среди дунитов и гарцбур- гитов выявлены многочисленные, небольшие по размерам тела хромититов [Никитчин, 1969].

Вдоль южного эндоконтакта массива в его центральной части проходит зона наиболее активной тектонической переработки. Здесь ультрамафиты представлены рассланцованными антигоритовыми серпентинитами, которые прорываются многочисленными мелкими дайко- и линзообразными телами габбро, габбро-диабазов и плагиогранитов. В пределах этой зоны среди серпентинитов сосредоточено большинство апобазитовых родингитовых тел. В пределах массива неравномерно встречаются линейные тела лиственитов, протяженностью в несколько десятков метров при мощности до нескольких метров, которые тяготеют к зонам трещиноватости и тектоническим контактам с вмещающими толщами [Ойдуп, 1987; Ойдуп, Кужугет, 1989].

Рис. 1. Геологическая позиция и схема геологического строения Агардагского массива (составлена по материалам [Гоникберг, 1999] с дополнениями авторов)

1 - кайнозойский чехол; 2 - осадочные отложения и средне-кислые вулканиты (O₃-D); 3 - гранитоиды (O-D); 4 - Сангиленский сиалический массив (Я₃-Є₁); 5 - Агардагская межблоковая зона (структурные этажи: а - средний кремнисто-базальтоидный, V-Єь б - верхний туфогенно-карбонатный, Є₁); 6 - массивы габброидов и гипербазитов (У-Є₁): 1 - Агардагский, 2 - Карашат- ский; 7 - геологические границы и разломы

Fig. 1.Geological position and scheme of the geological structure of the Agardag massif (compiled from materials [Gonicberg, 1999] with the authors' additions)

1 - cenozoic cover; 2 - sedimentary deposits and medium acid volcanics (O₃-D); 3 - granitoids (O-D); 4 - Sangilen sialic massif (R₃A)); 5 - Agardag interblock zone (structural levels: a - middle siliceous-basaltoid, V-Єь b - upper tuffaceous-carbonate, Є₁); 6 - massifs of gabbroids and hyperbasites (V-ЄД: 1 - Agardag, 2 - Karashat; 7 - geological boundaries and faults

Методы исследования Петрографическое изучение ультрамафитов осуществлялось на поляризационном микроскопе AxioScop 40 фирмы Carl Zeiss. Химический состав минералов получен на рентгеноспектральном микроанализаторе с электронным зондом на электронном сканирующем микроскопе Tescan Vega II LMU, оборудованном энергодисперсионным спектрометром (с детектором Si (Li) Standard) INCA Energy 350 и волнодисперсионным спектрометром INCA Wave 700 в ЦКП «Аналитический центр геохимии природных систем» НИ ТГУ, г. Томск (аналитик К.В. Бестемьянова). Химический состав оливинов из верлитов и клинопироксенитов, хромшпинелидов из верлитов был заимствован [Лоскутов и др., 1999]. Петрографическая характеристика ультрамафитов Массив преимущественно сложен реститовыми породами дунит-гарцбургитового полосчатого комплекса с преобладанием гарцбургитов [Пешков, Чернышов, 2019]. При этом гарцбургиты являются менее деплетированными образованиями, а дуниты, очевидно, - предельно деплетированными. Дуниты и гарцбургиты претерпели интенсивные пластические деформации, что находит отражение в искажении внутренней структуры оливина [Чернышов и др., 1992]. Незначительным распространением пользуются породы верлит-клинопироксенитовой ассоциации, которые являются продуктами клинопироксенизации исходных дунитов и гарцбургитов и которые неоднократно отмечались во многих ультрамафитовых массивах офиолитовых комплексов [Савельева, 1987; Гончаренко, 1989; Чернышов и др., 2020].

Рис. 2. Породы Агардагского массива

а - дунит (обр. 15027); b - гарцбургит (обр. Аг-56); c - верлит (обр. Аг-6/3); d - клинопироксенит (обр. Аг-6/1). Ол - оливин, РПи - ромбический пироксен, МПи - моноклинный пироксен, Хр - хромшпинелид, Ср - серпентин

Fig. 2. Rocks of the Agardag massif

a - dunite (sample 15027); b - harzburgite (sample Аг-56); c - wehrlite (sample Аг-6/3); d - clinopyroxenite (sample Аг-6/1). Ол - olivine, РПи - rhombic pyroxene, МПи - monoclinic pyroxene, Хр - chromespinelide, Ср- serpentine

Гарцбургиты Агардагского массива являются наименее деплетированными мантийными образованиями и представлены относительно свежими и серпентинизированными разностями, нередко переходящими в апогарцбургитовые серпентиниты. Их структура среднезернистая, текстура однородная, реже директивная. Они сложены, главным образом, оливином (~70-85 %), при подчиненной роли энстатита (~15-30 %), в качестве акцессорного минерала отмечается хромшпинелид. Оливин в гарцбургитах образует субизометричные, иногда вытянутые зерна с плавными и заливообразными границами. Их размер 3-6 мм. Удлиненные зерна нередко обнаруживают предпочтительную ориентировку и отражают направление директивности. Для них характерно однородное погасание. Для пластически деформированных зерен оливина отмечается неоднородное погасание и полосы пластического излома. Зерна оливина обычно разбиты многочисленными хаотичными трещинками, вдоль которых они замещаются петельчатым поперечно-волокнистыми жилками и пластинчатоволокнистыми индивидами лизардита либо хризотилом. При этом для волокон лизардита характерно отрицательное удлинение, а для хризотила - положительное. Нередко зерна оливина интенсивно замещены более поздними пластинчатыми и чешуйчатыми индивидами антигорита. Энстатиты наблюдаются в виде субизометричных, ксеноморфных, нередко удлиненных индивидов, которые обнаруживают субпараллельную ориентировку согласно директивности породы. Их размер от 3 до 6 мм. В пластически деформированных индивидах проявляется неоднородное погасание. Энстатит интенсивно псевдоморфно замещается вторичными минералами (см. рис. 2). Псевдоморфозы сложены баститом, а также микрозернистыми агрегатами оливин-клинопироксен-тремолит-серпентинмагнетитового состава с различными вариациями минералов, вплоть до мономинеральных. Подобное разнообразие псевдоморфного замещения отмечалось в гарцбургитах Оспинского массива [Гончаренко, Чернышов, 1990]. Псевдоморфозы бастита по энстатиту встречаются в серпентинизированных гарцбургитах. Они полностью унаследуют исходную структуру энстатита. В них отчетливо выражена призматическая спайность, они выделяются низкими цветами интерференции.

Погасание прямое, часто неоднородное субблоковое, иногда отмечаются полосы пластического излома. Клинопироксеновые псевдоморфозы. Процесс замещения начинается обычно с периферии индивидов ортопироксена с возникновением оторочки светло-коричневого скрытокристаллического агрегата клинопироксена. Псевдоморфозы клинопироксена окрашены в светло-бурый цвет и содержат мелкие равномерно рассеянные зерна магнетита, которые концентрируются в агрегаты, образуя тонкие оторочки по краям индивидов. В других случаях псевдоморфозы имеют параллельно-волокнистое строение, обусловленное реликтовой спайностью ортопироксена. Магнетит-оливин-клинопироксеновые псевдоморфозы отличаются от предыдущих наличием вторичного оливина, мелкозернистый агрегат которого проявляется вдоль реликтовой спайности либо по трещинам. Размер зерен оливина составляет сотые и десятые доли миллиметра. Скопления вторичного оливина обычно насыщены тонкодисперсным магнетитом. Магнетит-оливиновые псевдоморфозы образуются в результате полной оливинизации клинопироксена. Псевдоморфозы имеют зональное строение, внешняя зона насыщена тонкодисперсным магнетитом, а центральная выполнена гранобластовым агрегатом оливина, импрегнированного магнетитом. Оливин имеет таблитчатую и призматическую форму и располагается вдоль реликтовой спайности. Магнетитовые псевдоморфозы отличаются обильной насыщенностью псевдоморфоз клинопироксена магнетитом. Среди магнетитовых агрегатов обычно отмечаются мельчайшие зерна вторичного оливина. Хромшпинелиды наблюдаются в виде редкой вкрапленности зерен, эвгедральной либо неправильной формы с размерами до 2 мм. В центральных частях зерна хромшпинелидов нередко просвечивают красно-вишневым цветом. Чаще они имеют черный цвет вследствие замещения магнетитом. Дуниты являются предельно деплетированными образованиями и также представлены как свежими, так и серпентинизированными разностями, вплоть до серпентинитов.



Рис. 3. Псевдоморфные замещения энстатита а - баститовые (обр. Аг-40/1); b - тремолит-магнетитовые (обр. 15002); c - клинопироксеновые (обр. 15010); d - магнетитоливиновые (обр. 15002). Ол1 - оливин в основной массе, Ол2 - оливин в псевдоморфных обособлениях по энстатиту, Ба - бастит, Тр - тремолит, МПи - моноклинный пироксен, Мг - магнетит, Ср - серпентин Fig. 3. Pseudomorphic substitutions of enstatite a - bastite (sample Аг-40/1); b - tremolite-magnetite (sample 15002); c - clinopyroxene (обр. 15010); d - magnetite-olivine (sample 15002). Ол1 - olivine in the groundmass, Oл2 - olivine in pseudomorphic segregations after enstatite, Бa - bastite, Tr - tremolite, MПи - monoclinic pyroxene, Mг - magnetite, Ср - serpentine

Структура дунитов обычно средне-, крупнозернистая, иногда отмечается пегматоидная. При рекристаллизации образуется порфирокластовая. Текстура обычно однородная, в участках порфирокла- стеза отмечается наложенная директивность. Дуни- ты являются практически мономинеральными породами, содержание оливина составляет ~ 95-100 %, отмечаются акцессорные хромшпинелиды до 5 %.

Оливин в дунитах обычно имеет неправильную либо субизометричную формы зерен с плавными, часто заливообразными границами. Для него характерны значительные вариации размеров от 2 до 10 мм, иногда встречаются пегматоидные разности размером до 30 мм. Зерна оливина обычно имеют однородное погасание. В участках порфирокластеза наблюдаются интенсивные пластические деформации оливина с образованием порфирокластовых и гетерогранокластовых структур, при этом зерна оливина приобретают резко выраженное неоднородное волнистое погасание, появляются многочисленные полосы пластического излома. В участках порфиро- кластеза образуются удлиненные индивиды, которые ориентируются субпараллельно и отражают наложенную директивность. Вдоль границ деформированных индивидов оливина наблюдаются мозаичные агрегаты мелких зерен, которые образуются в результате синтектонической рекристаллизации. Зерна оливина в дунитах насыщены многочисленными хаотичными мелкими трещинками, которые выполнены петельчатыми поперечно-волокнистыми жилками лизардита либо хризотила. В зонах повышенной трещиноватости по оливину образуются мелкие агрегаты микрозернистых, удлиненных, лучистых и шестоватых зерен антигорита.

Хромшпинелиды в дунитах наблюдаются в виде акцессорной вкрапленности зерен размером 0,51,5 мм. Они обычно имеют вишнево-красный, красно-бурый, а по трещинкам и периферии - черный цвет, вследствие замещения магнетитом.

Верлиты являются высокотемпературными реак- ционно-метасоматическими образованиями. Они имеют средне-, крупнозернистую структуру. Текстура однородная. Они сложены оливином (~60 %) и клинопи- роксеном (~ 35-40 %), присутствует магнетит (до 5 %).

Оливин в верлитах образует субизометричные, иногда слабо вытянутые зерна. Их размер 3-4 мм, редко до 5 мм. Для пластически деформированных зерен оливина отмечается неоднородное погасание и полосы пластического излома. Зерна оливина в вер- литах разбиты хаотичными мелкими трещинками и выполнены петельчатыми поперечно-волокнистыми жилками лизардита.

Клинопироксен имеет субизометричную, таблитчатуюи неправильную форму зерен размером 24 мм. В пластически деформированных индивидах проявляется неоднородное погасание.

Клинопироксениты имеют средне-, крупнозернистую структуру. Текстура однородная. Они являются мономинеральными породами. Клинопироксен представлен крупными субизометричными и удлиненными зернами размером 3-7 мм. Они нередко пластически деформированы, что отражается в разной степени неоднородного погасания (см. рис. 3).

Особенности минералогического состава ультрамафитов С целью выявления минералогических особенностей ультрамафитов Агардагского массива был проведен микрозондовый анализ. Основное внимание уделялось изучению вещественного состава главных породообразующих минералов: оливинов, хромшпинелидов и пироксенов. Также проведено изучение вторичных высоко-, средне- и низкотемпературных минералов, которые образовались по исходным породообразующим минералам.

Главные породообразующие минералы.

Оливин из гарцбургитов, дунитов и верлитов по химическому составу соответствует форстериту и характеризуется незначительными вариациями желе- зистости (6,98-9,21 % для гарцбургитов, 6,48-8,49 % для дунитов, 6,84-8,08 % для верлитов) (табл. 1). В оливинах из клинопироксенитов резко возрастает количество фаялитовой составляющей (15,89-16,65 %).

При анализе вариационных бинарных диаграмм состава оливинов из ультрамафитов Агардагского массива можно выявить ряд особенностей (рис. 4). На диаграмме SiO₂-MgO оливины из гарцбургитов образуют обособленное поле, они отличаются увеличением содержания SiO2 при уменьшении содержания MgO. Наиболее магнезиальные оливины характерны для предельно депле- тированных дунитов. В это же поле попадает оливин из верлитов, которые образуются по исходным дунитам в результате клинопироксенизации. Оливины из клино- пироксенитов, которые претерпели максимальную кли- нопироксенизацию, отличаются минимальными содержаниями MgOи незначительным уменьшением SiO2 по отношению к исходным дунитам.

На диаграмме FeO-MgO фигуративные точки гарцбургитов и дунитов образуют закономерный тренд, который характеризуется увеличением содержаний MgO при незначительном снижении содержаний FeO. Фигуративные точки оливинов из верлитов попадают в поле дунитов и характеризуются близким составом. Оливин из клинопироксенитов образует резко обособленное поле, существенно обогащенное FeOи обедненное MgO.

Для гарцбургитов и дунитов характерны примерно одинаковые содержания NiO, но с большими вариациями в гарцбургитах. Небольшие содержания NiOустановлены в клинопироксенитах и минимальные - верлитах (табл. 1).

Таблица 1 Химический состав породообразующих оливинов в ультрамафитах Агардагского массива, мас. % Table 1 Chemical composition of rock-forming olivines in ultramafic rocks of the Agardag massif, wt. %

Примечание. Fa - содержание фаялитового минала (Fa = Fe/(Fe + Mg) Ч 100). Note. Fa - content of fayalite minal (Fa = Fe/(Fe + Mg) Ч 100).

Рис. 4. Вариационные диаграммы состава оливинов в ультрамафитах Агардагского массива

1 - гарцбургиты, 2 - дуниты, 3 - верлиты, 4 - клинопироксениты

Fig. 4. Variational diagrams of olivine composition in ultramafic rocks of the Agardag massif

1 - harzburgites, 2 - dunites, 3 - wehrlites, 4 - clinopyroxenites

Хромшпинелиды. На классификационной диаграмме [Павлов, 1949] фигуративные точки хромшпинелидов из ультрамафитов Агардагского массива характеризуются значительными вариациями состава (табл. 2, рис. 5). Хромшпинелиды из гарцбургитов характеризуются минимальными вариациями состава. Их фигуративные точки образуют компактное поле и соответствуют переходным разностям от алюмохромитов к хромитам. Фигуративные точки хромшпинелидов из дунитов попадают в поле хромитов, что, очевидно, связано с дальнейшим возрастанием степени деплетирования в дунитах. Хромшпинелиды из верлитов существенно отличаются от хромшпинелидов из гарцбургитов и дунитов. По своему составу они отвечают субферриалюмохромитам. Столь значительные отличия хромшпинелидов из верлитов, очевидно, обусловлены процессами клинопироксенизации исходных ультрамафитов. Подобная тенденция изменения состава хромшпинелидов в верлитах в процессе клинопироксенизации была установлена для ультрамафитов КызырБурлюкского массива на северо-востоке Западного Саяна [Чернышов и др., 2020]. В хромшпинелидах из гарцбургитов и дунитов Агардагского массива характерно постоянное присутствие V2O5 (до 0,43 и 0,38 % соответственно) (табл. 2). В хромшпинелидах из верлитов V2O5 отсутствует. При анализе бинарных диаграмм состава хромшпинелидов из ультрамафитов Агардагского массива можно установить ряд особенностей (рис. 6). Фигуративные точки хромшпинелидов из гарцбургитов и дунитов образуют поля, которые часто перекрываются. Такая тенденция, вероятно, обусловлена неравномерной степенью деплетирования гарцбургитов и дунитов. Тогда как фигуративные точки верлитов образуют поля на диаграммах, обособленные от гарцбургитов и дунитов. В пределах этих полей отмечается существенный разброс фигуративных точек. Подобное обособление фигуративных точек хромшпинелидов из верлитов, очевидно, обусловлено неравномерной степенью клинопироксенизации исходных гарцбургитов и дунитов. Ортопироксены. Ортопироксены в гарцбургитах характеризуются высокой магнезиальностью при низкой железистости и глиноземистости (табл. 3). Они представлены энстатитом малоглиноземистого типа (En = 84,87-91,23; Fs = 3,01-8,42, Wo = 1,58-12,11). Для ортопироксена характерно отсутствие алюминия в шестерной координации, что позволяет предположить их образование при давлениях 4- 12 кбар [Малахов, 1983]. По своему составу и расчетным параметрам ортопироксены относятся к метаморфическому типу, сформировавшемуся при температурах 1 050-1 170 °C (рис. 7).



Рис. 5. Классификационная диаграмма состава хромшпинелидов в ультрамафитах Агардагского массива [Павлов, 1949]

Поля: 1 - хромиты, 2 - субферрихромиты, 3 - алюмохромиты, 4 - субферриалюмохромиты, 5 - ферриалюмохромиты, 6 - суб- алюмоферрихромиты, 7 - феррихромиты Легенда: 1 - гарцбургиты, 2 - дуниты; 3 - верлиты

Fig. 5. Classification diagram of the composition of chromespinels
in ultramafic rocks of the Agardag massif [Pavlov, 1949]

Fields: 1 - chromites, 2 - subferrichromites, 3 - aluminochromites, 4 - subferryalumochromites, 5 - ferryalumochromites, 6 - subalu-

minoferrichromites, 7 - ferrichromites

Legend: 1 - harzburgites, 2 - dunites, 3 - wehrlites



Рис. 6. Вариационные диаграммы состава хромшпинелидов в ультрамафитах Агардагского массива

1 - гарцбургиты, 2 - дуниты, 3 - верлиты

Fig. 6. Variational diagrams of chromespinels composition in ultramafic rocks of the Agardag massif

1 - harzburgites, 2 - dunites, 3 - wehrlites

Таблица 2 Химический состав хромшпинелидов в ультрамафитах, мас. % Table 2 Chemical composition of chromespinels in ultramafic rocks, wt. %

Образец	Состав	Al2Ь3	Cr2Ь3	FeO	MgO	V2O5	Сумма
			Гарцбургиты
А-01		12,59	55,43	22,14	9,15	0,24	99,54
А-02		12,12	57,09	21,23	9,40	0,45	100,28
А-03		12,25	55,81	22,51	9,07	0,38	100,00
А-04	Хромиты	11,79	57,04	22,00	9,15	0,19	100,16
А-06		11,64	58,40	20,07	9,46	н.о.	99,56
А-07		12,95	56,65	20,05	10,34	н.о.	99,98
А-09		11,80	57,45	21,29	9,37	0,17	100,06
А-05	Алюмохромиты	13,13	57,93	18,52	10,27	0,17	100,01
А-13		15,04	54,51	20,26	9,90	0,38	100,09



Дуниты

15011/3		11,16	57,99	20,49	9,62	0,40	99,66
15011/4		10,83	58,07	19,78	10,59	0,43	99,70
15018	Хромиты	8,70	59,59	21,77	8,64	н.о.	98,70
15025/2		7,47	59,94	22,88	8,16	н.о.	98,45
15027		10,80	57,30	19,91	10,50	0,23	98,74
14а-82		9,39	59,73	19,26	10,26	н.о.	98,64

Верлиты

54-83		18,57	42,46	27,14	10,54	н.о.	98,71
54а-83		20,62	37,06	31,70	9,01	н.о.	98,39
74-82	Субферри-	14,50	49,65	25,96	8,92	н.о.	99,03
74а-82	алюмохромиты	15,58	47,93	26,86	8,82	н.о.	99,19
С-42-83		22,20	37,36	29,11	9,38	н.о.	98,05
С-42а-83		23,80	36,08	28,45	10,04	н.о.	98,37

Примечание. н.о. - не обнаружено. Note.н.о. - not detected.

Таблица 3 Химический состав пироксенов в ультрамафитах Агардагского массива, мас. % T a b l e 3 Chemical composition of pyroxenes in ultramafic rocks of the Agardag massif, wt. %

Примечание. F = Fe / (Fe + Mg) Ч 100; Wo = Ca / (Ca + Fe + Mg) Ч 100; Fs = Fe / (Ca + Fe + Mg) Ч 100; En = Mg / (Ca + Fe + + Mg) Ч 100. н.о. - не обнаружено. Диопсид из клинопироксенитов (обр. Аг-6/1-1, Аг-6/1-2, Аг-6/1-3); диопсид из верлитов (обр. Аг-6/3-1, Аг-6/3-2, Аг-6/3-3); вторичный диопсид (обр. 15002, 15006, 15010, 15010б, А-03, А-04, А-13). Note: F = Fe / (Fe + Mg) Ч 100; Wo = Ca / (Ca + Fe + Mg) Ч 100; Fs = Fe / (Ca + Fe + Mg)Ч100; En = Mg / (Ca + Fe + Mg) Ч 100. н.о. - not detected. Diopside from clinopyroxenites (обр. Аг-6/1-1, Аг-6/1-2, Аг-6/1-3); diopside from wehrlites (обр. Аг-6/3-1, Аг6/3-2, Аг-6/3-3); secondarydiopside (обр. 15002, 15006, 15010, 15010б, А-03, А-04,А-13).

Рис. 7. Номограмма определения температуры образования пироксенов [Малахов, 1983] 1 - ортопироксены; 2 - клинопироксены из верлитов; 3 - клинопироксены из клинопироксенитов; 4 - вторичные клинопироксены Fig. 7. Nomogram for determining the temperature of pyroxene formation [Malakhov, 1983] 1 - orthopyroxenes; 2 - clinopyroxenes from wehrlites; 3 - clinopyroxenes from clinopyroxenites; 4 - secondary clinopyroxenes

Клинопироксены. Породообразующие клинопироксены в верлитах и клинопироксенитах представлены низкожелезистым (2,44-3,84 мас. %) диопсидом (En = 45,13-48,69; Fs = 4,00-6,18; Wo = 45,59- 49,22) (см. табл. 3). Низкое содержание Al₂O₃и отсутствие в исследуемых клинопироксенах алюминия в шестерной координации свидетельствует об образовании при давлениях менее 12 кбар [Малахов,1983]. Температура кристаллизации клинопироксе- нов оценивается по отношению Ca / (Mg + Ca) и составляет 820-920 °С (рис. 7).

Вторичные минералы. Из вторичных минералов рассмотрены регенерированные оливины, клинопи- роксены, амфиболы и серпентины.

Регенерированный оливин выявляется в серпен- тинизированных гарцбургитах и дунитах. Установлены две модификации вторичного оливина. Одна из них наблюдается в серпентинизированной оливино- вой массе гарцбургитов и дунитов и представлена небольшими по размерам и неправильными по форме скоплениями очень мелких зерен оливина (менее 0,5 мм). На фоне серпентинизированной оливиновой массы они выделяются свежим обликом и часто насыщены тонкодисперсной вкрапленностью магнетита. При этом состав новообразованного оливина отличается от исходного породообразующего большей магнезиальностью и появлением MnO (табл. 4). Другая модификация вторичного оливина устанавливается в псевдоморфных обособлениях по энста- титу и наблюдается в виде призматических индивидов, ориентированных вдоль его реликтовой спайности. Этот оливин отличается максимальной магнези- альностью по отношению к вторичному оливину в основной массе породы.

Таким образом, выявленные модификации вторичного оливина отличаются большей магнезиально- стью по отношению к первичным и относятся к форстеритам с минимальными содержаниями фаялитовой составляющей 2,05-5,20 %. В первичных оливинах содержание фаялита составляет 7,96-9,31 % (табл. 4). Содержания SiO₂остаются практически неизменными. Вторичные оливины отличаются также постоянным присутствием в них MnO, который полностью отсутствует в породообразующих оливинах. Отмечается также слабая тенденция увеличения NiO от первичных к вторичным.

Клинопироксены. Вторичные клинопироксены, как и вторичные оливины, являются продуктами преобразования исходных зерен энстатита. Они наблюдаются в псевдоморфных скоплениях по энстатиту обычно совместно с оливином, тремолитом и магнетитом в различных сочетаниях. Зерна клинопироксе- на обычно имеют призматическую форму и вытягиваются вдоль исходной спайности. Проведено их сравнение с породообразующими клинопироксенами, слагающими верлиты и клинопироксениты.

Из анализа химического состава сравниваемых вторичного и породообразующего пироксенов можно выявить их отличительные особенности (см. табл. 3). Вторичные клинопироксены отличаются возрастанием MgO и, соответственно, En. При этом отмечается уменьшение FeO и, соответственно, F и Fs. Выявляются слабые тенденции уменьшения содержаний SiO2 и

Al₂O₃. При этом содержания Cr₂O₃, СаО и, соответственно, Wo остаются практически неизменными.

Вторичные клинопироксены представлены низкожелезистым (F = 0,24-0,83 мас. %) диопсидом (En = 49,50-54,26; Fs = 0,38-1,30; Wo = 45,1750,13мас. %) с невысокими содержаниями Al2O3 (менее 1 мас. %) и Cr₂O₃(до 0,7 мас. %) (табл. 3). Низкое содержание Al2O3и отсутствие в исследуемых клинопироксенах алюминия в шестерной координации свидетельствуют об их образовании при давлениях менее 12 кбар [Малахов, 1983]. Температура кристаллизации клинопироксенов оценивается по отношению Ca / (Mg + Ca) и составляет 8701 000 °C (рис. 7). По отношению к породообразующим клинопироксенам отмечается тенденция возрастания температур их образовании.

Для выявления особенностей состава первичных и вторичных клинопироксенов приводятся бинарные диаграммы (рис. 8). На приведенных диаграммах отчетливо видно, что породообразующие клинопи- роксены характеризуются меньшими содержаниями MgO по отношению к вторичным. При этом клино- пироксены из верлитов и клинопироксенитов отличаются уменьшением содержаний SiO2 от первых ко вторым и одновременно возрастанием CaO в этом ряду. Среди вторичных клинопироксенов по содержанию SiO2 и CaO устанавливаются два типа, одни из них по этим элементам близки верлитам и клино- пироксенитам, другие заметно отличаются уменьшением SiO2 и возрастанием CaO. На диаграммах FeO-MgO и Al2O3-MgO клинопироксены из верли- тов и клинопироксенитов не обнаруживают отличий. При этом вторичные клинопироксены отличаются заметным уменьшением этих элементов по отношению к породообразующим.

Амфиболы. Агрегативные тонкозернистые скопления амфиболов довольно часто замещают исходные зерна энстатита. Согласно классификации [Leakeet al., 1997], исследованные амфиболы в уль- трамафитах Агардагского массива представлены тремолитом (табл. 5, рис. 9). Тремолиты являются маложелезистыми и малоглиноземистыми.

Серпентины. В дунитах и гарцбургитах оливин часто замещается волокнистым хризотилом и чешуйчатым антигоритом. Хризотил, слагающий петельчатые поперечно-волокнистые жилки в зернах оливина, нередко полностью их замещает. Он отличается низкой железистостью (F = 0,87-1,38) (табл. 6). При этом в процессе серпентинизации железо обособилось в самостоятельную фазу в виде тонкой вкрапленности магнетита, который тесно ассоциирует с хризотилом. Антигорит представляет, очевидно, более позднюю генерацию серпентина, которая накладывается на исходные зерна оливина и хризотиловые агрегаты. При этом антигорит отличается от хризотила большей же- лезистостью (F = 2,46-2,51).



Таблица 4

Химический состав оливинов разных генераций в гарцбургитах Агардагского массива, мас. %

Chemical composition of olivines of different generations in harzburgites of the Agardag massif, wt. %

Образец	15002	15006	15012	15017/1
	Первичный	Вторичный-1	Первичный	Вторичный-1	Первичный	Вторичный-2	Первичный	Вторичный-2
SiO2	42,55-43,90	43,12-43,33	43,08-44,75	42,48-45,25	42,87-43,28	43,95-45,02	42,59-43,11	43,84-45,10
	43,23	43,23	43,92	43,87	43,08	44,49	42,85	44,47
FeO	7,54-8,13	4,40-4,91	8,42-8,71	3,64-4,30	7,26-7,83	2,08-2,21	7,45-8,32	1,95-2,13
	7,84	4,66	8,57	3,97	7,55	2,15	7,89	2,04
MnO	н.о.	0,77-0,87 0,82	н.о.	0,39-0,51 0,45	н.о.	0,43-0,71 0,57	н.о.	0,56-0,67 0,62
MgO	47,44-48,83	50,24-51,28	45,98-47,60	50,53-52,35	48,68-49,28	52,09-53,04	48,51-49,54	52,18-53,38
	48,14	50,76	46,79	51,44	48,98	52,57	49,03	52,78
NiO	0,33-0,35	0,32-0,39	0,31-0,43	0,36-0,57	0,30-0,35	0,41-0,45	0,32-0,39	0,42-0,46
	0,34	0,36	0,37	0,47	0,33	0,43	0,36	0,44
Fa	8,19-8,54	4,59-5,20	9,30-9,32	3,88-4,41	7,63-8,28	2,19-2,28	7,78-8,78	2,05-2,19
	8,37	4,90	9,31	4,15	7,96	2,24	8,28	2,12

Примечание. Вторичный-1 - оливин в основной массе; вторичный-2 - оливин в псевдоморфных обособлениях по энстати- ту. В числителе - минимальные и максимальные содержания; в знаменателе - средние содержания (количество определений - 9 зерен первичного и вторичного оливина в каждом шлифе); н.о. - не обнаружено. Fa - содержание фаялитового минала (Fa = Fe / (Fe + Mg) x 100).

Note: Вторичный-1 - olivine in bulk; вторичный-2 - olivine in pseudomorphic segregations after enstatite. The numerator contains the minimum and maximum contents; the denominator contains the average contents (the number of determinations is 9 grains of primary and secondary olivine in each thin section); н.о. - not detected. Fa - content of fayalite minal (Fa = Fe / (Fe + Mg) Ч 100).

Рис. 8. Вариационные диаграммы составов первичных и вторичных клинопироксенов
в ультрамафитах Агардагского массива

Первичные клинопироксены: 1 - верлиты, 2 - клинопироксениты; вторичные клинопироксены: 3 - гарцбургиты

Fig. 8. Variational diagrams of compositions of primary and secondary clinopyroxenes
in ultramafic rocks of the Agardag massif

Primary clinopyroxenes: 1 - wehrlite, 2 - clinopyroxenite; secondary clinopyroxenes: 3 - harzburgites



Таблица 5 Химический состав амфиболов в ультрамафитах, мас. % Table 5 Chemical composition of amphiboles in ultramafic rocks, wt. %

Образец	Минерал	SiO2	AI2O3	FeO	MgO	CaO	Сумма
15002	Тремолит	58,16	н.о.	0,51	25,03	13,76	97,46
15025	Тремолит	58,27	0,65	0,46	25,70	11,83	96,91
15025/1	Тремолит	58,02	0,70	0,44	24,95	13,41	97,52
А-06	Тремолит	58,84	0,41	0,56	26,04	12,16	98,01
А-06/1	Тремолит	58,91	0,91	0,58	24,12	13,07	97,59

Примечание. н.о. - не обнаружено. Note. н.о. - not detected.

Рис. 9. Состав кальциевых амфиболов на классификационной диаграмме [Leake et al., 1997] Fig. 9. Composition of calcium amphiboles on the classification diagram [Leake et al., 1997]

Таблица 6 Химическийсоставсерпентиноввультрамафитах, мас. % Table 6 Chemical composition of serpentines in ultramafic rocks, wt. %

Образец	Минерал	SiO2	FeO	MgO	Сумма	F
15025/2	хризотил	49,16	0,76	40,05	89,97	1,05
А-01	хризотил	47,09	0,97	40,24	88,30	1,33
А-02	хризотил	48,61	1,04	41,62	91,27	1,38
А-03	хризотил	47,78	0,98	40,04	88,80	1,35
А-04	хризотил	46,74	0,64	40,94	88,32	0,87
А-09	хризотил	47,90	1,00	40,29	89,19	1,37
15011/4	антигорит	50,86	1,87	40,78	93,51	2,51
А-05	антигорит	48,58	1,78	39,60	89,96	2,46

Примечание. F - железистость (F = Fe / (Fe + Mg) Ч 100). Note: F - iron content (F = Fe / (Fe + Mg) Ч 100).

Обсуждение результатов

Агардагский массив сложен преимущественно реститовыми ультрамафитами дунит-гарцбур- гитового полосчатого комплекса, которые представляют собой нижнюю часть офиолитового покрова [Гончаренко, 1989]. Наиболее дебетированными являются дуниты по отношению к гарцбургитам, что отражается в изменении состава оливина и хром- шпинелида. От гарцбургитов к дунитам в оливине происходит уменьшение содержаний кремнезема и, соответственно, возрастание его магнезиальности.

При этом от гарцбургитов к дунитам изменяются также составы хромшпинелидов от алюмохромитов к хромитам. По составу энстатита установлено, что формирование исходных гарцбургитов происходило при давлениях 4-12 кбар и температурах 1 050-- 1 170 °С [Малахов, 1983].

Дуниты и гарцбургиты Агардагского массива прорываются дайковыми телами габброидов. Под их влиянием в результате высокотемпературных мета- соматических процессов ультрамафиты в экзокон- тактовых зонах даек подвергались неравномерной клинопироксенизации с образованием верлитов иклинопироксенитов. Подобные процессы клинопи- роксенизации ультрамафитов являются довольно распространенным явлением среди метаморфических перидотитов офиолитовых комплексов [Гончаренко, 1989; Леснов и др., 2019]. Процессы клинопироксени- зации способствовали изменению состава минералов. Установлено, что в верлитах состав оливина соответствует составу дунитов, однако при интенсивной клинопироксенизации в клинопироксенитах просхо- дит существенное увеличение железистости оливина и уменьшение его магнезиальности. Изменяется также состав хромшпинелидов, возрастает их глинозе- мистость и железистость. При этом их состав соответствуют субферриалюмохромитам. Подобные изменения составов оливина и хромшпинелидов установлены в Кызыр-Бурлюкском массиве в Западном Саяне [Чернышов и др., 2020].

Регрессивная стадия эволюции массива начинается с автосерпентинизации ультрамафитов, главным образом с замещения оливина петельчатым хризотилом, которое сопровождалась «освобождением» железа и обособлением его в самостоятельную фазу в виде тонкодисперсного магнетита. Образовавшийся при этом хризотил характеризуется минимальной же- лезистостью. При этом энстатит в гарцбургитах замещался баститом.

Серпентинизированные ультрамафиты в тектонически активных зонах, способствующих их разогреву, нередко подвергались прогрессивным метаморфическим преобразованиям в виде дегидратации серпентина с образованием регенерированного оливина в серпентинизированной оливиновой массе породы. Новообразованный оливин отличатся по своему составу от исходного породообразующего существенным уменьшением железистости.

На этом этапе псевдоморфозы бастита по энста- титу претерпели прогрессивные метаморфогенные преобразования. Устанавливается следующая последовательность их преобразования. На начальных стадиях отмечается образование игольчатого тремолита в бастите вдоль исходной спайности энстатита. Затем по мере возрастания температуры появляется диопсид длиннопризматической формы, также контролируемый исходной спайностью, и завершается процесс формированием призматического оливина вдоль исходной спайности. При этом новообразованные минералы характеризуются отличительными особенностями своего состава. Тремолит имеет очень высокую магнезиальность. Новоообразован- ный диопсид также отличается очень высокой маг- незиальностью, повышенными содержаниями СаО, низкой железистостью и низкими содержаниями SiO₂и Al₂O₃. По своему составу они заметно отличаются от состава диопсида в породах верлит- клинопироксенитовой ассоциации. Установлено, что вторичный оливин по псевдоморфозам бастита отличается максимальной магнезиальностью по отношению к вторичному оливину в основной массе породы.

На постметаморфическом этапе консолидированные ультрамафиты массива были прорваны гранито- идами, под влиянием флюидов которых они подвергались обширной аллосерпентинизации, способствующей возникновению антигорита, вплоть до образования серпентинитов. При этом антигорит по своему составу отличается большей железистостью по отношению к раннему хризотилу.



Заключение

Таким образом, проведенные детальные петрографические исследования ультрамафитов Агардаг- ского массива позволили выявить особенности преобразования минералогического состава, отражающие их мантийно-коровую эволюцию. На мантийном уровне ультрамафиты претерпели неравномерное деплетирование с формированием гарцбургитов и дунитов, при этом дуниты являются предельно рестированными образованиями, что нашло отражение в увеличении магнезиальности оливина и возрастании хромистости хромшпинелидов.

В коровых условиях консолидированные ультрамафиты под влиянием более поздних габбро- идных интрузий подверглись высокотемпературному метасоматозу, способствующему их клино- пироксенизации. В результате сформировались породы верлит-клинопироксенитовой ассоциации. Установлено, что с возрастанием степени клино- пироксенизации происходило увеличение желези- стости оливина и возрастание глиноземистости хромшпинелидов.

В процессе прогрессивного метаморфизма сер- пентинизированных ультрамафитов в них происходило образование вторичных минералов от среднетемпературных к высокотемпературным. Наиболее хорошо эта последовательность проявляется в эволюционной направленности изменения псевдоморфоз бастита по энстатиту. В них отчетливо прослеживается следующая последовательность образования минералов: тремолит ^ диопсид ^ оливин. Отличительными особенностями состава этих минералов является очень высокая магнезиальность.

На заключительном этапе ультрамафиты массива, очевидно, под влиянием более поздних интрузий гра- нитоидов подвергались интенсивной серпентинизации с образованием антигоритовых серпентинитов.



ЛИТЕРАТУРА

1. Велинский В.В., Вартанова Н.С., Ковязин С.В. Гипербазиты северо-западной части Сангиленского массива // Геология и геофизика. 1978. № 11. С. 14-25.

2. Гоникберг В.Е. Роль сдвиговой тектоники в создании орогенной структуры ранних каледонид Юго-Восточной Тувы // Геотектоника. 1999. № 3. С. 89-103.

3. Гончаренко А.И. Деформация и петроструктурная эволюция альпинотипных гипербазитов. Томск : Изд-во ТГУ, 1989. 404 с. Гончаренко А.И., Чернышов А.И. Деформационная структура и петрология нефритоносных гипербазитов. Томск : Изд- во ТГУ, 1990. 200 с.

4. Котляров А.В., Симонов В. А. Особенности формирования офиолитов Восточной и Южной Тувы // Металлогения древних и современных океанов - 2009. Модели рудообразования и оценка месторождений. Миасс : ИМин УрО РАН, 2009. С. 281-284.

5. Леснов Ф.П., Кужугет К. С., Монгуш А.А., Ойдуп Ч.К. Геология, петрология и рудоносность мафит-ультрамафитового массивов Республики Тыва. Новосибирск : Гео, 2019. 350 с.

6. Лоскутов И.Ю., Ступаков С.И., Симонов В.А. Петролого-минералогические особенности дунит-гарцбургитового комплекса Агардагской зоны (Юго-Восточная Тува) // Вопросы петрологии, минералогии, геохимии и геологи офиолитов. Новосибирск : Изд-во СО РАН, 1999. С. 13-23.

7. Малахов И. А. Петрохимия главных формационных типов ультрабазитов. М. : Наука, 1983. 207 с.

8. Никитчин П.А. К вопросу о геологическом строении и хромитоносности Агардагского гипербазитового массива // Материалы по геологии Тувинской АССР. 1969. Вып. 1. С. 43-47.

9. Ойдуп Ч.К. Альбитсодержащие апогипербазитовые листвениты Агардагского массива (Тува) // Гипербазитовые ассоциации складчатых областей. Вып. 4. Минералогия, геохимия. Новосибирск : АН СССР, 1987. С. 106-111.

10. Ойдуп Ч.К., Кужугет К. С. О генезисе родингитов Агардагского гипербазитового массива (Тува) // Гипербазитовые ассоциации складчатых областей. Вып. 5. Петрология, минералогия, геохимия. Новосибирск : АН СССР, 1989. С. 100-112.

11. Павлов Н.В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим составом пород ультраосновных интрузивов // Труды Геологического института РАН. 1949. Вып. 103. 91 с.

12. Пешков А.А., Чернышов А.И. Петрография хромитоносных ультрамафитов Агардагского массива (Юго-Восточная Тыва) // Вестник Института геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН. 2019. № 6. С. 12-19.

13. Пинус Г.В., Колесник Ю.Н. Альпинотипные гипербазиты юга Сибири. М.: Наука, 1966. 211 с.

14. Пинус Г.В., Кузнецов В. А., Волохов И.М. Гипербазиты Тувы. М. : Изд-во АН СССР, 1955. 136 с.

15. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М. : Наука, 1987. 230 с.

16. Симонов В. А., Котляров А.В., Котов А.Б. Петрология, геохимия и условия формирования офиолитов Тувы // Геодинами- ческая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Иркутск : Институт земной коры СО РАН, 2009. Т. 2. С. 80-81.

17. Чернышов А.И., Воробьева А.В., Юричев А.Н. Петрология Кызыр-Бурлюкского мафит-ультрамафитового массива (Северо-Восток Западного Саяна) // Известия Томского политехнического университета. Инжиниринг георесурсов. 2020. Т. 331, № 8. С. 199-207.

18. Чернышов А.И., Гончаренко А.И., Кужугет К. С., Ойдуп Ч.К. Петроструктурная эволюция гипербазитов Агардагского массива (Южная Тува) и ее роль в локализации хромитового оруденения // Вопросы геологии Сибири. 1992. Вып. 1. С. 132136.

19. Leake B.E. et al. Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Minerals and Mineral Names // Am. Mineral. 1997. V. 82, № 9-10. P. 1019-1037.

References

1. Velinsky V.V., Vartanova N.S., Kovyazin S.V. Giperbazity severo-zapadnoy chasti Sangilenskogo massiva [Hyperbasites of the northwestern part of the Sangilensky massif] // Geology and geophysics. 1978. No 11. pp. 14-25. In Russian

2. Gonikberg V.Ye. Rol' sdvigovoy tektoniki v sozdanii orogennoy struktury rannikh kaledonid Yugo-Vostochnoy Tuvy [The role of strike-slip tectonics in the creation of the orogenic structure of the early Caledonian Southeastern Tuva] // Geotektonika. 1999. No 3. pp. 89-103. In Russian

3. Goncharenko A.I. Deformatsiya ipetrostrukturnaya evolyutsiya al'pinotipnykh giperbazitov [Deformation and petrostructural evolution of alpine-type hyperbasites]. Tomsk: Publishing House Tom. University, 1989. 404 p. In Russian

4. Goncharenko A.I., Chernyshov A.I. Deformatsionnaya struktura i petrologiya nefritonosnykh giperbazitov [Deformation structure and petrology of nephrite-bearing hyperbasites]. Tomsk: Publishing house Tom. University, 1990. 200 p. In Russian

5. Kotlyarov A.V., Simonov V.A. Osobennostiformirovaniya ofiolitov Vostochnoy i Yuzhnoy Tuvy [Features of the formation of ophiolites in Eastern and Southern Tuva] // Metallogeny of ancient and modern oceans - 2009. Models of ore formation and assessment of deposits. Miass: IMU UB RAS. 2009. pp. 281-284. In Russian

6. Lesnov F.P., Kuzhuget K.S., Mongush A.A., Oydup Ch.K. Geologiya, petrologiya i rudonosnost' mafit-ul'tramafitovogo massivov Respubliki Tyva [Geology, petrology and ore content of the mafic-ultramafic massifs of the Tyva Republic]. Novosibirsk: Academic publishing house "Geo", 2019. 350 p. In Russian

7. Loskutov I.Yu., Stupakov S.I., Simonov V.A. Petrologo-mineralogicheskiye osobennosti dunit-gartsburgitovogo kompleksa Agard- agskoy zony (Yugo-Vostochnaya Tuva) [Petrological and mineralogical features of the dunite-harzburgite complex of the Agardag zone (South-Eastern Tuva)] // Problems of petrology, mineralogy, geochemistry and geologists of ophiolites. Novosibirsk: Publishing house of SB RAS, 1999. pp. 13-23. In Russian

8. Malakhov I.A. Petrokhimiya glavnykh formatsionnykh tipov ul'trabazitov [Petrochemistry of the main formation types of ultra- basites]. Moscow: Nauka, 1983. 207 p. In Russian

9. Nikitchin P.A. K voprosu o geologicheskom stroyenii i khromitonosnosti Agardagskogo giperbazitovogo massiva [On the question of the geological structure and chromite content of the Agardag hyperbasite massif] // Materials on the geology of the Tuva ASSR. 1969. V. 1. pp. 43-47. In Russian

10. Oydup Ch.K. Al'bitsoderzhashchiye apogiperbazitovyye listvenity Agardagskogo massiva (Tuva) [Albite-bearing apohyperbasite listvenites of the Agardag massif (Tuva)] // Hyperbasite associations of folded regions. V. 4. Mineralogy, geochemistry. Novosibirsk: AN SSSR, 1987. pp. 106-111. In Russian

11. Oydup Ch.K., Kuzhuget K.S. O genezise rodingitov Agardagskogo giperbazitovogo massiva (Tuva) [On the genesis of rodingites of the Agardag hyperbasite massif (Tuva)] // Hyperbasite associations of folded regions. V. 5. Petrology, mineralogy, geochemistry. Novosibirsk: AN SSSR, 1989. pp. 100-112. In Russian

12. Pavlov N.V. Khimicheskiy sostav khromshpinelidov v svyazi s...