Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания
Глава 1. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОСТКОЛЛИЗИОННЫХ И АНОРОГЕННЫХ ГРАНИТОИДОВ АЛТАЯ
На территории Алтая анорогенные гранитоиды достоверно формировались в среднем девоне, верхнем девоне, триасе и юре, а постколлизионные – в среднем девоне, поздней перми и триасе.
Среднедевонские анорогенные гранитоиды. К этому возрастному уровню относятся гранитоиды турочакского, кызылташского, майорского комплексов (рис. 1).
Турочакский гранит-лейкогранитовый комплекс (??, ??, l?, ?l?, al?D2t). Массивы турочакского комплекса сконцентрированы в трех очаговых ареалах: Турочакском, частично совмещенном с Синюхинским ареалом одноименного комплекса, Майминском, наращивающем на север Элекмонарский ареал, и Сумультинском, занимающем значительные площади на хребте Иолго и в верховьях р. Мал. Сумульты.
На стыке Горно-Алтайских, Салаирских и Кузбасских структур в девоне возник аномальный блок, где сформировался дискордантный петротипический Турочакский плутон площадью более 1000 км2. В плане он имеет округлую форму. Контролируется узлом своеобразного «тройного сочленения» – пересечения северо-восточного Ушпинского, меридионального Тайнушинского и северо-западного Бийского разломов. Его формирование протекало в процессе сдвиго-раздвиговых движений в восточном блоке Ужлепской структуры пул-апарт [Гусев, 2000]. Округлая форма плутона не связана не с одним из крупных разломов региона сдвиговой кинематики, так как интрузив не совместим со сдвиговой составляющей и имеет антипатические с ними взаимоотношения. Такая форма плутонов считается типичной для многих интрузий в мире, не связанных со сдвигами [Weinberg, Sial, Mariаno, 2004]. Именно контроль трёх пересекающихся разломов, наличие раздвиговой составляющей, дискордантный характер его и стали, определяющими при формировании округлой формы Турочакского плутона.
Петротипический Турочакский массив сложен породами 5 фаз:
1) гранодиоритами, граносиенитами, щелочными кварцевыми сиенитами, нордмаркитами;
2) адамеллитами и меланогранитами;
3) гранитами и умеренно-щелочными гранитами;
4) лейкогранитами умеренно-щелочными;
5) аляскитами [Дзагоева, Гусев, Нестерович, 2007].
Две первые фазы роговообманково-биотитовые и биотитовые. Остальные – существенно биотитовые с редким мусковитом в заключительных дериватах. Выявление фазовых взаимоотношений в пределах массива затруднено в силу того, что разности пород весьма близки по кремнекислотности, в особенности в заключительных фазах. Вялые, скрытые или термостатированные контакты разнофазовых взаимоотношений проявлены в свежих скальных обрывах Большого и Малого Иконостасов (правый борт р. Бии), а также в скалах на южной и восточной окраинах пос. Турочак. Наиболее ранние фазы локализованы в центре массива. Поздние внедрения происходили по центробежному механизму с обособлением заключительных фаз, преимущественно, на периферии плутона. Предложенные в данной работе фазовые взаимоотношения и состав пород отличаются от ранее рассматривавшихся в составе турочакского комплекса [Шокальский, Бабин, Владимиров и др., 2000]. На площади петротипического Турочакского массива указанные фазы при проведении геологосъёмочных работ не фиксировались в связи с повсеместным развитием постепенных фациальных петрографических переходов между гранитами и лейкогранитами, а также между их субщелочными разностями и породами нормального ряда, что подтверждается отсутствием соответствующих дискретных петрогеохимических групп. В то же время, иногда достаточно резкие, фазово-фациальные отношения с породами главной гранит-лейкогранитовой фазы обнаруживают мелкозернистые аплитовидные и гранофировые граниты, аляскиты, совместно с пегматитами и гранит-порфирами, образующие как дайковые тела, так и линзовидные и субизометричные тела мощностью до первых сотен метров.
Турочакский массив интрудирует разновозрастные геологические образования: кремнисто-терригенные эсконгинской свиты (V-Є1), вулканогенные (метабазальты и их туфы) и терригенные манжерокской свиты (Є1), вулканогенно-терригенные усть-семинской (Є2), терригенно-карбонатные и карбонатные сийской (Є1), карбонатно-терригенные ишпинской (О1). В Синюхинском ареале мелкие штокообразные тела турочакских гранитов и лейкогранитов прорывают гранитоиды синюхинского комплекса (D1–2). Вмещаюшие породы в экзоконтактах массивов турочакского комплекса интенсивно изменены в ореоле до 1 км и более с образованием скарнов, скарноидов и роговиков, часто сформированных (как в массивах Сумультинского ареала) по катаклазированным и брекчированным породам. Вмещающие терригенные породы, местами обогащенные углисто-графитистым материалом, интенсивно пиритизированы, ближе к контакту превращены в биотит-кордиеритовые, альбит-биотитовые и пироксен-биотит-плагиоклазовые роговики. Вулканиты манжерокской свиты интенсивно амфиболизированы, хлоритизированы и эпидотизированы.
Майорский гранит-лейкогранитовый комплекс (?, ??, l?, ?l?D2m) объединяет небольшие гипабиссальные массивы, развитые в пределах Чарышского блока Чарышско-Чуйской cтруктурно-фациальной зоны (петротипический Майорский, Чесноковский массивы) и Коргонского наложенного прогиба (Инской, Коргонский, Еловский, Щебнюхинский, Сергеевский массивы). Значительным распространением гранитоиды майорского комплекса пользуются и в других районах: верховья р. Ночной, по рекам Абай, Коксе и другим. Важность изучения массивов этого комплекса определяется несколькими факторами:
1 – в его состав включены совершенно разнородные гранитоиды, образующиеся в различных геодинамических обстановках и петрологических режимах;
2 – щелочные гранитоиды майорского комплекса знаменуют специфическую геодинамическую остановку формирования и ассоциирующего с ним оруденения;
3 – некоторые геологи предполагают, что майорские гранитоиды являются гипабиссальными комагматами соответствующим эффузивам коргонского комплекса.
Нами получены новые данные, позволяющие уточнить некоторые традиционные петрологические особенности изучаемых гранитоидов, их геодинамическую принадлежность. Наиболее корректно это можно сделать на примере петротипического Майорского массива при наличии хорошего аналитического материала.
Для майорского комплекса серийной легендой и схемой корреляции (Корреляция…, 2000) выделяются четыре фазы внедрения:
1) роговообманковые габбро, габбро-нориты и габбро-диориты (3 %);
2) кварцевые диориты, гранодиориты амфибол-биотитовые;
3) биотит-амфиболовые граниты, субщелочные и рибекитовые граниты (20 %);
4) субщелочные лейкограниты, лейкограниты и (условно) плагиолейкограниты (77 %), иногда порфировидные, микропегматитовые.
Включение в состав майорского комплекса габброидов, диоритов и плагиогранитов «инского» типа не обосновано.
В Майорском ареале закартированы кроме одноименного массива: Чалинский, Вагинский и другие. С.П. Шокальский (1990) к майорскому комплексу относил также и Усть-Тулатинский массив, который по нашим данным резко отличается от типичных майорских гранитоидов и не может рассматриваться в составе майорского комплекса [Тимкин, Гусев, Дзагоева, Смородина, 2007].
Петротипический Майорский массив имеет форму, близкую к округлой, и сложен двумя фазами внедрения:
1 – биотит-амфиболовыми меланогранитами, рибекитовыми, эгирин-рибекитовыми гранитами;
2 – лейкогранитами, микропегматитовыми лейкогранитами.
Массив представляет собой штокообразное дискордантное тело площадью около 150 км2, прорывающее отложения силура. Контакты с вмещающими отложениями неровные, извилистые. Известняки и известковистые алевролиты ороговикованы в экзоконтактовой полосе на ширину 300–350 м, отмечается развитие рудных (магнетит) гранат-везувиан-пироксеновых и эпидот-амфиболовых скарнов с флюоритом, халькопиритом. Преобладают обычно катаклазированные неравномернозернистые миароловые граниты, дающие постепенные переходы к субщелочным, рибекитовым и эгирин-рибекитовым разностям на юге интрузива в краевых и купольных частях, осложняющих западную часть массива.
Постколлизионные среднедевонские гранитоиды рассматриваем на примере Кызылташмкогог комплекса.
Кызылташский габбро-диорит-гранодиорит-граносиенит–гранит-лейкогра-
нитовый комплекс (?, ??, ??, ?l?, ?? D2k) ранее рассматривалась в ранге единого магматического комплекса, но в результате проведения работ по ГДП-200 на севере Горного Алтая указывалось на полиформационность последнего [Туркин, Гусев, Федак, 2001]. По мнению автора, разделение единого комплекса на два субкомплекса не правомочно. Данные образования пользуются нешироким распространением и на юго-востоке территории Алтайского края. Породы кызылташского комплекса встречаются в нескольких массивах: Кызылташском, Чистинском, Лягонском, Цыганском, Кележе-Еличек и других.
Кызылташский петротипический массив занимает площадь около 100 кв. км и имеет вытянутую в субширотном направлении сложную форму с субмеридиональными выступами, осложнённую взбросо-сдвиговой тектоникой. В магнитном поле к центральной части массива приурочена положительная аномалия, а в гравитационном поле массиву соответствуют слабоповышенные значения, что может свидетельствовать о скоплениях на глубине габброидных масс. К крайней западной части Кызылташского массива, в районе его фазово-фациального перехода к субвулканитам саганского комплекса, приурочен локальный гравитационный минимум, свидетельствующий о наличии здесь корневой зоны Буланакского вулкано-плутонического массива, сложенной породами кислого состава. Своей северной частью данный массив прорывает гранитоиды Турочакского плутона, а на юге и востоке – отложения венд–раннепалеозойского структурного этажа, образуя узкие ореолы контактового воздействия с окварцеванием, эпидотизацией и амфиболизацией метабазитов, мраморизацией и скарнированием известняков и ороговикованием терригенных пород.
Кызылташский массив представлен гранит-порфирами и гранофир-порфировыми микрогранитами повышенной щелочности. В целом внутреннее строение массива характеризуется неоднородностью и концентрацией более меланократовых разностей гранитоидов в центральной и южной частях массива. Наибольшие объёмы выполнены лейкогранитами субщелочного и, реже, нормального ряда, часто порфирового и порфировидного облика, занимающими значительные площади на востоке и на севере данного интрузивного тела, где присутствуют редкие мелкие неправильной формы тела и ксенолиты амфиболизированных габброидов первой фазы. Гранит-порфиры и мелкозернистые аплитовидные разности приурочены, в основном, к периферии массива и слагают его западную окраину. Типичной структурно–петрографической разностью гранитоидов Кызылташского массива являются биотитовые гранофировые и гранофир-порфировые лейкократовые и аляскитовые граниты с примерно равными количествами калишпата различной, часто низкой степени упорядоченности, и кислого плагиоклаза (альбита и альбит-олигоклаза), пользующегося резко преобладающим развитием в фенокристаллах таблитчатой формы, и с существенно кварц-калишпатовой гранофировой основной массой. В приконтактовых зонах массива порфировидные и порфировые гранитоиды нередко фациально сменяются сферолитовыми и брекчиевидными риолитоидами субвулканического облика, что наряду с другими геолого-петрографическими данными свидетельствует о его тесной комагматической связи с породами саганского комплекса и малой глубине становления.
Чистинский массив площадью около 50 км2 занимает западную часть Ужлепской грабен-синклинали, прорывая как венд–нижнекембрийские отложения эдиганской и сийской свит, так и среднедевонские вулканогенные образования саганского комплекса, обнаруживая с последними фазово-фациальные переходы через мелкозернистые, аплитовидные и порфировые разности. Форма массива определяется наличием субизометричной центральной части, сложенной в основном среднезернистыми, хорошо раскристаллизованными разностями гранитоидов повышенной щёлочности, а также северного и южного ответвлений гранит-порфирового состава, внедрённых по сбросовым тектоническим нарушениям Колташской зоны разломов. В восточной части массива присутствует неправильной формы тело кварцевых монцодиоритов второй фазы. В магнитном поле массив не выражен, а в гравитационном поле приурочен к восточной части обширного минимума, что может свидетельствовать о перекрытии значительной части данной интрузии надвинутыми блоками пород эсконгинской свиты. Эрозионный срез данного массива определяется как весьма глубокий, близкий его корневым частям.
Лягоньский массив занимает площадь около 9 км2 и секущее положение по отношению к субширотному ответвлению Турочакского плутона, отчленяя от последнего Ивановский массив, и имеет вытянутую в субмеридиональном направлении форму трещинного тела, наращивая к югу субвулканическую постройку саганского комплекса. Характерен присутствием в нём большого количества ксенолитов мраморов и мраморизованных известняков эсконгинской свиты, а также гранитоидов Турочакского плутона, тяготеющих к краевым частям данного массива. В южной части Лягоньский массив сложен гранит-порфирами, к северу – фациально сменяющимися порфировыми риолитоидами с визуально фиксируемой вкрапленностью флюорита.
Цыганский массив образует интрузив, вытянутый в субширотном направлении. Площадь интрузии более 20 кв. км. Цыганские гранитоиды своими северным и северо-восточным контактами прорывают кварцевые диориты и гранодиориты Синюхинского массива. На юге они интрудируют терригенно-вулканогенные и туфогенные образования нижнего палеозоя. Сам массив г. Цыган сложен двумя фазами однотипных гранитоидов, различающихся лишь зернистостью и микроструктурными особенностями. В первую фазу сформировались крупнозернистые, преимущественно равномернозернистые граниты. Во второй фазе отмечаются лейкограниты умеренно-щелочные.
Верхнедевонские анорогенные гранитоиды. К этому возрасту относятся юстыдского и шибеликского комплексов (рис. 1.1).
Юстыдский гранит-лейкогранитовый комплекс (l?D3ju) развит на крайнем юго-востоке Алтая в осевой части хребта Чихачева, в пределах Юстыдского дейтероорогенного прогиба. Включает серию небольших по размерам и различных по форме массивов Юстыдского ареала (с юга на север – Богутинский, Юстыдский, Барбургазинский, Таштуозекский массивы), на глубине, возможно, объединяющихся в один крупный батолитоподобный плутон с приуроченностью к нему субмеридионально вытянутой отрицательной гравиметрической аномалией, а также расположенные восточнее Цузутусайский и Ценгейсайский массивы Монгун-Тайгинского ареала. В составе юстыдского комплекса в настоящий момент выделяются две фазы внедрения. Первая фаза включает рапакивиподобные высококалиевые меланограниты и лейкократовые граносиениты, во вторую фазу объединены биотитовые и двуслюдяные порфировидные высокалиевые лейкограниты, в составе жильной фации рассматриваются аплиты, пегматиты и пегматоидные граниты. Наряду с тем, многие исследователи [Михалёва, 1968] считали массивы комплекса однофазными, но полифациальными с грубозональным строением. Так, зональность Юстыдского массива выражена в распределении кремнезема с концентрацией более меланократовых разностей гранитов в центральных частях интрузии, а более лейкократовых – по периферии и в эндоконтактах массива, где локально развиты ультракислые низкощелочные плагиограниты, являющиеся, вероятней всего, метамагматическими образованиями. Контактовые изменения проявлены в образовании широкого (более 1 км) ореола плагиоклазовых и кордиеритовых, кварц-биотитовых и амфибол-эпидотовых роговиков. Широко проявлены процессы турмалинизации, локально развиты скарнирование, грейзенизация и окварцевание.
Рис. 1.1. Структурно-тектоническая схема западной части Алтае-Саянской складчатой области на этап О1–Р1 с размещением анорогенных гранитоидов
(составлена автором с использованием материалов С.П. Шокальского,
Г.А. Бабина, Н.А. Берзина, М.М. Буслова и др.):
1 – вулканогенные образования нижнего-среднего девона (базальты, трахибазальты, андезиты, риолиты и их туфы); 2 – туфогенные образования ордовика-нижнего девона (конгломераты, песчаники, алевролиты, аргиллиты); 3 – граниты, умеренно-щелочные граниты, кварцевые сиениты среднего девона; 4 – габбро, диориты, тоналиты, граниты нижнего силура-нижнего девона; 5 – габбро, плагиограниты среднего кембрия;
6 – трансформный разлом; наименование прогибов:
1 – Тельбесский; 2 – Ануйско-Чуйский; 3 – Лебедской; 4 – Уйменский; названия трансформных разломов:
I – Бийский; II – Тельбесский (ответвление Бийского); III – Чарышско-Теректинский;
7 – кремнисто-метабазальтовые океанические образования (Є3-О).
Массивы анорогенных гранитоидов девона:
1 – Кистальский; 2 – Турочакский; 3 – Кызылташский; 4 – Цыганский; 5 – Боровлянский;
6 – Майорский; 7 – Ночной; 8 – Абайский; 9 – Шибеликский; 10 – Юстыдский
Шибеликский щелочногранитовый комплекс (Е? D3s) пользуется весьма ограниченным распространением в Онгудайском наложенном прогибе (междуречье рек Урсул и Каракол) и объединяет несколько мелких гипабиссальных массивов рибекитовых гранит-порфиров (Шибеликский, Куладинский и Каракольский массивы), а также дайки аналогичных пород протяженностью до 3 км. Массивы имеют линейно вытянутую форму, согласно простиранию прогиба, прорывают отложения верхнеживетско-франской урсульской серии и приурочены к взбросо-надвиговым разрывным нарушениям субмеридиональной и северо-восточной ориентировки. Контакты тел с вмещающими породами крутые, субвертикальные, в эндоконтактах породы приобретают эффузивно подобный облик, участками проявлен слабый катаклаз.
Алтайской серийной легендой и схемой корреляции выделяется две фазы внедрения: первая фаза представлена щелочными эгирин-рибекитовыми микропегматитовыми гранитами (варьируют до меланогранитов); вторая фаза объединяет микропегматитовые и миароловые рибекитовые лейкограниты, дайковые гранит-порфиры и гранофиры.
Позднепермско-раннетриасовые постколлизионные гранитоиды. В этот возрастной интервал происходило формирование гранитоидов синюшинского, белокурихинского, атуркольского, борсукского комплексов, обнаруживающих шошонитовую близость.
Синюшинский гранодиорит-гранит-лейкогранитовый комплекс (? P2–T1s) контролируется долгоживущими разрывными нарушениями Северо-Восточной зоны смятия и локализуется в пределах сопряженных частей Рудно-Алтайской СФЗ (массивы: Саввушинский и Волчьи Шкили), Чарышского блока (Синюшинский, Угловой массивы) и Коргонского наложенного прогиба (Тигерекский, Коровихинский, Убино-Белореченский массивы). В составе комплекса выделяются три фазы внедрения:
1) кварцевые сиениты, граносиениты, гранодиориты и меланограниты (5 %);
2) биотитовые и роговообманково-биотитовые граниты (85 %);
3) субщелочные лейкограниты и лейкограниты (10 %).
В отличие от гранитоидов предшествующих комплексов, они практически не затронуты катаклазом, за исключением локальных зон дробления и милонитизации субширотного простирания, более поздних по отношению к Северо-Восточной зоне смятия.
Гранитоиды первой фазы внедрения закартированы в северо-восточном обрамлении Тигерекского массива (70 км2), отмечаются в виде ксенолитов и мелких тел (в масштабе карты не выражены) в Синюшинском и Саввушинском массивах. В пределах Тигерекского массива они представлены порфировидными биотит-роговообманковыми кварцевыми сиенитами, подчиненными сиенитами и граносиенитами, прорывающими отложения чагырской свиты силура, коргонской свиты девона и габброиды белорецко-маркакольского комплекса. По наблюдениям В.И. Тимкина, контакты массива извилистые, причудливой конфигурации с множеством апофиз и сателлитов, отмечается обилие ксенолитов габброидов. Для пород характерна первичная гнейсовидность, выраженная линейным расположением чешуек биотита и ориентированностью кристаллов калишпата. Экзоконтактовые изменения выразились в мраморизации, окварцевании и скарнировании известняков, ороговиковании кислых эффузивов (кварц-плагиоклаз-амфиболовые роговики), амфиболизации и фельдшпатизации габброидов. В пределах зон ороговикования отмечается мигматитизация, а непосредственно вблизи контактов - появление крупных порфиробластов калишпата. Магнитное поле над гранитоидами положительное, интенсивностью до 5000 нТл, в экзоконтактах отрицательное, указываюшее на крутое (под массив) падение контактов.
Комплекс пользуется широким распространением на смежной территории Республики Казахстан, а на российской части площади листа М-45 представлен только восточной частью Быструхинского и Шихалихинского массивов, локализованных в пределах одноименного и Верхне-Катунского блоков Холзуно-Чуйской СФЗ в западной части хребта Листвяга. В целом, сменяет в северо-восточном направлении (от осевой зоны коллизии) гранитоидные батолиты позднепермского калбинского комплекса Казахстана и далее сам сменяется ареалами развития массивов белокурихинского комплекса Горного Алтая и жерновского комплекса Салаира.
Быструхинский массив прорывает метаморфиты раннего-среднего палеозоя и среднедевонские гранитоиды и ороговиковывает динамометаморфизованные палеозойские породы, включая нижнекаменноугольные отложения на смежной территории Казахстана. Мощность контактовых ореолов не превышает нескольких сотен метров, вмещающие породы метаморфизованы в условиях роговообманково-роговиковой фации и представлены кварц-биотитовыми, кварц-кордиерит-биотитовыми и плагиоклаз-эпидот-актинолитовыми роговиками, участками отмечаются гранат-везувиановые, диопсид-гранатовые и эпидот-гранатовые скарны [Перфильев, Мочановский, Кунаев, 1963]. В составе массива выделяются граниты и лейкограниты второй и третьей фаз внедрения, жильные аплиты, пегматиты, редкие дайки гранит-порфиров и долеритов. По данным Ю.С. Перфильева, существенно преобладают биотитовые равномернозернистые и порфировидные граниты второй фазы внедрения. В эндоконтактах массива развиты гранодиориты, реже граносиениты и кварцевые сиениты, а также лейкократовые габбро предшествующего среднедевонского катандинского комплекса.
Белокурихинский гранит-лейкогранитовый комплекс (?, ?l? P2–T1b) выделен в пределах северной части Горного Алтая и локализован в двух ареалах: Белокурихинском, включающем крупный петротипический Белокурихинский и Осокинский массивы, и Верхне-Талицком, на территории региона представленном Щебетинским массивом. Массивы комплекса, совместно с интрузиями развитого на территории Салаира жерновского комплекса, образуют дугообразно изогнутую на восток субмеридиональную полосу гранитоидных батолитов, локализованных западнее массивов гранитоидов латитого ряда (айский и борсукский комплексы). В составе комплекса выделяются три фазы внедрения:
1) гранодиориты и меланограниты (менее 1 %);
2) порфировидные биотитовые граниты (65 %);
3) субщелочные двуслюдяные и мусковитовые граниты (35 %).
Жильные образования представлены редкими дайками гранит-порфиров, аплитовидными гранитами, аплитами, пегматитами.
Гранитоиды Белокурихинского плутона площадью около 500 км2 развиты в междуречье Ануй-Песчаная и включают более мелкие Осокинский, Сосновский, Точильный, Курановский штоки и восточной частью петротипического Белокурихинского массива одноименного очагового ареала. В составе белокурихинского комплекса выделяются три фазы внедрения:
1) меланограниты, гранодиориты;
2) биотитовые граниты;
3) биотитовые и двуслюдяные лейкограниты, умеренно-щелочные лейкограниты.
По геологическим и геофизическим данным батолит имеет лакколитоподобную форму с толщиной тела порядка 2–3 км. Петротипический Белокурихинский массив приурочен к одноименному Белокурихинскому аллохтонному блоку, сложенному метаморфитами нижнего палеозоя, на отдельных участках прорывает тектонически сопряженные вулканогенно-осадочные отложения Каменского аллохтона и карбонатно-терригенные отложения Ануйский блока. Бурением гранитоиды комплекса установлены под покровом палеоген-четвертичных отложений Бийско-Барнаульской впадины. В магнитном поле гранитоиды оконтуриваются двумя аномальными зонами – Западно-Белокурихинской и Восточно-Белокурихинской с градиентным повышением соответственно 2–3 мэ/км и 6–10 мэ/км. Общее градиентное повышение магнитного поля обусловлено магнетитсодержащими гранитами массива, а линейные аномалии, тяготеющие к экзоконтакту – линейными зонами ороговикования. Контакты массива извилистые, широко развиты мелкие апофизы с ксенолитами роговиков и кристаллосланцев. Наиболее крутое падение контакта наблюдается между сёлами Дресвянка и Песчаное. К северо-востоку от с. Карпово кровля массива полого погружается в юго-западном направлении, что подчеркивается широким развитием фации мелко-среднезернистых гранитов и большой шириной контактового ореола. Наиболее пологий контакт предполагается в бассейне рек Осиновки и Сосновки, где в кристаллосланцах и гнейсах протерозоя широко проявлены контактово-метасоматические изменения и отмечаются мелкие сателлиты массива [Кривчиков и др., 2001].
Контактово-метаморфические изменения вмещающих пород наиболее проявлены в отложениях кембро-ордовика и девона, и выражаются в интенсивном ороговиковании. Мощность контактовых ореолов варьирует в широких пределах от 1 до 3 км, и зависит от крутизны падения контактов. Роговики отвечают амфибол-роговиковой фации и в зависимости от состава исходных пород подразделяются на кордиерит-биотит-плагиоклазовые (исходные алеврито-глинистые породы), биотит-кварцевые (аркозовые песчаники) и кварц-эпидот-актинолитовые (известковые песчаники, алевролиты и эффузивы) разности. Контактово-метаморфические изменения в кристаллосланцах и гнейсах протерозоя не наблюдаются, а в гранитоидах усть-беловского комплекса они проявлены слабо и выражаются в замещении роговой обманки агрегативным биотитом в непосредственной близости от контактов.
Щебетинский массив, по гравиметрическим данным, представляет собой купол (57 км2) невскрытого эрозией батолита с вертикальной протяженностью 10–12 км, плавно погружающегося в северо-западном направлении вдоль зоны Бащелакского разлома. В гравитационном поле гранитоидам соответствует аномалия с относительным понижением 8–10 мгл и резкоградиентными границами. Контакты с вмещающими породами рвущие, средней крутизны (55°), с падением в сторону вмещающих пород. Осадочные породы кембро-ордовика и ордовика превращены в кордиерит-биотитовые и биотитовые роговики с шириной контактовых ореолов до 2 км. Вмещающие гранодиориты Строчихинского массива на контакте осветлены, роговая обманка замещена мелкочешуйчатым биотитом. Массивы сложены двумя группами пород, связанных фациальными переходами: крупно-среднезернистыми порфировидными нормальными и субщелочными турмалин-двуслюдяными лейкогранитами и среднезернистыми нормальными и субщелочными гранат-турмалин-мусковитовыми лейкогранитами. В приконтактовых частях местами отмечены мелкозернистые разности. Гранитоиды лишены следов катаклаза, широко проявленного в соседних массивах более древних комплексов [Уваров, 2001].
Атуркольский гранитовый комплекс (?Р2-Т1а) представлен одноименным массивом в Кабак-Тайгинской зоне разломов Западно-Саянского мегаблока, а серийной легендой и схемой корреляции [Шокальский, Бабин и др., 2000] к атуркольскому комплексу отнесен также Чульчинский массив.
Атуркольский массив имеет размеры 13?10 км и субизометричную в плане форму, дискордантную по отношению к вмещающим геологическим структурам. С.П. Шокальским [Шокальский, Бабин и др., 2000] в составе атуркольского комплекса выделяется две фазы внедрения: первая, включающая порфировидные биотитовые меланограниты, и вторая, в которую входят биотитовые и двуслюдяные лейкограниты и умеренно-щелочные лейкограниты. По результатам геологосъемочных работ, массив сложен однородными крупнопорфировидными биотитовыми, редко – амфибол-биотитовыми гранитами массивной текстуры, содержащими фенокристаллы микроклина размером до 2–3, иногда до 5 см (нередко, с плагиоклазовой оторочкой) и, менее, плагиоклаза (олигоклаза) размером до 1–2 см. Количество биотита достигает 5–10 %, что позволяет данные породы относить к меланогранитам, в качестве акцессорных минералов широко развиты магнетит (до 7 кг/т), ильменит, турмалин, циркон, ортит, апатит, торит, редко встречаются рутил, флюорит, гранат, молибденит, монацит, ксенотим, корунд. Распределение кристаллов микроклина иногда характеризуется трахитоидностью, что придает породам гнейсовидный облик, в других случаях наблюдается их шлироподобные скопления (до 90 % объема породы), присутствуют также обособления более мелкозернистых и более меланократовых пород с содержанием биотита до 20 %. Фиксируются фациальные вариации гранитов до биотитовых крупно порфировидных гранодиоритов. Жильные образования представлены маломощными телами гранит-порфиров, аплитов и пегматитов, жилами лейкогранитов (иногда повышенной щелочности), распространенными как внутри массива, так и в его экзоконтактах, где вмещающие породы кембрия, и раннего девона интенсивно изменены до кордиерит-биотитовых и биотитовых роговиков в ореоле до 3-х км, на юго-западе сливающихся с полем биотитизированных пород, на космоснимках соответствующим кольцевой структуре, интерпретируемой как невскрытая интрузия, аналогичная Атуркольскому массиву. Наряду с роговиками, в контакте данного массива с породами самого различного возраста, локально развиты пироксен-гранатовые скарны с локальными концентрациями золота (до 1–3 г/т) и WО3 (0,15 %).
Постколлизионные гранитоиды охватывают сложные высококалиевые известково-щелочные серии, связанные с постколлизионными процессами: борсукский, жерновской, айский, теранджикский, тархатинский комплексы.
Борсукский габбро-сиенитовый комплекс (??, ?? Р2-Т1br) на территории Алтайского края (и в целом) имеет очень ограниченное распространие и выделен в Кузбасской серийной легенде (Бабин и др., 1999) в двух незначительных по площади ареалах: Борсукском на востоке Салаира, на границе Тогульского и Ельцовского блоков Бердско-Ельцовской СФЗ, и Гришихинском, локализованном в Южном Салаире, в пределах Кивдинской СФЗ. Породы комплекса слагают мелкие массивы штокообразной формы и пространственно ассоциированные с ними дайки и дайкообразные тела граносиенитов, микросиенитов и сиенит-порфиров. Кроме того, присутствуют дайки беербахитов (габбро-порфиритов), диорит-порфиритов и роговообманковых сиенитов, локализованные в пределах Борсукского массива. Породы главной фазы представлены габброидами, диоритами, монцодиоритами, биотит-амфиболовыми порфировидными сиенитами, кварцевыми сиенитами и граносиенитами, вероятно, находящимися в фациальных взаимоотношениях.
Рис. 1.2. Схема размещения анорогенных интрузивных массивов
и дайковых поясов позднегерцинско-киммерийского цикла:
1 – массивы пермо-трасовой магматической провинции; 2 – массивы юрско-меловой магматической провинции; 3 – дайковые пояса терехтинского габбро-долеритового комплекса; 4 – дайковые пояса (ареалы) чуйского лампрофирового комплекса;
5 – границы надвиго-складчатых систем:
I – Салаирско-Алтайской, II – Западно-Саянской, III – Южно-Алтайской. Анорогенные интрузивные массивы:
1 – Щибетинский; 2 – Верх-Талицкий; 3 – Каракольский; 4 – Белокурихинский;
5 – Курановский «шток»; 6 – Осокинский; 7 – Айский; 8 – Тавдушинский;
9 – Шихалихинский; 10 – Быструхинский; 11 – Орочаганский; 12 – Акалахинский;
13 – Алахинский «шток»; 14 – Чиндагатуйский; 15 – Текекунгенская группа;
16 – Кургунджаринский; 17 – Монгольско-Алтайский; 18 – Калгутинский;
19 – Жанедынгуйский; 20 – Тархатинский; 21 – Теранджинский; 22 – Атуркольский;
23 – «Эдельвейс». Дайковые пояса:
1 – Чарышский; 2 – Ишинский; 3 – Шебалинский; 4 – Сумультинский; 5 – Кайтанакский;
6 – Терехтинский; 7 – Улаганский; 8 – Курайский; 9 – Белатрский; 10 – Сайлюгемский;
11 – Юстыдский; 12 – Восточно-Калгутинский; 13 – Джазаторско-Юстыдский;
14 – Чуйский; 15 – Кубадринский; 16 – Прителецкий пегматитовый
Петротипический Борсукский массив локализован на границе региона, значительной частью располагаясь за его пределами, в правобережье р. Томь-Чумыш (г. Борсук), имеет площадь выхода на эрозионную поверхность около 6 км2 и субизометричную, грубоовальную в плане, слабо удлиненную в север-северо-западном направлении форму. В целом данный массив представляет собой шток с крутыми
(60–80°) углами падения контактов, прорывающий карбонатно-терригенные отложения средне-верхнеордовикской веберовской свиты с образованием контактово-метаморфического ореола и пироксен-плагиоклазовых роговиков в полосе шириной до 20–30 м. В пределах массива развиты маломощные (0,1–0,2 м) кварцевые и карбонатные жилы, при этом в последних установлена стронциевая минерализация.
Массив имеет сложное строение, при этом центральная часть его представлена габброидами и диоритами, которые образуют здесь обособленные тела, окруженные щелочными сиенитами и граносиенитами. По данным С.П. Шокальского, Г.А. Бабина (2000), ядро массива сложено субщелочными габброидами и монцодиоритами, а периферические части – сиенитами и граносиенитами.
Жерновский монцонит-граносиенит-гранит-лейкогранитовый комплекс
(?, l?P2-T1z) на территории Алтайского края пользуется достаточно широким распространением. В пределах Салаира массивы данного комплекса образуют два ареала: Жерновский ареал, расположенный в Хмелевском прогибе, на северо-востоке региона, и наращивающий к юго-западу Выдрихинский ареал одноименного (елбанского) диорит-тоналит-плагиогранитного комплекса, и более крупный Горновский ареал, включающий большую группу массивов, перекрытых чехлом рыхлых отложений Бийско-Барнаульской впадины и закартированных по результатам бурения и геофизическим данным. Последние пространственно объединяются с расположенным южнее, в северной части Горного Алтая, Белокурихинским ареалом одновозрастного белокурихинского гранит-лейкогранитового комплекса, образуя с ним и с локализованным севернее Жерновским ареалом единый пояс гранитоидных батолитов субмеридионального простирания. На Салаире массивы рассматриваемого комплекса, отчасти совмещаясь в пространстве с ареалами развития выдрихинского комплекса, наращивают последние, а также расположенные восточнее ареалы распространения борсукского габбро-сиенитового комплекса, смещаясь по отношению к ним в западном направлении. При этом в ряде случаев гранитоиды выдрихинского и жерновского комплексов сближены по петрографическому и химическому составам, что затрудняет их расчленение и идентификацию.
Жерновский ареал состоит из одноименного массива, расположенных южнее двух его сателлитов и мелких разрозненных штоков гранитоидов в правом борту р. Чумыш. Ранее в его состав включались отнесенные к выдрихинскому комплексу центральная часть Выдрихинского массива и группа интрузий к юго-востоку от него (Еловская группа массивов). Горновский ареал объединяет Еландинский, Горновский, Луговской, Бийский, Чемровский, Большеречинский, Сорокинский и Воеводский массивы. Последний может рассматриваться как юго-восточная часть Горновского массива. По данным В.Н. Токарева (1998), массивы Горновского ареала жерновского комплекса хорошо выражены в геофизических полях; на карте остаточных аномалий силы тяжести им соответствуют заметно пониженные значения регионального гравитационного фона (в эпицентрах – до –10 мгл). В магнитном поле массивы обычно сопровождаются дифференцированными значениями с преобладанием положительных аномалий. Чемровский массив и большая часть Горновского массива характеризуются сравнительно спокойным магнитным полем, что обусловлено почти полным отсутствием здесь пород первой фазы внедрения.
Еландинский массив является наиболее изученным, расположен в левобережье р. Чумыш, в бассейне р. Яма, и практически полностью, за исключением отдельных обнажений по правому борту р. Яма, перекрыт чехлом рыхлых отложений Бийско-Барнаульской впадины. Массив имеет сравнительно небольшие размеры с удлинением в северо-восточном направлении. Первая фаза внедрения представлена биотит-роговообманковыми кварцевыми монцонитами и монцодиоритами, фациально варьирующими до диоритов и, по данным В.Н. Токарева (1992, 1998), слагающими периферические северо-западную и южную части массива (15–20 % объема массива). Вторая фаза (доминирует в массиве) объединяет роговообманково-биотитовые и биотитовые меланограниты (преобладают) и граносиениты с петрогеохимическими вариациями до гранодиоритов и субщелочных меланогранитов (65–70 %). Третья фаза внедрения включает доминирующие здесь биотитовые граниты и лейкограниты нормальной щелочности, по составу варьирующие до резко количественно подчиненных субщелочных лейкогранитов и низкощелочных аляскитов, вероятно, представляющих собой жильную фацию комплекса. В.Н. Токаревым и схемой корреляции (Корреляция…, 2000) выделяется четвертая фаза внедрения, представленная биотитовыми лейкогранитами и порфировидными гранит-аплитами, но петрогеохимически последние образуют единую, с отсутствием дискретности, породную группу с гранитами третьей фазы и не имеют с ними зафиксированных фазовых взаимоотношений.
Еландинский массив прорывает и метаморфизует разновозрастные отложения, в том числе терригенные породы позднедевонско-раннекаменноугольной мозжухинской серии, с образованием биотитовых роговиков, характеризующихся весьма высокими содержаниями калия (К2О = 10,2 %) и марганца (МnО = 0,99 %), возможно, за счет присутствия в биотите молекулы манганофиллита. На Яминском участке контактовому воздействию со стороны гранитоидов подвергнуты туфогенно-терригенные отложения мартыновской толщи и динамометаморфиты шалапского меланжевого комплекса с образованием амфибол-плагиоклазовых и мусковит-альбитовых роговиков в приконтактовой полосе шириной до 1 км. Наиболее характерные гидротермально-метасоматические изменения выражены в широко проявленном окварцевании с убогой сульфидной минерализацией и развитии кварц-турмалиновых метасоматитов, при этом турмалинизация проявлена в ореоле до 3–5 км от контакта массива.
Петротипический Жерновский массив, по геофизическим данным, представляет собой купол более крупного плутона, а на эрозионной поверхности докайнозойского фундамента имеет форму овала размером 9?14 км, удлиненного в субмеридиональном направлении. В магнитном поле ему соответствует более широкая положительная аномалия, а на карте остаточных аномалий силы тяжести – такая же область пониженных значений регионального гравитационного фона. По резкоградиентной зоне магнитного поля устанавливается крутое падение его северного контакта при пологом погружении южного контакта, что подтверждается наличием здесь его сателлитов в виде небольших удлиненных тел, ориентированных паральлельно контакту основного массива. Жерновский массив имеет довольно выдержанный состав с развитием биотитовых лейкогранитов нормальной щелочности с преобладанием калия над натрием.
Триасовые постколлизионные гранитоиды. К триасовому возрасту постколлионных гранитоидов отнесены гранитоиды айского, таджилинского и тархатинского комплексов.
Айский монцонит-сиенит-граносиенит-лейкогранитовый комплекс (qx, ?x, ??, ?l?, qx-?l? T1?) выделен на севере Горного Алтая, где представлен единственным одноименным ареалом, включающим достаточно крупный Айский массив площадью 70 км2 и два мелких массива: Айченок и Тавдушинский, закартированные в пределах Каимского блока Аламбайско-Каимской СФЗ. В составе комплекса Ю.А. Туркиным выделяются три фазы внедрения:
1) меланосиениты и монцогаббро;
2) сиениты, кварцевые сиениты и граносиениты;
3) биотитовые мусковит содержащие субщелочные лейкограниты, с фацией эндоконтакта, представленной флюорит содержащими лейкогранитами и субщелочными лейкогранитами.
Породы сиенитовой и гранитной группы находятся примерно в равных количественных отношениях. В составе комплекса нами выделяются четыре фазы внедрения:
1) монцогаббро, монцониты и меланосиениты;
2) сиениты, кварцевые сиениты и граносиениты;
3) биотитовые умеренно щелочные лейкограниты и умеренно-щелочные граниты;
4) флюорит содержащие двуслюдяные умеренно-щелочные лейкограниты.
Взаимоотношения двуслюдяных флюорит содержащих лейкогранитов с биотитовыми лейкогранитами зафиксированы нами в юго-восточной части Айского массива. Четвёртая фаза внедрения распространена локально (на юго-востоке Айского и в приконтактовой восточной части массива Типешки и северной – Мохнатой, в западном и восточном эндоконтактах Бабырганского массива. Именно с породами четвёртой фазы связано грейзеновое и пегматитовое редкометалльное оруденение.
Петротипический Айский массив входит в состав полихронного магматического узла, основной объем которого занимают Бирюксинский и Бабырганский гипабиссальные массивы топольнинской ассоциации. В структурно-тектоническом плане он приурочен к Устюбинскому аллохтону и имеет форму трещинной интрузии, конкордантной вмещающей раме. В отличие от девонских интрузий, гранитоиды Айского массива характеризуются высокоинтенсивным положительным магнитным полем с аномалиями изометричной формы и повышенной радиоактивностью. Гравитационное поле неоднородное с отрицательными и положительными остаточными аномалиями, отвечающими полям распространения различных фаз. Формы контактов ровные, иногда заливообразные. Центральная часть массива перекрыта рыхлыми кайнозойскими отложениями. На западном фланге породы данного плутона прорывают микропегматитовые граниты Бирюксинского массива, которые на контакте перекристаллизованы с возникновением вторичного гранобластового агрегата биотит-кварц-полевошпатового состава. Юго-восточный и южный контакты массива обнажены фрагментарно, на гребнях водоразделов. Вмещающие венд-нижнекембрийские отложения ороговикованы в амфибол-роговиковой фации и подразделяются на кварц-кордиерит-биотитовые (по глинисто-алевролитовым породам) и кварц-плагиоклаз-эпидот-актинолитовые разности (по основным породам). Ширина контактовых ореолов варьирует от 0,1 до 1,5 км. Отмечаются единичные мелкие тела актинолит-гранатовых скарнов [Кривчивчиков, 2001Ф].
Теранджикский гранит-граносиенит-монцодиоритовый комплекс (??T1tz) выделен в виде единственного мелкого одноименного массива и ограниченного количества даек, приуроченных к зоне динамометаморфизма Кубадринского разлома (в висячем блоке надвига) и расположенных в пределах юго-западной периферии Курайского тектонического блока.
Теранджикский массив имеет форму субизометричного штока размером 2?1,5 км с незначительным удлинением в северо-западном направлении вдоль зоны разлома. Юго-западный контакт массива тектонический, в других случаях наблюдается орговикование кристаллосланцев курайского метаморфического комплекса и динамометаморфитов карасуйского комплекса, в юго-восточной части при пологом (20–30°) залегании контакта ореол роговиков достигает 200 м. Внутреннее строение массива характеризуется концентрической зональностью. По данным А.И. Родыгина [Родыгин, 2001], Н.И. Гусева, в северо-западной части массива в небольшом объеме развиты породы первой фазы внедрения, представленные среднезернистыми и средне-крупнозернистыми биотит-пироксен-амфиболовыми монцонитами и монцодиоритами, сменяющимися к юго-востоку пироксен-амфибол-биотитовыми сиенитами, кварцевыми сиенитами и кварцевыми монцодиоритами второй фазы, слагающими также значительную площадь в юго-восточной части массива. Центральная часть штока сложена розоватыми мелкозернистыми биотитовыми и мусковит-биотитовыми гранитами третьей фазы. Н.И. Гусевым отмечается значительная изменчивость минерального состава, особенно в породах первой и второй фаз, при этом граница фаз нечеткая и выражена полосой гибридных пород такситового строения шириной около 3–4 м.
Дайковые породы теранджикского возраста представлены шонкинитами, вогезитами, сиенит-порфирами, а также порфировыми трахиандезитами и трахидацитами Кубадринского железорудного поля. Шонкиниты в различной степени альбитизированы и характеризуются преобладанием авгита над биотитом и роговой обманкой, вогезиты, как и шонкиниты, имеют призматическизернистую структуру, где альбитизированный калишпат доминирует над роговой обманкой и плагиоклазом, роговообманковые сиенит-порфиры характеризуются бостонитовой основной массой и развитием фенокристаллов почти полностью альбитизированного калишпата. Трахиандезиты и трахидациты макроскопически имеют эффузивный облик при порфировой, гломеропорфировой структуре и вариолитовой основной массе.
Тархатинский граносиенит-монцодиоритовый комплекс (q??, ??T1tr) в виде нескольких мелких массивов выделен на юго-востоке Горного Алтая в северо-восточной пограничной зоне Южно-Алтайского мегаблока, где в зоне Саржематинского разлома локализован петротипический Тархатинский массив. Еще один мелкий массив (Жаньедынгуйский шток) закартирован западнее, в левобережье р. Жасатер, и, по результатам крупномасштабных геологосъемочных работ, рассматривался в составе чуйского лампрофирового комплекса. По мнению С.П.Шокальского [Шокальский, Бабин и др., 2000], в составе комплекса выделяется две фазы внедрения; при этом в первую включаются пироксен-биотит-амфиболовые кварцевые монцониты и монцодиориты, а во вторую – высококалиевые микропегматитовые граносиениты и кварцевые сиениты.
Тархатинский массив расположен в бассейне верхнего течения р. Тархаты, где приурочен к зоне Саржематинского разлома, имеет удлиненную форму, небольшие (около 3 кв. км) размеры и ориентирован в северо-западном направлении согласно простиранию разлома. В значительной части выходы данного интрузивного штока перекрыты четвертичными отложениями, с северо-востока массив контактирует (возможно, тектонически) с метаморфическими сланцами кокузекского комплекса, а на юго-востоке и на западе прорывает флишоидные терригенные отложения кембро-ордовикской горноалтайской серии. Вмещающие сланцы в ореоле от десятков метров в западном и до сотен метров в юго-восточном экзоконтакте превращены в кварц-биотитовые, кварц-мусковитовые, кварц-кордиерит-биотитовые роговики и гранитизированные ороговикованные породы.
Юрские анорогенные гранитоиды охватывают чиндагатуйский, алахинский
комплексы.
Чиндагатуйский (калгутинский) гранит-лейкогранитовый комплекс (?, l?J1cn) образует обширный ареал на юге Горного Алтая в пределах Южно-Алтайской группы блоков, объединяя различные по размерам и форме массивы, большей частью локализованные среди терригенных флишоидных кембро-ордовикских отложений горноалтайской серии и, в отдельных случаях, среди вулканогенных пород раннедевонского трахиандезит-дацит-риолитового аксайского комплекса (Калгутинский массив). Для многих массивов (Орочаганский, Акалахинский, Текекунгенский и др.) характерна удлиненная дискордантная форма с ориентировкой во взаимно перпендикулярных, запад-северо-западном и север-северо-восточном направлениях, трассирующих соответственно терехтинское направление разломов и зон локального растяжения в кинематической позиции скрытых трещин отрыва. Массивы данного комплекса прорывают гранитоиды среднедевонского рахмановского гранодиорит-гранитового комплекса, расширяя ареал их распространения на восток и окаймляя крупный Рахмановский плутон. Значительной частью массивы чиндагатуйского комплекса (Чиндагатуйский, Кунгурджаринский) расположены за пределами российской части территории листа М-45 или расположены полностью на территории Казахстана, образуя обширный Верхне-Бухтарминский ареал.
В составе комплекса С.П. Шокальским [Шокалский, Бабин и др., 2000] выделяется три фазы внедрения. Первая фаза включает порфировидные биотитовые меланограниты, вторая – порфировидные турмалинсодержащие мусковит-биотитовые граниты, третья – порфировидные двуслюдяные и мусковитовые лейкограниты с высокими содержаниями рубидия, лития, цезия. В то же время какого-либо заметного петрографического и петрохимического различия между гранитоидами различных фаз не отмечены; в различных массивах, по данным геологосъемочных работ, описывается разный, но очень близкий состав фазовых образований, при этом в состав первой и второй фаз включаются лейкограниты, а в состав третьей – граниты, а фазовые контакты фиксируются по развитию мелкозернистых разностей. В составе жильной фации развиты аплиты, микрограниты, гранит-порфиры и пегматиты, иногда слагающие сложно построенные тела с пегматитовым ядром и аплитовой оторочкой. В контакте с терригенными породами массивы комплекса имеют четкие интрузивные, нередко прямолинейные контакты с образованием зоны роговиков шириной до 1,5–2 км и, иногда, с их ксенолитами в эндоконтакте. Постинтрузивные метасоматические изменения в гранитах комплекса проявлены в виде грейзенизации, обычно приуроченной к зонам повышенной трещиноватости.
Петротипический Чиндагатуйский массив на данной территории занимает бассейн реки Чиндагатуй, имеет сложную форму и фиксируется отрицательной гравиметрической аномалией. По данным В.И. Тимкина, гранитоиды всех фаз характеризуются очень устойчивым структурно-текстурным обликом. Значительная часть массива сложена гранитоидами, относимыми к породам первой фазы, представленной биотитовыми и двуслюдяными гранитами средне-крупнозернистой и порфировидной до грубопорфировидной текстуры с фенокристаллами микроклина и плагиоклаза размером 3–5 см, иногда до 7 см и сильными вариациями количества мусковита. В эндоконтактовой части в интервале 1–3 м развиты породы гранит-порфирового облика. К породам второй фазы отнесены двуслюдяные редко порфировидные граниты и лейкограниты с более крупными кристаллами плагиоклаза размером до 3–4 см и с повсеместным присутствием турмалина.
Наиболее крупными массивами данного комплекса являются Акалахинский и Орочаганский плутоны, при этом первый сложен преимущественно биотитовыми гранитами, имеет ассиметрично-овальную форму со скошенным, спрямленным (вероятно, крутым) юго-восточным контактом и ориентирован в северо-восточном направлении без видимой приуроченности к тектоническим нарушениям, а второй – сложную, вытянутую на 40 км в северо-западном направлении форму с провесами ороговикованной кровли в своей юго-восточной части, что может свидетельствовать о слабом эрозионном срезе данного массива. В Орочаганском массиве, наряду с порфировидными биотитовыми меланогранитами первой фазы, более, чем в других массивах, развиты двуслюдяные среднезернистые и редко порфировидные лейкограниты и мелкозернистые аплитовидные (северо-запад массива) граниты и лейкограниты.
Обособленное пространственное и специфическое геологическое положение занимает Калгутинский массив, локализованной в ядерной части Калгутинского грабена, при этом предполагается, что на глубине данный плутон заполняет практически все пространство девонской вулкано-тектонической депрессии. На поверхности массив обнажен в виде субширотно ориентированного ассиметричного овала, суженного и клиновидного на западе и расширенного на востоке. Супракрустальная рама массива представлена контактово-метаморфизованными породами аксайского субвулканического комплекса, при этом ширина контактового ореола варьирует от 300 м до 1,5 км, а в эндоконтактах отмечаются постепенные (в интервале 5–20 см) переходы гранитоидов в риолиты. В составе массива, по данным изучавших его геологов, выделяются две фазы внедрения: гранитовая и лейкогранитовая, а также жильная фация аплитов, аплитовидных гранитов и пегматитов. Характерным признаком доминирующих количественно биотитовых гранитов первой фазы является их порфировидность, при этом во внутренних частях массива преимущественным развитием пользуются крупно-среднезернистые, а в периферической и западной части – неравномернозернистые и мелко-среднезернистые разности. Часто фиксируется неоднородность пород, выраженная в полосчатости, наличием шлирообразных скоплений биотита, в западной половине массива фиксируется присутствие элипсоидальных до шарообразных включений пород гранодиоритового состава размером до 20–30 см.
Лейкограниты предположительно второй фазы внедрения Калгутинского массива слагают в его пределах три штока (Восточный, Джумалинский, Аргамджинский), расположенные цепочкой по широтной оси плутона. Наиболее крупный Джумалинский купол в центральной части массива имеет четко выраженное зональное строение: в периферических зонах развиты мелкозернистые порфировидные гранитоиды, во внутренних частях – преимущественно среднезернистые разности. Нередко, что особенно характерно для Аргамджинского купола, наблюдаются переходные разности и отсутствие резкого фазового контакта данных пород с порфировидными биотитовыми гранитами. Основными петрографическими особенностями лейкогранитов Калгутинского массива являются преобладание мусковита над биотитом и развитие турмалина, представленного шерлом и развитого в виде шлировых и цепочечных агрегатных обособлений, и более кислый состав плагиоклаза, в редких случаях представленного апозональными кристаллами с андезиновым ядром. Набор акцессорных минералов характеризуется наличием апатита, циркона, монацита, флюорита, обедненностью магнетитом, сфеном, обогащенностью турмалином, пиритом и присутствием высокоглиноземистых минералов (андалузит, силлиманит) и граната, а также вольфрамита, молибденита, базобисмутита, халькозина, халькопирита.
Алахинский гранит-лейкогранитовый комплекс (l?, ??J1a) объединяет выделяемые Алтайской серийной легендой [Шокальский, Бабин и др., 2000] алахинский комплекс редкометалльных гранитов и восточно-калгутинский комплекс литий-фтористых лейкогранитов, вероятнее всего, по мнению целого ряда геологов, представляющих собой поздние фазы чиндагатуйского гранит-лейкогранитового комплекса. С учетом данной точки зрения рассматриваемый в данном отчете алахинский гранит-лейкогранитовый комплекс выделяется со значительной долей условности и с развитием его породных ассоциаций в двух очаговых ареалах – Алахинском и Восточно-Калгутинском, более того, возраст его, как и чиндагатуйского комплекса, остается проблематичным, при этом нельзя исключать метасоматический генезис ряда слагающих его пород.
Алахинский ареал (комплекс в объеме серийной легенды) включает несколько мелких штоков и даек на юго-западной окраине плоскогорья Укок в районе Алахинского озера и перевала Укок на границе с Республикой Казахстан. На территории российской части листа М-45 полностью расположены два сближенных штока сподуменовых гранит-порфиров, локализованные в южной периферической части Рахмановского массива и имеющие размеры 1000?650 и 400?250 м. В их составе С.П. Шокальским с соавторами [Шокальский, Бабин и др., 2000] выделяется две фазы внедрения: первая, представленная высокоглиноземистыми лейкогранитами, и вторая, включающая гранит-порфиры, апогранитовые альбититы и танталоносные альбитит-порфиры.
По результатам проведенных крупномасштабных геологосъемочных работ, Алахинские штоки сложены относительно однообразными, с вкраплениями кварца и сподумена гранит-порфирами, с крупными (до 150?70 м), инъецированными гранит-порфирами останцами и мелкими угловатыми ксенолитами вмещающих гранитов рахмановского комплекса. Фациально, что, в частности, наблюдается в южной части Главного штока, гранит-порфиры плавно сменяются лейкогранитами аплитовидного облика. В северном эндоконтакте Главного штока развита зона тонкозернистых, обогащенных скоплениями турмалина (шерла), альбититов, с удалением от контакта в интервале от первых метров до 20–30 м, сменяющаяся равномернозернистыми альбититами, кварцевыми альбититами и, затем, гранит-порфирами, при этом альбититы развиты и по границам крупных гранитных останцов. Граница зоны альбититов расплывчатая, при удалении от контакта в альбититах постепенно возрастает количество вкрапленников кварца, появляются таблитчатые выделения сподумена, в результате чего альбититы плавно переходят в гранит-порфиры, которые, наряду с ксенолитами гранитов, иногда содержат небольшие шлироподобные обособления и прожилки кварца с тонкоигольчатым турмалином. На контакте с алахинскими гранит-порфирами (и в останцах) гранитоды рахмановского комплекса в полосе мощностью до 50 м превращены в грейзеноподобные турмалин-слюдисто-кварцевые метасоматиты, на большем удалении от контакта наблюдается чередование метасоматитов и относительно слабо измененных гранитов.
Восточно-калгутинский ареал (комплекс по С.П. Шокальскому) локализован в пределах Калгутинской вулкано-тектонической структуры и Калгутинского массива чиндагатуйского комплекса, где малые тела и дайки лейкогранитов и гранит-порфиров, относимых к данному комплексу, образуют одноименный пояс субмеридионального простирания протяженностью 20 км и шириной до 5 км. Дайки и, редко, штоки умеренно-щелочных гранит-порфиров по своим минералого-петрографическим и петрогеохимическим особенностям соответствующих онгонитам и онгориолитам. Наибольшее сгущение даек зафиксировано в юго-восточной части Калгутинского лейкогранит-гранитного массива, здесь же локализовано наиболее крупное (300?800 м) субширотно ориентированное штокообразное тело гранит-порфиров. Дайковые тела обычно ориентированы по простиранию пояса, имеют небольшую мощность (до 6, редко до 10 м) и протяженность (десятки, в единичных случаях – первые сотни метров) при крутом падении и резкие, обычно закаленные и неровные контакты с тонкими ветвящимися апофизами.