Формация позднегерцинских редкометаллоносных гранитов и редкометальные пояса Прииртышья - Леонтьев А.Н.

Author: Леонтьев А.Н.

Tags: магматические породы вулканические породы горные породы геология минералогия месторождения петрология

Year: 1969

Similar

Магматические горные породы. Том 1. Классификация, номенклатура, петрография

Геология полезных ископаемых

Курс рудных месторождений

Геология полезных ископаемых

Text

А.Н.ЛЕОНТВЕВ
ФОРМАЦИЯ
ПОЗДНЕГЕРЦИНСКИХ
РЕДКОМЕТАЛЛОНОСНЫХ
ГРАНИТОВ
И РЕДКОМЕТАЛЬНЫЕ
ПОЯСА ПРИИРТЫШЬЯ
Л. И. ЛЕОНТЬЕВ
ФОРМАЦИЯ
ПОЗДНЕГЕРЦИНСКПХ
РЕДКОМЕТАЛЛОНОСНЫХ
ГРАНИТОВ
II РЕДКОМЕТАЛЬНЫЕ
ПОЯСА ПРИИРТЫШЬЯ
ИЗДАТЕЛЬСТВО «И Е Д Р А»
МОСКВА 1969
УДК 552.331 (574.42)
Формация иозднегершшскпх редком етал.юпосиых гранитов и редком стальные
пояса Прииртышья, Леонтьев А. Н. М., изд-во «Недра», 1969, 164 стр.
Монография посвящена мало исследованной проблеме металлогенической
поясовой зональности на Алтае п Налба-Нарыме. В основе монографии лежит
описание повсеместно распространенных в Прииртышье верхнепалеозойских
редкометаллоносных гранитов, одновозрастность которых в разных структурных
зонах не может быть строго доказана прямыми геологическими методами и потому
является дискуссионной. Устанавливаемое подобие возрастных и фациальных
рядов редкометаллоносных интрузивов позволяет отнести позднегерцинский
комплекс Горного и Монгольского Алтая, частично «калбинсний» комплекс Руд-
ного Алтая и монастырский комплекс Калбы к единой конкретной интрузивной
формации и оконтурить ее ареал. Выделенная в таком объеме формация характери-
зуется симметричным зональным строением, причем ось ее симметрии совпадает
с геосинклинальным прогибом Рудного и Южного Алтая, а крылья — с Талицко-
Монголо-Алтайским и Прииртышским (Калба-Нарым) геоантиклинальными под-
нятиями.
Анализ зонального строения формации приводит к выявлению весьма на-
глядной тройной связи между: а) петрографическими признаками гранитов; б) пре-
обладающей формой сопутствующего им оруденения (пегматиты, гидротермалпты}
и в) положением гранитов в тектонической структуре. При этом сделана попытка
раздельно оценить влияние нпжнепалеозойской складчатой структуры и одно-
возрастной с гранитами наложенной глыбовой структуры на ход магматической
и рудной дифференциации в гранитах. Охарактеризованы разнообразные стороны
этого влияния, начиная от морфологии интрузивных тел и большей или меньшей
сложности их возрастного ряда и кончая составом акцессориев и элементов-примесей.
В итоге дается более полная и обоснованная, чем прежде, интерпретация металлоге-
нической зональности в районах Восточного Казахстана и Алтая, а также разномас-
штабной рудной зональности. Однако назначение монографии состоит еще в том,
чтобы наметить общий метод расшифровки сложных магматических, в том числе метал-
лоносных, серии в районах с эродированным осадочным чехлом. В качестве такого
метода предлагается построение пространственно-временной модели отдельных
интрузивных формаций по ограниченной выборке исходных данных. Цель этого —
выделение рудно-петрографических зон (фаций) в строении формации и их экстра-
поляция на геологических нартах как способ прогнозирования месторождений
определенных типов.
Таблиц 13, иллюстраций 5 9, библиография—137 названий.
321-68
2-9-2
С ветлой памяти
Николая Павловича ХЕРАСКОВА
посвящается
ВВЕДЕНИЕ
Задача расширения минерально-сырьевой базы редких элементов,
в частности, включает специальное изучение металлоносных или перспек-
тивных формации, структурных зон, рудных поясов. Даже хорошо изучив
отдельные месторождения или металлоносные интрузивы, мы с опре-
деленного момента уже не в состоянии продвинуться дальше в объяснении
того, почему именно данные граниты высокопродуктивны и отчего рудо-
носные площади имеют форму поясов и зональное строение.
В современной геологической литературе можно выделить работы,
разбирающие тектонический, формационный, геохимический и собственно
рудный аспекты металлогении. Автор предлагаемой книги в течение
ряда лет изучал возможности формационного подхода к проблеме метал-
логенической поясовом зональности Алтая и Восточного Казахстана.
В книге рассмотрены строение и геологическая позиция формации верхне-
палеозойских редкометаллоносных гранитов Алтая. Калбы, Нарыма,
ее роль в образовании редкомегальных поясов этой области и некоторые
общие вопросы металлогении гранитоидных формаций.
В основу монографии положены результаты 14-летних наблюдений
автора, который вначале проводил площадную и детальную съемки в Мон-
гольском Алтае, а с 1957 г. изучает геологию и петрографию металлонос-
ных интрузивов Горного Алтая, Калба-Нарыма, Тарбагатая и их рудных
полей. Первый этап работы, связанный с обобщением многочисленных
материалов по геологии Горного Алтая и новых, ранее не публиковавшихся
материалов по геологии Монгольского Алтая, завершился составлением
(совместно с К. Л. Волочковичем) сводной геологической карты этих
территорий и выходом монографии «Талицко-Монголо-Алтайская металло-
геническая зона» (Волочкович, Леонтьев, 1964). На этом этапе удалось
увязать ранее выделенный «Восточный» молибдено-вольфрамовый пояс
(Нехорошей, 1938) с крупнейшей пегматитовой провинцией южных скло-
нов Монгольского Алтая на основе доказанного единства вмещающей
их тектонической структуры и продуктивной интрузивной формации,
а также показать условия, в которых одна часть одновозрастных интрузи-
вов продуцировала редкометальные пегматиты, а другая — редкометаль-
ные гидротермалпты.
После отработки опорной площади (в ее пределах возрастное то-
ждество однотипных интрузивов не вызывало особых сомнений) актуальной
стала более сложная задача корреляции между гранитовыми комплек-
сами разных редкометальных поясов — Талицко-Монголо-Алтайского,
Калба-Нарымского и Тарбагатайского.
1*
3
Методологическая сложность этой задачи (частично ее затрагивали
ранее Ж. А, Айталиев, А. П. Никольский и др.) определяется следующим:
а) случаи прорывания гранитами точно датированных отложений моложе
D 2 очень редки; б) оформившаяся за последние годы концепция о сериаль-
ном характере магматизма со сколь угодно большим скольжением воз-
раста однотипных интрузивных серий от зоны к зоне (Joplin, 1961;
Перекалина, 1965; Изох и др., 1967) заставляет принять во внимание воз-
можную разновозрастность однотипных комплексов Алтая и Калба-На-
рыма; в) границы и геологический возраст металлоносных гранитов,
известных под названиями «калбинских», «монастырских», или «позднегер-
цпнских», определяются в настоящее время (в работах ВАГТа, ЗСГУ,
ВКГУ, ВСЕГЕИ, ИГГ СО АН СССР и ИМГРЭ) неоднозначно, а причины
их высокой продуктивности в пределах редк оме сальных поясов в литера-
туре рассматривались недостаточно.
Эффективный подход к проблеме мегаллогенической зональности
Прииртышья в значительной степени зависит от правильной оценки
формационного типа редкометаллоносных гранитов, границ формации
и характера соотношений ее с тектонической структурой и с близкими
по возрасту гранитоидами.
Контролирующая редкометаллоносные граниты, редкометальное, по-
лиметаллическое и иное оруденение верхнепалеозойская приразломная
блоковая структура Прииртышья (см. рис. 1) совпадает с Алтае-Зайсан-
ской складчатой системой палеозоид (герцинид) и во многом наследует
ей, не будучи все же полностью тождественна. В совокупности они отра-
жают различные этапы развития долгоживущей линеаментной структуры
северо-западного направления, включающей однообразно вытянутые на
протяжении 2—3 тыс. км поднятия, прогибы и разделяющие их глубинные
разломы, заложенные не позднее нижнего палеозоя и многократно акти-
визировавшиеся вплоть до мезозоя (Боголепов, 1967). Прииртьппский
линеамент наиболее отчетливо прослеживается в области унаследовавших
его третично-четвертичных горных поднятий на отрезке от р. Булаган-гол
(Монголия) до Кулунды. Далее к северо-западу, до Тобольска, уже в пре-
делах Западно-Сибирской плиты, на продолжении этой структуры
находится крупный Омский разлом, выявленный геофизическими ис-
следованиями (Фотиади и др., 1965), а ее боковой ветвью является Томь-
Коливанская зона. Юго-восточное продолжение линеамента находится
в Гобийском Алтае, для которого характерно отклонение простирания
основных разломов и структурно-фациальных зон к востоку. Он разделяет
Алтае-Саянскую и Центрально-Казахстанскую области, характеризу-
ющиеся не линейным, а мозаично-блоковым строением и прошедшие
во многом сходный путь развития (Янов, 1964).
Линеаментный характер Алтае-Зайсанской складчатой системы и ее
пограничное в указанном смысле положение представляют первостепен-
ный интерес для металлогении, так как помогают понять возникновение
расположенной здесь уникальной системы рудных поясов (Нехоротпев,
1958; Семенов, 1945; Кропоткин, 1950; Смирнов, 1953). Вкрест ее прости-
рания с севера на юг на полутысячекилометровом расстоянии здесь
следуют параллельно вытянутые рудные пояса — Ануйско-Чуйский
полиметаллический, Талицко-Монголо-Алтайский редкометальный с мо-
либден-вольфрамовой и золоторудной подзонами, Рудно-Алтайской колче-
данно-полиметаллический, Калба-Нарымский редкометальный с оло-
вянно-вольфрамовой и золоторудной подзонами. Западно-Калбинский
золоторудный и др.
4
Работами В. П. Нехорошева (1958), Г. И. Сократова (1937), К. Л. Во-
лочковича (1964, 1967) и др. установлен геоантиклпнальный характер
стратиграфического разреза редкометальных поясов Прииртышья. Мы
дополняем это тем, что устанавливаем симметричную (относительно
Прииртышских глубинных разломов) крупноплощадную рудно-петро-
графическую зональность в строении единой позднегерцинской редко-
металлоносной гранитовой формации Алтая и Калба-Нарыма и совме-
щение продуктивных ее частей с геоантиклинальными поднятиями
(Леонтьев, 1965). Наличие такой крупноплощадноп зональности (сходные
случаи описаны в работах Кен, 1965; Груза, 1967) представляется много-
обещающим. так как позволяет внести рациональный элемент в мелко- и
среднемасштабный металлогенический анализ, расширить приемы текто-
нического анализа и в рассматриваемом случае мотивировать одновозраст-
ность редкометаллоносных гранитов Алтая и Калба-Нарыма. В меру
необходимости затронутые в монографии материалы по всему ряду
верхнепалеозойских гранитоидных формаций Прииртышья дают следу-
ющие подтверждения нашему тезису:
а) ряд интрузивных формаций верхнепалеозойского возраста одноти-
пен в разных тектонических зонах;
б) редкометаллоносные граниты всюду находятся в «возрастной
вилке» между гранитоидными батолитами и малыми интрузиями, ха-
рактеризуются близкими цифрами абсолютного возраста и являются
по своему распространению наиболее «автономными» из всех, что косвенно
указывает на вероятно синхроничный наложенный характер их внедрения.
Формационный тип изученных гранитов специфичен. Трехфазная
структура формации, ее высококислый исходный состав, редкометальная
специализация и тяготение к геоантиклиналям и вообще к консолиди-
рованным блокам земной коры составляют весьма полную аналогию при-
знакам редкометаллоносных гранитовых формаций зон автономной текто-
нической активизации, в частности знакомых нам по двум полевым сезо-
нам верхнеюрского кукульбейского комплекса Восточного Забайкалья
и его возрастных аналогов (Тихомиров и др., 1964; Щеглов, 1967). Эта,
на первый взгляд, парадоксальная аналогия между формациями герцинид
и мезозойской активизированной области представляется все же вполне
закономерной, если признать известную самостоятельность и равномас-
штабность орогенного или переходного этапа по отношению к геосинкли-
нальному (Крылов. 1964; Мазарович, 1967; Туезов, 1967 и др.) и его прин-
ципиальную неотличимость от автономной активизации древних складча-
тых областей и платформ (Боголепов, 1967).
Сказанное позволяет конкретизировать задачу монографии. Она
заключается главным образом в том, чтобы раздельно оценить влияние
древней, унаследованной складчатой структуры и одновозрастной с гра-
нитами активизированной структуры на размещение гранитов и на ход
магматической и рудной дифференциации в них. При этом становится
необходимым заранее иметь в виду и отличать одни возможные случаи,
когда каждому рудному поясу соответствует своя металлоносная форма-
ция, характеризующаяся поясовой группировкой интрузий, от других
случаев, когда рудные пояса представляют собой детали более обширного,
чем они, ареала потенциально рудоносных одновозрастных интрузий.
Сформулированная таким образом главная задача распадается на две
частные задачи, которые всегда целесообразно ставить перед собой,
производя формационный анализ. Первая состоит в том, чтобы, ориен-
тируясь на опорные интрузивы и рудные поля, выявить границы
5
•конкретной интрузивной формации и установить ее основные, т. е.
непреходящие, признаки.
Вторая задача, связанная с первой, заключается в том, чтобы показать,
как меняются петрографические свойства гранитов и преобладающая
форма связанного с ними оруденения в зависимости от положения интру-
зивов в тектонической структуре.
Обе задачи решаются путем сравнения возрастных и фациальных
рядов интрузивов, морфологии и петрографического состава отдельных
возрастных подразделений формации, направленности петрохимической
эволюции в возрастном ряду. Таким образом, основным методом исследо-
вания служит парагенетический анализ, оперирующий в рассматриваемом
примере с разномасштабными и, в том числе, с достаточно сложными геоло-
гическими объектами — интрузивами, рудными полями и геологическими
структурами. Составными частями выявляемых геологических параге-
незисов являются: а) рудные зоны (до четырех разных порядков),
б) петрографические фации гранитов (отдельно взятого интрузива, одной
фазы внедрения или формации в целом) и в) относительное положение
рассматриваемых зон и фаций в ареале формации, в региональной
тектонической палеоструктуре и в конкретной магмапроводящей
структуре.
В последнее время возникают контуры учения о магматических
и, в частности, гранитоидных формациях — работа в этой области, успешно
начатая Ю. А. Кузнецовым, на первом этапе заключалась в «инвен-
таризации» конкретных формаций по отдельным регионам и в составлении
полного перечня формационных типов. Монографическое описание струк-
туры конкретных формаций с упором на рудные комплексы также постав-
лено на повестку дня, и предлагаемая работа стремится восполнить не-
достаток в таких описаниях.
Основной иллюстративный материал монографии заключен в геоло-
гических картах и в частных, по заданной теме, описаниях отдельных
рудных районов Алтая и Калба-Нарыма. В каждом из них от общего
к частному приведены характеристики сначала интрузивного узла и опор-
ного интрузива, затем их рудных полей и в некоторых случаях отдель-
ных месторождений или рудных участков. Выбор примеров диктовался
необходимостью показать связь рудогенеза с гранитами на разных
масштабных уровнях и его особенности в различных структурных усло-
виях. Проводившееся параллельно изучение разномасштабных элементов
формации позволило, в частности, конкретизировать проблему соподчи-
ненной рудной зональности в Прииртышье — необходимый шаг перед
тем, как перейти к металлогеническому прогнозу.
В монографии дальнейшее развитие получает представление о до-
полнительных интрузиях (Коптев-Дворников, 1952; Негрей, 1967), и при-
водятся обоснования их коллекторной роли по отношению к редким
элементам. Затронуты вопросы о причинах редкометальной металлогени-
ческой специализации изученных гранитов, о формах связи родоначаль-
ных интрузивов с их жильными системами, о некоторых не отме-
чавшихся ранее закономерностях положения высокодифференцированных
пегматитов и гранитов в структуре рудного поля и пр.
Из-за ограниченного объема книги описательные главы приобрели
до известной степени конспективный характер: из них исключены петро-
графические описания ряда интрузивов, таблицы силикатных анализов
и сведения об акцессорных минералах и элементах-примесях отдельно
по массивам. По этой причине учтены, но не приведены и не прокоммен-
6
тированы подробно результаты примерно 200 силикатных анализов гра-
нитов. нескольких сот количественных определении элементов-примесей
в гранитах — бериллия, тантала, ниобия, олова, редких щелочен, около
50 минералогических анализов протолочных проб.
Автор надеется, что заведомая и вынужденная неполнота геологи-
ческих и петрографических описаний не умалит в глазах читателей зна-
чения поднятых им вопросов. Системный подход к изучению редкометаль-
ных поясов и осмысливание контрапунктических связей между рудо-
образованием, магматизмом и тектоникой, очевидно, сами по себе
заслуживают специального внимания.
В полевых исследованиях автора принимали участие Л. Б. Бело-
ножко, II. Ф. Пантелеева, И. А. Мельчук, К- И. Бабицкий. Во время
полевых работ любезное содействие автору оказывали В. А. Белокуров,
В. Е. Гендлер, Г. И. Казарян, Э. И. Конников, Ю. Н. Логунов, И. А. Ону-
фриев, В. Г. Пентельков, Е. Н. Пушко, М. И. Селиверстова, Н. А. Со-
лодов. Н. А. Сретенская, Ю. И. Филиппова, В. А. Хвостова. Часть данных
по акцессорным минералам, элементам-примесям и химическому составу
гранитов предоставили Т. Ф. Бойко, К. Л. Волочкович и В. А. Хвосто-
ва. Аналитический материал подготовлен в лабораториях ИМГРЭ
под руководством В. С. Салтыковой, Н. В. Лизунова. В. В. Ляховича,
Е. А. Фабриковой. Геологические карты и рисунки выполнены Г. С. Лан-
цовой, М. И. Диденко, В. А. Красовским. В подготовке рукописи при-
нимали участие Р. М. Ковальчук и М. Ф. Чурсина. В своей работе автор
пользовался консультацией Л. Н. Леонтьева. Ряд ценных критических
замечаний к отдельным разделам работы сделали В. С. Коптев-Дворни-
ков, II. Н. Томсон, А. Б. Дергунов, Т. А. Молчанова. Общим направле-
нием работы, сочувственным вниманием к ней и неоценимым участием
в обсуждении выдвинутых вопросов автор обязан покойному Н. П. Хе-
раскову. Всем названным лицам автор выражает свою искреннюю благо-
дарность.
ГЛАВА I
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО
СТРОЕНИЯ
ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ II СОСТОЯНИЕ ВОПРОСА
Изучение районов Северо-Западного, Горного, Монгольского Алтая
и Калба-Нарыма, относящихся к редкометальным поясам, началось
в XVIII веке. В итоге проведения широких площадных геологических
съемок к началу 50-х годов нашего века на советской территории были
открыты почти все известные в настоящее время редкометальные место-
рождения, целеустремленные поиски которых начались примерно с 1934 г.
В юго-восточной части Горного Алтая открыты Калгутинское, Чинда-
гатуйское, Коккульское, Кара-Алахинское, Киин-Булакское, Мокуртай-
ское и др. месторождения. Их детальные исследования в различное время
проводили В. А. Калюжный, В. А. Журкин, Н. И. Большаков, С. П. Ер-
шов, Н. П. Михайлов, М. С. Бакланов и позднее Н. М. Кужельнып,
Н. А. Ульянов и др.
При изучении изверженных пород Горного Алтая Ф. Н. Шахов,
А. С. Митропольский, М. Н. Азербаев выделяют лейкократовые, двуслю-
дяные аплитовидные граниты в качестве более молодых и металлоносных.
Н. Н. Падалка сопоставил гранитоиды Южного Алтая со змеиногорским
и калбинским варисцийскими комплексами смежных районов, положив
этим начало многолетней традиции.
В ряде геолого-петрографических статей 40-х и частично 50-х годов
все наблюдаемое разнообразие гранитоидов объясняется только гибридиз-
мом и, с другой стороны, автометасоматическим изменением исходных
единых верхнепалеозойских гранитоидов (Александров, 1941; Молчанов,
1943; Гендлер, 1956).
На южных склонах Монгольского Алтая В. П. Нехорошев и В. М. Си-
ницын, М. Я. Столяр и Н. И. Зайцев провели в 1935 г. рекогносцировочные
маршруты. Впервые обнаруженное ими редкометальное оруденение в пег-
матитах в течение многих лет стимулировало геологические работы в этом
районе. Все гранитоиды района и в том числе редкометаллоносные были
расценены ими как посленижнепермские. В 40-х и 50-х годах в Монголь-
ском Алтае работали группы советских геологов во главе с В. Г. Баненко,
И. Ф. Иконниковым, И. А. Смирновым, В. Е. Рябенко. Минералоге-гео хи-
мические исследования редкометальных пегматитов в эти и последующие
годы проводили К. А. Власов, А. А. Беус, Н. А. Солодов и др. Работы
советских геологов акционерного о-ва «Совкитметалл» (В. И. Пятнов.
8
В. И Чулочников, Э. А. Северов, А. Н. Леонтьев, Е. П. Шпанов и др.)
и ВАГТа (В. Г. Казьмин, И. А. Михайлов, Г. И. Ткачев и др.) послужили
фактической основой для излагаемых ниже представлений о геологическом
строении редкометальных рудных районов Монгольского Алтая.
Для Советского Алтая в 50-х и 60-х годах вместо пользовавшейся
долгое время всеобщим признанием схемы расчленения гранитоидов на
«змеиногорские» и «калбинские» (Елисеев, 1938) были предложены новые
схемы магматизма, разработанные для Юго-Западного Алтая В. Н. Гав-
риловой, В. И. Черновым и Л. И. Звягинцевым (1957), Ф. К. Шипулиным
и М. А. Осиповым (1957), К. Г. Богдановой и др. (1960; 1965); для Гор-
ного Алтая — В. А. Кузнецовым и др. (1957, 1963, 1964), В. Н. Гаври-
ловой и Б. Г. Гореловым (1962), Е. Б. Высокоостровскоп и др. (1963)
и для Горного и Монгольского Алтая — А. Н. Леонтьевым (1964). Наибо-
лее существенным в этих работах является выделение ряда ранее неиз-
вестных интрузивных комплексов, в частности нижнепалеозойских гра-
нитоидов и гранитоидов, генетически связанных с девонским и пермским
вулканизмом.
К. Г. Богданова и М. А. Логинова, вероятно, впервые (если не счи-
тать В. Н. Гаврилову и В. И. Чернова, выделивших в несколько ином
объеме лениногорский комплекс) отчетливо охарактеризовали специфику
пермского интрузивного комплекса в Рудном Алтае — приповерхностных
интрузивов пестрого (сиенит-диоритового. гранодиоритового, гранитового)
состава и придерживались при этом мнения о их «послекалбинском»
возрасте. Кроме того, эти авторы детализировали представление о гра-
ницах и признаках змеиногорского (намюрского) комплекса, который до
этого имел определенно «сборный» характер.
В противоположность им Л. И. Звягинцев (1965). описывая субвул-
канические гранодиоритовые интрузии Холодного белка и аргументируя
их комагматичность с сержихинскими липарито-дацитами, считает их
наиболее древними в данном районе гранитоидами, а змеиногорский
и калбинский комплексы в старой (Елисеев. 1938) их интерпретации
он относит к более молодым образованиям.
Э. Г. Моисеева, Н. П. Иванов и Н. Г. Бузкова сопоставляют сержин-
скую свиту с маптюбинской (С2_3) * и устанавливают, что одновозрастнып
с ней гипабиссальный многофазный интрузив моложе, чем змеиногорские
габброиды, но древнее, чем калбинские (?) граниты Чашинского интрузива.
К интерпретации этих основательно документированных данных имеется
одно возражение: Чашинская интрузия сильно отличается от типично
«калбинских» (позднегерцинских) образований и, на наш взгляд, с ними
несопоставима. В то же время она естественно «встраивается» в много-
фазный сержихинскип комплекс. Вопрос о возрастных соотношениях
двух комплексов скорее может быть решен восточнее Холодного белка
по отношениям между позднегерцинскими гранитами в составе сложного
Березовского плутона и, вероятно, прорывающими их сержихинскими
дайками.
Относительное возрастное положение молодых (С3, Р, Т?) гранито-
идов Преображенского, Тастауского, Саратовского (Западная Калба)
и Шибеликского (Горный Алтай) интрузивов также остается невыяснен-
ным. Наиболее спорным является вопрос о разграничении гранитов мо-
настырского типа и комплекса субвулканических субщелочных гранитов.
* С неменьшим основанием возраст майтюбинской и сержинской евпт оцени-
вается как верхнекаменноугольнып-нижнепермскпй (Сократов, 1958; Нехоро-
шев, 1966).
9
В. И. Чулочников, Э. А. Северов, А. Н. Леонтьев, Е. П. Шпанов и др.)
и ВАГТа (В. Г. Казьмин, И. А. Михайлов, Г. И. Ткачев и др.) послужили
фактической основой для излагаемых ниже представлений о геологическом
строении редкометальных рудных районов Монгольского Алтая.
Для Советского Алтая в 50-х и 60-х годах вместо пользовавшейся
долгое время всеобщим признанием схемы расчленения гранитоидов на
«змеиногорские» и «калбинские» (Елисеев, 1938) были предложены новые
схемы магматизма, разработанные для Юго-Западного Алтая В. Н. Гав-
риловой, В. И. Черновым и Л. И. Звягинцевым (1957), Ф. К. Шипулиным
и М. А. Осиповым (1957), К. Г. Богдановой и др. (1960; 1965); для Гор-
ного Алтая — В. А. Кузнецовым и др. (1957, 1963, 1964), В. Н. Гаври-
ловой и Б. Г. Гореловым (1962), Е. Б. Высокоостровской и др. (1963)
и для Горного и Монгольского Алтая — А. Н. Леонтьевым (1964). Наибо-
лее существенным в этих работах является выделение ряда ранее неиз-
вестных интрузивных комплексов, в частности нижнепалеозойских гра-
нитоидов и гранитоидов, генетически связанных с девонским и пермским
вулканизмом.
К. Г. Богданова и М. А. Логинова, вероятно, впервые (если не счи-
тать В. Н. Гаврилову и В. И. Чернова, выделивших в несколько ином
объеме лениногорский комплекс) отчетливо охарактеризовали специфику
пермского интрузивного комплекса в Рудном Алтае — приповерхностных
интрузивов пестрого (сиенит-диоритового, гранодиоритового, гранитового)
состава и придерживались при этом мнения о их «послекалбинском»
возрасте. Кроме того, эти авторы детализировали представление о гра-
ницах и признаках змеиногорского (намюрского) комплекса, который до
этого имел определенно «сборный» характер.
В противоположность им Л. И. Звягинцев (1965), описывая субвул-
канические гранодиоритовые интрузии Холодного белка и аргументируя
их комагматичность с сержихинскими липарито-дацитами, считает их
наиболее древними в данном районе гранитоидами, а змепногорский
и калбинский комплексы в старой (Елисеев, 1938) их интерпретации
он относит к более молодым образованиям.
Э. Г. Моисеева, Н. П. Иванов и Н. Г. Бузкова сопоставляют сержин-
скую свиту с майтюбинской (С2_3) * и устанавливают, что одновозрастный
с ней гипабиссальнып многофазный интрузив моложе, чем змеиногорские
габброиды, но древнее, чем калбинские (?) граниты Чашинского интрузива.
К интерпретации этпх основательно документированных данных имеется
одно возражение: Чашинская интрузия сильно отличается от типично
«калбинских» (позднегерцпнскпх) образований и, на наш взгляд, с ними
несопоставима. В то же время она естественно «встраивается» в много-
фазный сержихинский комплекс. Вопрос о возрастных соотношениях
двух комплексов скорее может быть решен восточнее Холодного белка
по отношениям между позднегерцинскими гранитами в составе сложного
Березовского плутона и, вероятно, прорывающими их сержихинскими
дайками.
Относительное возрастное положение молодых (С3, Р, Т?) гранито-
идов Преображенского, Тастауского, Саратовского (Западная Калба)
и Шибеликского (Горный Алтай) интрузивов также остается невыяснен-
ным. Наиболее спорным является вопрос о разграничении гранитов мо-
настырского типа и комплекса субвулканических субщелочных гранитов.
* С неменыпим основанием возраст майтюбинской и сержинской свит оцени-
вается как верхнекаменноугольный-нпжнепермский (Сократов, 1958; Нехоро-
шев, 1966).
9
Верхнюю возрастную границу тех и других определяет время формиро-
вания пермских (?) дайковых комплексов, выделяемых различными иссле-
дователями на всей рассматриваемой территории.
Для Горного Алтая отметим расчленение В. А. Кузнецовым (1957,
1963) изверженных и эффузивных пород на салаирскип, собственно ка-
ледонский и герцинский магматические комплексы с выделением в гер-
цинском комплексе «змеиногорских» и «калбинских» гранитоидов. Позд-
нее В. А. Кузнецов и др. (1964) выделяют до 15 интрузивных комплексов.
Одним из самых сложных до последнего времени остается вопрос
о границах, строении редкометаллоносных гранитовых комплексов
и о степени их самостоятельности по отношению к предшествовавшим
гранитоидам батолитового типа.
На протяжении тридцатилетней истории геологического изучения
Калба-Нарымского рудного пояса наиболее распространенным было
воззрение, согласно которому все наблюдаемое в Калба-Нарымском плу-
тоне разнообразие пород от гранодиоритов до лейкократовых гранитов
и пегматитов представляет собой единый (калбинский) редкометальный
интрузивный комплекс. Это воззрение, первоначально высказывавшееся
В. П. Нехорошевым (1932), В. С. Трофимовым (1934), И. С. Яговкиным
(1934), Н. А. Елисеевым (1936, 1938) и в несколько видоизмененном вари-
анте И. Ф. Григорьевым (1934), было наиболее четко сформулировано
Н. К. Морозенко (1937): «Особенностью интрузивного комплекса, актив-
ного в отношении редкометального оруденения. . . . является наличие
нескольких тесно связанных, но отличимых «фаз» интрузии, следующих
друг за другом и давших несколько разновидностей гранитов: граниты
порфировидные, производные материнской (для данного батолита) магмы,
граниты крупнозернистые (более кислые дифференциаты) и третий цикл —
мелкозернистые аплитовидные, затем жильная фация интрузии и, наконец,
интрузия лампрофировоп магмы» (стр. 92). За последнее время известную
популярность приобрел переформулированный вариант той же версии:
вслед за Г. Н. Щербой (1957) некоторые геологи полагают, что соотноше-
ния между порфировидными («собственно калбинскими») гранитами
и гранодиоритами и крупнозернистыми («монастырскими») гранитами отра-
жают соотношения между «субфазами», практически неразделимыми по
возрасту.
Б. А. Дьячков (1966), проводивший геологическую съемку в юго-вос-
точной части Калбы, в последнее время предложил выделять четыре
интрузивные фазы: 1) плагиогранпты; 2) порфировидные биотитовые гра-
ниты и гнейсовидные контаминированные гранитоиды; 3) средне- и мелко-
зернистые биотитовые граниты; 4) крупнозернистые лейкократовые гра-
ниты монастырского типа, объединяя их под общим наименованием
«калбинского комплекса». Эта схема в своих главных отправных точках про-
тиворечит нашим наблюдениям. Например, в верховьях р. Жимбулак
нами неоднократно фиксировались случаи прорыва гранитов «4-й фазы»
гранитами «3-й фазы», причем последние идентичны дополнительным
интрузивам Миролюбовского, Сибинского массивов и Толстухинско-Глад-
ковской группы интрузивов. Очевидная искусственность построения
Б. А. Дьячкова, no-видимому, основана на неверной оценке прорывания
жильных пегматитов к северу и северо-западу от Лайбулака поздними
жильными гранитами, внешне сходными с крупнозернистыми гранитами
главной фазы Миролюбовского массива.
Мнение о принадлежности «калбинских» и «монастырских» гранитов
к самостоятельным интрузивным комплексам поддерживалось М. А. Ка-
Ю
люжным (1933), Б. Ф. Барановым, отождествившим темные огнейсованные
гранитоиды Восточной Калбы со змеиногорскими, и в последние годы
К. Г. Богдановой и др. (1960, 1965), В. А. Филипповым (1966), Р, К. Гри-
гайтис (1967) и др. Сейчас имеется много несомненных свидетельств про-
рывания гранитоидов калбинского типа гранитами монастырского типа
(в данном выше определении) и тех и других — мелкозернистыми дву-
слюдяными и биотитовыми гранитами.
Опубликованные в 1955 г. М. А. Абдулкабировой и М. Н. Строевой
цифры абсолютного возраста, несмотря на погрешности метода, явились
первым реальным подтверждением достаточно резкого (в среднем на 5U млн.
лет) различия в возрасте формирования тех и других пород.
Оценка возрастных, связей двуслюдяных гранитов и пегматитов
Калба-Нарыма также неодинакова у разных исследователей. Во всех
вариантах интрузивной схемы Калба-Нарымского плутона мелкозерни-
стые граниты и многочисленные жильные породы рассматриваются боль-
шинством геологов как наиболее молодая интрузия и меньшинством —
как фациальная разновидность в одних случаях ранней калбинской,
а в других — поздней монастырской фаз. Мнение Г. Н. Щербы (1957),
С. Г. Шавло (1958) и Ю. А. Садовского заключается в том, что вся жиль-
ная («схизолитовая») серия, включающая редкометальные пегматиты,
автономна по отношению к гранитоидам обеих главных фаз (субфаз),
будучи связана непосредственно с третьей фазой. Другая часть геологов
связывает двуслюдяные граниты и производные от них пегматиты с до-
полнительной интрузией собственно калбинских гранитоидов на том осно-
вании, что последние являются для них вмещающими. В результате этого
монастырская «субфаза» оказывается якобы непричастной ни к пегмати-
тоносным двуслюдяным гранитам, ни к редкометальным пегматитам,
что, очевидно, неверно.
Металлогеническая проблематика для Горного Алтая и всего При-
иртышья наиболее полно рассмотрена в работах В. А. Кузнецова (1957,
1963, 1966), В. П. Нехорошева (1958, 1966), А. И. Семенова (1953, 1961),
В. И. Смирнова (1963). По представлениям В. П. Нехорошева, подго-
товленным ранними работами К. И. Тульчинского, В. К. Котульского,
Б. С. Митропольского, И. Ф. Григорьева, в пределах Алтае-Зайсанской
металлогеническоп провинции выделяются восемь, а в позднейшем ва-
рианте — девятнадцать рудных поясов. Систематизация вольфрамо-мо-
либденовых рудных формаций проведена В. И. Сотниковым (1966), но
без четкого разграничения продуктивных гранитов.
По Калба-Нарымскому поясу имеется достаточно много работ метал-
логенического содержания (Ерофеев, Морозенко, 1937; Калюжный, 1936;
Апталиев и др., 1956; Каюпов, 1960; Иванкин, 1966 и др.). Г. Н. Щерба
(1957), С. Г. Шавло (1958), В. В. Лопатников, В.А. Нарсеев, Ю. А. Са-
довский (1966) отразили в своих работах преобладающий блоковый
характер тектоники Калба-Нарыма, указали на взаимодействие разломов
разных порядков и влияние их большей или меньшей тектонической актив-
ности на специфические особенности магматизма и редкометального ору-
денения в разных блоках.
Работа С. Г. Шавло. содержащая материалы по геохимическому
опробованию пегматитов и гидротермалитов, заключает в себе попытку
объяснить образование редкометальных пегматитовых полей Калбы
избирательным пульсационным поступлением альбитизирующих, микро-
клинизирующих и прочих растворов из глубин в жилы аплитов калбин-
ского комплекса.
11
В итоге проделанного обзора можно было бы охарактеризовать
существующее положение в магматической геологии Прииртышья как
сложное, если не кризисное. После многих детализирующих работ тер-
мины первоначальной схемы — «змеиногорские» и «калбинские» граниты —
потеряли определенность, и в настоящее время их употребление приносит
больше вреда, чем пользы. Увеличивающаяся пестрота фактической кар-
тины (до 15 интрузивных комплексов в одном рудном поясе) и разнобой
в представлениях приводят к частичной утрате простых критериев раз-
граничения и группировки изверженных пород и заставляют искать новые,
более сложные. Значительная затрата труда на массовое исследование
акцессорных минералов и элементов-примесей еще не гарантирует от
серьезных ошибок и может быть сведена на нет неправильным, не учиты-
вающим главных формационных признаков отбором интрузивов для
статистической обработки. Многолетняя дискуссия о границах иформацион-
ном типе редкометаллоносных гранитовых комплексов в разных структур-
ных зонах, очевидно, не может выйти из замкнутого круга без новых
источников информации или новых приемов анализа.
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА II ОСОБЕННОСТИ
РАЗВИТИЯ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ПОЯСОВ ПРИИРТЫШЬЯ
В ВЕРХНЕМ ПАЛЕОЗОЕ
Тектоническое содержание понятия «Прииртышье» примерно пере-
дается термином «Алтае-Зайсанская геосинклинальная складчатая
система». Она представляет собой систему линейно вытянутых к северо-за-
паду геосинклинальных прогибов и геоантиклинальных поднятий, обо-
собившихся в нижнем и среднем палеозое. Накопление геосинклинального
комплекса формаций, происходившее в кембрии, ордовике, силуре, было
прервано в нижнем и среднем девоне и в пределах данной системы возоб-
новилось в D3 — С, в разобщенных вторичных (вероятно, в большей части
унаследованных) геосинклинальных прогибах — Запсанском, Рудно-Юж-
но-Алтайском и Ануйско-Цаганурском. В начале верхнего палеозоя эти
прогибы замкнулись, и начавшаяся вслед за этим тектоническая активиза-
ция уже не привела к возобновлению геосинклинального прогибания.
С намюра и до конца палеозоя вся система принадлежит единой Алтае-
Казахстанской орогенной области. На распределение и металлогеническую
активность интрузивных комплексов затянувшегося эпигеоспнклиналь-
ного орогенного этапа большое влияние оказывали элементы унаследо-
ванной структуры геосинклинального этапа развития. Из числа этих
элементов остановимся на Талицко-Монголо-Алтайском и Прииртышском
геоантиклинальных поднятиях, в пределах которых сформировались
редкометальные рудные пояса.
Как единая структура Талицко-Монголо-Алтайское геоантиклиналь-
ное поднятие (рис. 1) выделено и описано К. Л. Волочковичем и др.
(1964). По его данным, оно развилось из геоантиклинали, обособившейся
в предсреднеордовикское время. В строении поднятия выделяются сле-
дующие структурные ярусы: синийско(?)-нижнепалеозойскип нижний,
или «фундамент», сложенный комплексом геосинклинальных формаций,
и нижне-среднепалеозойский средний, сложенный комплексом орогенных
геоантиклинальных формаций. Верхний — верхнепалеозопскпй струк-
турный ярус в пределах поднятия неизвестен, однако по возрасту (С±—Р)
ему соответствуют магматические, преимущественно интрузивные гра-
нитоидные формации, внедрившиеся в отложения нижнего и среднего
структурных ярусов поднятия.
В современной структуре Талицко-Монголо-Алтайского гео антикли-
нального поднятия совместились (наложились) структуры, сформирован-
ные в течение трех главных тектоно-магматических этапов — геосинкли-
нального, геоантиклинального и эпигеосинклинального. В течение
первого (Ст—Ох) заложились ив конце его обособились элементы складча-
той структуры фундамента — антиклинальные и синклинальные зоны.
К антиклинальным зонам относятся Верхнепртьппская и Талицкая,
являющиеся краевыми по отношению к общим контурам поднятия,
п Укокская и Теректинская, представляющие собой его косо ориентирован-
ные, диагональные элементы. На протяжении всей последующей палеозой-
ской истории эти зоны являлись своеобразными коллекторами разновоз-
растных магматических внедрений.
Поднятие ограничено краевыми зонами шовных глубинных разломов,
заложившихся, как и все поднятие, не позднее среднего ордовика —
Локтевско-Караиртышской на юге и Бащелакско-Толбонурской на севере.
Кроме них выделяются крупные внутренние зоны разломов Корумты-
Цагангальская, Сумдаприкская, Тигпрекско-Чуйская. Бортовые части
геоантиклинального поднятия неоднократно испытывали вдоль этих зон
активизацию — заложение и последовательное разрастание на протя-
жении девона и карбона' системы продольных грабенов, шовных анти-
клиналей, наложенных впадин, поперечных разрывов, чешуеобразных
сдвиговых и надвиговых структур, напоминающих аналогичные структуры
«глыбовых орогенных» зон.
В среднем, геоантиклинальном этапе развития К. Л. Волочкович объ-
единяет три следующих качественно отличных периода развития геологи-
ческой структуры — досреднедевонский. среднедевонский и верхне-
девонский — нижнекаменноугольный. В первом были заложены и раз-
вивались синклинальные прогибы, которые расчленяли геоантиклинальное
поднятие на отдельные весьма крупные блоки, непосредственно сообща-
лись со смежными геосинклинальными прогибами и заполнялись пре-
имущественно терригенно-карбонатными отложениями. Для второго пе-
риода — периода среднедевонской активизации — особенно характерно
образование вулканогенных наложенных впадин в форме обширных (де-
сятки — первые сотни километров) пологих мульд, нередко изометричных,
ограниченных разломами (в ядре поднятия), пли в форме узких вытянутых
грабенов (в ядре и крыльях), с мощностью выполняющих их отложений
(наземно-вулканогенная порфировая формация) U,7—3,U км. К интру-
зивным проявлениям этого периода (рис. 2) отнесены мелкие субвулка-
нпческие и малоглубинные тела гранит-порфпров, гранитов и недоста-
точно определенно датируемые крупные гранптоидные массивы, простран-
ственно ассоциирующие с наложенными девонскими впадинами (после-
среднедевонские, послеэйфельские). Третий период геоантиклинального
этапа развития документирован на территории поднятия еще менее полно,
чем предшествовавшие ему периоды. Он может быть охарактеризован
как период кратковременной повторной активизации, сопровождавшейся
внедрением крупных трещинных гипабиссальных интрузий габбро и габ-
бро-дпабазов вдоль краевых разломов и образованием в осевой части
поднятия небольших и, возможно, замкнутых мелководных бассейнов
морского осадконакопления. Близким по времени было образование
гранодиоритовой формации, средних по величине интрузивов бластогра-
нодпоритов послеэйфельского — донамюрского возраста. К концу
13
ТМА
ti/рка-
fTMA ,

третьего периода в основном была сформиро-
вана современная двухъярусная складчато-
глыбовая структура геоантпклинального
поднятия, определившая условия размещения
гранитоидов следующего орогенного эпиге-
осинклпнального этапа, который наступил
после замыкания смежных с поднятием
геосинклинальных прогибов.
Чрезвычайно мощная послевизейская
тектоническая активизация, ознаменовавшая
начало этого этапа, захватила главным обра-
зом юго-западный борт поднятия, обращен-
ный в сторону осевой части Алтае-Зайсан-
скоп геосинклинальной системы, и характе-
ризовалась особенно большим размахом
гранитоидного магматизма (рис. 3) без со-
путствующего образования наложенных про-
гибов и впадин.
Калба-Нарымский редкометальный пояс,
по данным К. Л. Волочковпча (1965), сов-
мещается с другим геоантиклинальным под-
нятием в Алтае-Зайсанскоп системе — При-
иртышским. Предполагается, что поднятие
обособилось в среднем девоне, однако зало-
жение ограничивающего его с севера струк-
турного шва осуществилось, по-видимому,
еще в предсилурийское время. В нем вы-
делены три основные элемента: 1) Иртышская
шовная антиклиналь с выходами геосинкли-
нального нижнепалеозопского фундамента;
2) центральная зона с выходами орогенных
геоантиклинальных формаций (D3 — C±t,
средний структурный ярус); 3) западный
склон, перекрытый отложениями орогенной
эппгеосинклинальной формации (C,v). Судя
по фациальному составу осадков, централь-
ная зона характеризовалась наиболее высо-
ким стоянием относительно смежных зон
с конца среднего палеозоя. Она ограничена
продольными Калба-Нарымскпм и Терек-
тпнским разломами. Первый контролировал
внедрение крупных батолитоподобных гра-
нитоидных тел предположительно в нижнем
п среднем карбоне, второй активно проявил
себя в период формирования верхнекаменно-
угольных дискордантных гранитовых ин-
трузий.
Иртышская шовная антиклиналь ха-
рактеризовалась высокой мобильностью,
напряженным вулканическим и интрузивным
магматизмом преимущественно в среднем
палеозое (Хорева, 1960; Маркова, Хорева,
1964). Зона западного склона поднятия,
15

2 Леонтьев А. Н.
граничащая с Зайсанским геосинклинальным проги-
бом, напротив, отличалась от двух других зон
сравнительно слабым развитием магматических
пород и притом только верхнепалеозойского воз-
раста. Период главных по значению магматических
внедрений (Сх — Р) в пределах поднятия являлся
также периодом жестких глыбовых деформаций,
континентального осадконакопления и слабого на-
земного вулканизма.
Современную структуру Калба-Нарымского пояса
характеризует широкое развитие чехла эпигеосинкли-
нальных орогенных формаций, в целом слабо отчле-
няющихся от перекрываемых ими геоантиклиналь-
ных орогенных, и наличие системы блоков, границы
которых трассированы разломами, цепями интрузий
и жильными полями. В частности, отмечаются
коленообразные перегибы в залегании Калба-На-
рымского плутона, система субширотных нарушений,
расчленяющих центральную зону поднятия на
блоки, и расположение позднегерцинских интрузивов
в форме дугообразных цепей, примыкающих к Ир-
тышской шовной антиклинали.
Пытаясь представить себе отличия между текто-
ническими условиями, в которых проявлялся верхне-
палеозойский гранитоиднып магматизм в пределах
Талицко-Монголо-Алтанского и Прииртышского
геоантиклипальных поднятий, прежде всего отме-
тим значительно более крупные размеры и более
сложную расчлененность первого из них в верхнем
палеозое. Все Прииртышское поднятие сопоставимо
по своим размерам с одной только Верхнеиртыгаской
антиклинальной зоной (см. рис. 1). С другой сто-
роны, Талицко-Монголо-Алтапское поднятие эроди-
ровано значительно глубже Прииртышского, оста-
вляя неопределенной задачу полного их сравнения
на всех стратиграфических уровнях. Главная черта,
безусловно сближающая оба поднятия, — достаточно
длительное, хотя, возможно, и в несовпадающих
временных интервалах, геоантиклинальное развитие
каждого из них.
Геологический возраст границы, отделяющей
геосинклинальные образования (включая орогенные
геоантиклинальные) от эпигеосинклинальных, оди-
наков не только для обоих рассмотренных поднятий
и для следующего к юго-западу Аркалыкского
поднятия, но и для разделяющих их геосинкли-
нальных прогибов, т. е. для всей системы. Возраст
обособления геоантиклипальных поднятий предста-
вляется более индивидуальным признаком каждого
из секторов геосинклинальной системы. Существу-
ющие пробелы в стратиграфическом разрезе сред-
него палеозоя Алтая оставляют возможность
допускать, впротивовес ранее высказывавшемуся
17
a 6
TMA
TMA
Рис. 3. Положение грапигоиД-
noir батолитовой формации
послевизенского — доверхни-
камеппоугольиого возраста в
тектонической структуре При-
иртышья. Схема.
'Ill"
7 огнсйсованныс биотитовыс гра-
ниты и адамеллиты (и), контами-
нированные гранитоиды, диориты и
габбро (б) о абсолютным возрастом
235—331 млн. лет; 2 — границы
геоантиклинальных поднятий; 3 —
интиклипории и направления осей
складок в них; 4 — шовные горст-
антиклинальные поднятия; 5 — гео-
синклинальные и иригеосинкли-
нальныс прогибы и осп синклино-
риев в них; в — относительные под-
нятия и выступы каледонского фун-
дамента в геосинклинальных про-
гибах; 7 — зоны.смятия и повышен-
ного мстаморфиз’ма пород; 8 — раз-
ломы; 9— кристаллические сланцы
гнейсы и мигматиты зкзоконтак-
тового ореола гранитои-
дов; 10—условная линия
разграничения контами-
нированных гранитоидов,
диоритов, габбро (осевая
зона формации) и гра-
нитов (периферические
зоны)
Буквенные обозначения
те же, что и на рис. 2.
Гранитоидиыс плутоны:
1—Малоульбипский, 2 —
Калба-Нарымскии, 3 —
Бурчумск I, 4 — Кара-
иртышский, 5 — Верхне-
иртышский
мнению (Волочкович. Леонтьев, 1964; Волочкович, 1965), что непрерыв-
ность геоантиклинального орогенного этапа развития Талицко-Монголо-
Алтайской зоны лишь кажущаяся и что в рамках его эпоха среднедевон-
ского наземного вулканизма, общая для поднятий и части прогибов, от-
деляла собственно герцинский геосинклинальнып цикл от каледонского,
соответствуя по своей функции эпигеосинклинальному орогену. Двой-
ственная по своей природе среднедевонская тектоническая активизация
и связанный с нею вулканизм, с одной стороны, знаменуют собой наступле-
ние мульдового режима в зонах каледонской складчатости (Талицко-Мон-
голо-Алтайское поднятие), а с другой — открывают новый, герцинскпй
геосинклинальный цикл.
Важно отметить, что далее к востоку от изученной области, т. с.
в Саяно-Алтайской системе, девонский вулканогенно-осадочный комплекс
и связанные с ним интрузивные формации накладываются на зоны сала-
ирской и рпфепской складчатости и отвечают там комплексам активизи-
рованных складчатых областей (Моссаковский, 1965; Дергунов, 1966).
Верхнепалеозойский эпигеосинклпнальный комплекс орогенных фор-
маций повсеместно и не менее отчетливо, чем девонский, характеризуется
определенной степенью независимости от подстилающего герцинского
(D3 — CjV) геосинклинального комплекса. В нем еще более отразились
признаки тектонической активизации, в данном случае растянувшейся
почти на два геологических периода (Сг — Р2).
ПОЛОЖЕНИЕ ФОРМАЦИИ В ТЕКТОНИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЕ
Рассматриваемая гранитовая формация (рис. 4) накладывается на
разнохарактерные и разновозрастные структурные зоны Прииртышья,
наследуя лишь общую для них северо-западную ориентировку. Осевая,
хотя и менее насыщенная интрузивами часть ареала ее распространения
совпадает с контурами палеозойского геосинклинального прогиба Руд-
ного и Южного Алтая, а краевые части — с окаймляющими прогиб более
устойчивыми зонами, обособившимися как геоантиклинальные поднятия:
одно с ордовика, другое с девона.
Северо-восточная граница проходит близко к восточному окаймле-
нию Ануйско-Чуйского геосинклинального прогиба (Белокурихинский
и Апскпй массивы), затем вдоль северного края Монголо-Алтайского
антиклинория (Орочаганский. Калгутинский массивы), и, наконец,
вдоль северо-восточной границы Верхнеиртышской антиклинальной зоны
(водораздел хр. Монгольский Алтай, Саксайский и Чигиртэйский массивы).
Юго-западная граница ареала в пределах советской части Алтая может
быть условно проведена по водоразделу Калбинского хребта и восточной
части Нарыма; на территории Джунгарии (Китай) ее установить трудно
ввиду широкого развития здесь третично-четвертичного осадочного чехла.
На востоке формация распространена до районов Гобийского Алтая (Мон-
голия) включительно.
Редкометаллоносные граниты Западного Тарбагатая по ряду осо-
бенностей отличаются от алтайско-калбинских, пространственно зна-
чительно удалены от них и принадлежат особому (Прибалхашскому)
ареалу.
Таким образом, на уровне современного эрозионного среза позднегер-
цинские граниты распространены в полосе северо-западного простирания,
прослеженная длина которой свыше 1000 км, при ширине от 100 км на
востоке до 340 км на западе алтайского региона.
2*
19
ТМА
11
12
/МА
Рис. 4. Схема строения позднегерцинской гранитовой
формации и ее размещения в тектонической струк-
туре Прииртышья
7— лейкократовые граниты дополнительной фазы внедрения;
2 — биотитовые граниты главной фазы: а — сопровожда-
ющиеся полями рсдкомстальных пегматитов, б — сопрово-
ждающиеся жильными полями рсдкомстальных гидротерма-
литов; 3 — биотитовые граниты главной фазы, не сопро-
вождающиеся видимым оруденением; 4 — границы геоанти-
клинальных поднятий; 5 — антиклинории и направления
осей складок в них; в — шовные горст-антиклинальные
поднятия; 1 — геосинклинальныс и пригсосинклинальныс
прогибы и оси синклинориев в них; 8 — относительные
поднятия и выступы каледонского фундамента в геосинкли-
нальных прогибах; 9 - зоны смятия и повышенного мета-
морфизма пород; 10 — разломы; 11 — границы распростране-
ния формации; 12 — границы рудно-петрографических фаци-
альных зон в строении
формации: а — внутрен-
няя граница грейзено-
гидротермалитовых зон,
б — внутренняя граница
пегматитовых зон.
Буквенные обозначения
те же, что и на рис. 2.
Наименования интрузив-
ных массивов см. рис. 1

Аномальные сгущения позднегерцинских массивов в пределах очер-
ченной площади связываются, во-первых, с Верхнеиртышской и Укокской
антиклинальными зонами Монголо-Алтайского антиклинория, во-вто-
рых, с северо-западной оконечностью геоантиклинального поднятия,
в области Талицкого антиклинория и наложенных прогибов и, в-третьих,
с Прииртытпским (Калба-Нарымским) геоантиклинальным поднятием
на всем его протяжении.
Верхнеиртышская антиклинальная зона
Наиболее мощный на Алтае узел позднегерцинских массивов свя-
зывается с выделенной нами (Леонтьев, 1961) Корумты-Цагангольской
зоной разломов, занимающей осевое положение в Монголо-Алтайском
антиклинории и смежными с ней тектоническими блоками (рис. 5). Зона
отграничивает Верхнеиртышскую антиклинальную зону, маркируемую
крупным выступом кристаллических пород, от Саксайской синклиналь-
ной *. В отрезке зоны разломов длиной 250 км расположены крупные
массивы: Мерткенский, Аральский, Чигиртэйский. Саксайский — и не-
сколько более мелких массивов позднегерцинских гранитов. Этот интру-
зивный узел возник на наиболее напряженном участке крутого изгиба
Корумты-Цагангольской зоны разломов, первоначально активно про-
явившейся в девоне и окончательно сформировавшейся в каменноуголь-
ном периоде. В девоне здесь находились центры вулканической деятель-
ности и несколько позже образовался узкий морской пролив, о котором
можно судить по сохранившимся только здесь песчано-черносланцевым,
частично окремнелым и пиритизированным отложениям с фауной фа-
мена — турне. В результате более поздних (С2 — С3) движений по разло-
мам здесь вначале возникла система узких и глубоких грабенов, которая
впоследствии, в связи с внедрением позднегерцинских гранитов, была
нарушена и ступенчато смещена по меридиональным разрывам со зна-
чительной горизонтально-сдвиговой составляющей.
Если выбрать в качестве критерия размеры массивов и густоту их
расположения, то оказывается, что гипсометрическое положение поздне-
герцинских гранитов в среднем повышается от южного края к осевой части
антиклинория, причем наиболее высокий выступ магматогенной короны
приходится как раз на Корумты-Цагангольскую зону разломов. Граниты
прорывают и ороговиковывают динамометаморфические сланцы и порфи-
роиды зоны разломов; им свойственны близкая к пзометричноп форма,
массивное сложение и автономный конформный характер внутренней
тектоники. Севернее осевой части зоны разломов (междуречье Арала
и Каирты) они срезают складки разных порядков в породах нижнего
и среднего структурных ярусов, включая наиболее молодые отложения
фамена — турне, а южнее — останцы метаморфических пород в кровле
среднегерцинских гранитоидов Иртышского плутона и отдельные сильно
вытянутые, катаклазированные в приразломной полосе массивы девон-
ского интрузивного комплекса. Отдельные крупные апофизы гранитов
залегают непосредственно в зонах древних палеозойских разломов,
обнаруживая прямолинейные, до 20 км длиной, участки контактов с ди-
намометаморфическими серицитовыми сланцами. Тела лейкократовых
* Эта зона разломов, кроме того, на значительном протяжении отмечает границу
областей преимущественного распространения двух гранптоидных комплексов:
девонского к северу в среднегерцпнского к югу от нее.
2L
/J
5. Схематическая геологическая карта
склонов Монгольского Алтая.
Иванова, Б. Ф. Жплевского,
Чулочникова. Э. А. Северова,
Рис.
южных
Составил А. Н. Леонтьев по материалам
А. X ” ~ ’
В. И.
А. А. Храпова и собственным данным,
1956 г.
1 — пегматитовые поля. Позднегерцинский ком*
плекс: 2 — лейкократовые граниты фазы допол-
нительных интрузий, 5 — биотитовые граниты
главной фазы внедрения; 4 — среднегерцинскии
комплекс: огнейсованные гранитоиды и габбро;
5 — нерасчлененные среднепалеозойские грани-
тоиды; 6 — молассовидные отложения нижнего
карбона (визе); 7 — зеленокаменные порфириты
среднего верхнего девона и черносланцевые мор-
ские отложения верхнего девона — нижнего кар-
бона (турне); 8 — кислые вулканогенные и вул-
каногенно-осадочные породы среднего девона;
9 — песчано-сланцевые флишоидные отложения (а) силура (?) и их высокометаморфпзованные
эквиваленты (б); 10 — зеленосланцевые терригенные отложения кембро-ордовика (а) и их высо-
кометаморфизованные эквиваленты (б); 11 — очковые гнейсы и мигматиты шовных зон разломов;
12 — разломы; 13 — разломы, оживленные во время внедрения позднегерцинского комплекса. Позд-
негерцинские массивы: 1 — Карджагатский, 2 — Мерткенский, 3 — Аскыртинский, 4 — Аральский,
5— Чигиртейский, 6 — Саксайский, 7 — Тойтогушский, 8 — Чункурский, 9 — Караайгырскии,
10 —Чебертинский; 11 — Верхнеиртышский плутон. Зоны разломов: А — Караиртышская, Б —
Корумты-Цагангольская, В — Толбонурская
гранитов дополнительной фазы концентрируются в тех участках мате-
ринских массивов, которые залечивают зону разломов. Последняя таким
образом как бы «просвечивает» через граниты главном интрузивной фазы,
особенно если учесть, что п пегматитовые поля внутри материнских мас-
сивов также частично расположены вдоль нее.
На локализацию позднегерцинских гранитов оказали влияние одно-
типные структурные формы по обе стороны от Корумты-Цагангольской
зоны разломов, представляющие собой центральные поднятия девонских
вулканогенных наложенных впадин, оформившиеся, по-видимому, к концу
палеозоя как приразломные горст-антиклинали. Наиболее четко выделено
поднятие, к которому приурочен Саксапскип массив (см. рис. 1). Оно пред-
ставляет собой прямолинейно ограниченный тектонический выступ склад-
чатых пород фундамента (Ст3 — Oj) размерами 40 X 30 км среди вулкано-
генных пород среднего структурного яруса (О2 — D2). Ориентировка
выступа — поперечная по отношению к осям складок нижнепалеозойских
пород и к зоне разломов, борта оконтурены субмеридиональными и северо-
западными разрывами и почти непрерывным кольцом выходов вулкано-
генных пород девона. Последние выполняют обширную наложенную
впадину и дальше к северу от характеризуемого участка (т. е. в глубь
Саксайского синклинального прогиба) сменяются существенно терриген-
ными отложениями.
Саксайский и Чигиртэйский массивы благодаря особенностям стро-
ения приразломных горст-антиклиналей имеют характер гарполитов:
типично трещинный крутопадающий «ствол» в сторону от зоны разломов
переходит в межформационную залежь, «распластанную» вдоль границы
двух структурных ярусов. Примечательно, что северный контакт Араль-
ского массива также погружается под отложения среднего палеозоя,
а для его центральной части характерно гипсометрически наиболее вы-
сокое положение останцов нижнепалеозойской метаморфической кровли.
Локализация мелких гранитных штоков иногда связывается, помимо
разломов, с антиклинальными складками: сводообразные апикальные
части штоков находятся в ядрах куполовидных складок, образованных кри-
сталлическими сланцами, но выше по вертикальному разрезу переходят
в серию протыкающих свод крупных (до 2 км по длине) даек — апофиз.
Воздействие послеинтру.зивной разрывной тектоники на позднегер-
цинские граниты выразилось в небольших приконтактовых подвижках,
а также в повторных движениях по плоскостям крупных древних разло-
мов. В частности, биотитовые граниты Аральского, Чигиртэйского, Кар-
джагатского массивов испытали горизонтальные сдвиги по разломам
субмеридионального простирания.
Позднегерцинские граниты, локализованные в центральной частп
и юго-западном окаймлении Верхнеиртышской антиклинальной зоны
(Шарасуминский район, рис. 6), не образуют мощных интрузивных
узлов, подобных только что описанному. Средние и небольшие массивы
и совсем мелкие штоки расположены в виде роев и цепочек вдоль наруше-
ний Караиртышской краевой зоны разломов. Наиболее крупные из
интрузивов верхнего течения р. Кран находятся внутри Верхнеиртыш-
ской антиклинальной зоны, окаймляя при этом одноименный среднегер-
цинский плутон на участке его северо-западного замыкания. Так, Тойто-
гушский, Караайгырский, Верхнекранскип массивы расположены вдоль
северной границы Верхнеиртышского плутона, обладая некоторыми при-
знаками межформациопных гел. Вмещающие или «подстилающие» их
среднегерцинскпе гранитоиды образуют серию дугообразных, сильно
23
вытянутых апофиз, разделенных чрезвычайно выдержанными (до 50x3—
0,5 км) полосами кристаллических сланцев, что лучше всего увязывается
с предположением о их согласном полого наклонном залегании.
Многочисленные более мелкие интрузивы биотитовых и лейкократовых
гранитов находятся по обе стороны от Шарасуминского грабена, в пре-
Рпс. 6. Схематическая геологическая карта Юго-Восточного Горного Алтая. Соста-
вили К. Л. Волочкович, А. Н. Леонтьев, 1961 г.
Обозначения те же, что и на рис. 5. Позднегерцинские массивы: 1 — Калгутинский, 2 — Орочаган-
ский, 3 — Верхнебухтарминский, 4 — Муздыбулакский, 5 — Березовский, 6 — Айлинский, 7 —
Музбельскпй, 8 — Бобровский, 9 — Жаманкабинский (Ушкурмынкерский), 10 — Сарджакскип,
11 — Аксатинский, 12 — Женишкекранский, 13 — Базайский, 14 — Карасуйский, 15 — Чилимтал-
ский
Разломы: А — Локтевско-Караиртышский, Б — Шараминский, В — Женишкекрански й, Г — Сум-
дайрикский, Д — Корумты-Цагангольский, Е — Южно-Чуйский
24
делах Караиртышской зоны разломов. Они залегают дискордантно в по-
родах нижнего и среднего структурных ярусов и в среднегерцинских
гранитоидах. В отличие от них среднегерцинским гранитоидам Верхнеир-
тышского и Бурчумского плутонов присущи здесь сильно удлиненная
форма интрузивных тел, более сложная топография интрузивной кровли
и площадное огнейсование; прямолинейные контакты тесно увязаны с раз-
ломами северо-западного простирания.
Внутри грабена сильное линейное рассланцевание пород девона
затушевывает складчатую структуру, но. в частности, здесь развиты
складки волочения. Отдельные позднегерцпнские интрузивы располо-
жены в замковых частях горизонтальных флексур. Граниты Карасуй-
ского, Джанджесайского и Аксатинского массивов унаследовали старые
каналы (штоки габбро и гранитоидов) при своем внедрении; последний
из этих массивов является полихронным: поздпегерцинские граниты
залегают в нем в форме секущей кольцевой интрузии. Штоки и трещинные
тела лейкократовых гранитов встречаются наряду и по соседству со што-
ками порфировидных гранитов главной фазы. Весьма крупные (свыше
1U км) дайки этих гранитов залегают непосредственно в плоскости юж-
ной тектонической границы грабена, и обособленные рудоносные штоки
расположены в местах выклинивания разрывов, оперяющих с севера
Караиртышскую зону разломов. В междуречье Бурчума и Кабы лейко-
кратовые граниты представлены залежами, вытянутыми в плане вдоль
контакта Чилимтальского массива с девонскими отложениями. Западнее
Кабы такпе же граниты в виде прерывистого кольца окружают Жаманкабин-
ский массив биотитовых гранитов. Наиболее значительные по вели-
чине для данного района тела позднегерцинских дополнительных ин-
трузий сосредоточены внутри Караиртышской зоны разломов.
Особая роль в размещении позднегерцинских гранитов обоих описан-
ных интрузивных узлов Верхнеиртышской антиклинальной зоны при-
надлежит широтным зонам разломов, более древним, чем северо-западные.
Сумдайрикская зона разломов с севера и Чингильская с юга (см. рис. 2,
5 и 6) отграничивают структурный блок с максимальным развитием поздне-
герцинских гранитов от других блоков, где этих гранитов практически
нет. Именно в этом блоке в период более ранних гранитоидных внедрений
был достигнут наиболее высокий уровень геоизотерм, обусловивший
массовую площадную мигматизацию пород нижнего и среднего структур-
ных ярусов. Еще раньше эти разломы контролировали накопление кар-
бонатно-терригенных (в краевой части геоантиклинали) и красноцветных
(в центральной) отложений силурийского возраста в наложенных син-
клинальных прогибах, а также смену фаций в обширном бассейне кем-
бро-ордовикского возраста. Представляя собой разграничительные линии
между интрузивными узлами, Чингильский и Сумдайрикский разломы
не являлись непосредственными проводниками магмы и не влияли на
форму позднегерцинских массивов — эта роль принадлежала разломам
северо-западного простирания.
У конская антиклинальная зона
Размещение позднегерцинских массивов, образующих интрузивный
узел Юго-Восточного Горного Алтая (см. рис. 1 и б), подчинено совокуп-
ному влиянию складчатой, разрывной структуры и межформационных
границ, однако иногда с менее явным, чем в только что рассмотренных
случаях, контролем со стороны крупных разрывных зон.
25
Некоторые массивы только вписываются в центральную, широтно1
ориентированную часть антиклинальной зоны. Березовский массив зани-
мает несколько обособленную от других позицию в ядре крупной антикли-
нали, образованной породами нижнего структурного яруса. Калгутин-
ский массив (см. ниже описание массива) обнажается в центре грабен-
синклинали, сформировавшейся на месте девонской наложенной впадины,
Как и в случае Чигиртэйского и Саксайского массивов, его апикальная
часть приурочена к основанию вулканогенных пород среднего структур-
ного яруса, несогласно перекрывающих складчатый комплекс нижнепале-
озойских отложений. Концентрическое расположение разломов, ступен-
чатое погружение по ним к центру эффузивов и наличие огибающей этот
центр цепочки субвулканов придает грабен-синклинали сходство с коль-
цевыми вулканическими структурами. Позиция Калгутинского массива,
является поэтому унаследованной.
Унаследование старых магматических каналов имело место при вне-
дрении и других массивов, которые на современном уровне среза примы-
кают к Рахмановскому массиву девонских (?) гранитоидов, охватывая
его в виде полукольца, и вместе с ним п Каратюсбулакскпм раннегер-
цинским массивом образуют единый полихронный плутон.
Сеть разрывов, так или иначе влиявших на наблюдаемое размещение
позднегерцинского комплекса, образована двумя системами разломов,
имеющих широтное и северо-западное простирания. Первая, более ран-
няя, близка по своему* положению к прилежащим отрезкам Тигирекско-
Чупской зоны смятия и Южно-Алтайского разлома; вторая продолжает
зону осевых разломов приводораздельной части хр. Монгольский Алтай
(к ним относится и Корумты-Цагангольская зона разломов). Суммарно
эти разломы характеризуют поле данного интрузивного узла как участок
интенсивного мозаичного блокового дробления.
Роль названных крупных широтных разломов определяется главным
образом тем, что они ограничивают с севера и юга описываемый интрузив-
ный узел. Тигирекско-Чуйская зона смятия представляет собой, по
данным К. Л. Во.ючковича, крупный разлом глубокого заложения, мак-
симально активизировавшийся в момент обособления всего геоантикли-
нального поднятия. Зона отмечена полосой кристаллических сланцев
и гнейсов шириной до 5 км.
Разломы северо-западного направления более непосредственно вли-
яли на формирование позднегерцинского комплекса. Участки массивов
с северо-западным удлинением являются более резко секущими. Осо-
бенно показателен Орочаганский массив (см. рис. 6), срезающий складки
в породах нижнего структурного яруса и небольшие широтные разломы.
Пологий (10—15е) северо-восточный контакт массива образует при этом
многочисленные согласные апофизы в срезаемых им метаморфических
сланцах горноалтайской свиты; некоторые апофизы дают лакколитообраз-
ные раздувы и несогласные ответвления, на участке дробления вмещающих
пород, связанном с широтным разломом, образовалась мощная (свыше
1 км) зона гигантской эруптивной брекчии.
В зависимости от широтных, но в большей степени северо-западных
разломов находится также и размещение лейкократовых гранитов поздне-
герцинского комплекса. В частности, к Чиндагатуйскому разлому при-
урочены дополнительные интрузивы двух позднегерцинских массивов —
Муздыбулакского и Верхнебухтарминского. В целом лейкократовые гра-
ниты тяготеют к периферическим частям и крыльям Укокской антикли-
нальной зоны. .
26
Сами позднегерцинские граниты не несут следов сколько-нибудь
крупных нарушении. Исключением является северная часть Верхне-
бухтарминского массива, испытавшая сильный катаклаз в зоне древнего
омоложенного в четвертичное время Чиндагатуйского разлома, и краевые
части Калгутинского и Орочаганского массивов, нарушенные небольшими
сбросами.
Талицкий антиклинорий, Чарышский п Коргонский прогибы
Наиболее крупная интрузивная цепь располагается вдоль Локтевской
(Северо-Восточной) зоны разломов, на границе Чарышского синклиналь-
ного прогиба с Белоубинским и Быструшинским синклинориями Руд-
ного Алтая. Сюда относятся Ивановский, Тигирекскпй. Колыванский
массивы, а также Белоубинский, Убино-Белореченский и Саввушинский,
находящиеся в Рудно-Алтайском поясе (рис. 7). В видимом срезе они
прорывают породы нижнего и среднего структурного ярусов и сильно
катаклазированные гранитоиды девонского комплекса. Позднегерцйнские
граниты входят в состав интрузивов сложного строения, при этом их
отличает наиболее свежий облик и практически полное отсутствие следов
дислокационного метаморфизма.
Тигирекский массив занимает место в тектоническом клине Коргон-
ской наложенной впадины, южная граница которой совпадает с южной
границей геоантиклинального поднятия, а северная — с Северо-Тигирек-
скпм разломом. Выполняющие впадину вулканогенные образования сред-
него девона перекрывают частично выступы синийско-нижнепалеозоп-
ского «фундамента», относящиеся к Теректинско-Южночуйскоп шовной
антиклинали, а частично — складчатые ордовикско-силурийские отложе-
ния Чарышского синклинального прогиба. К границе этих структур,
вероятно, и приурочен Тигирекский массив. Основная часть массива,
срезающая дислоцированные в крутые складки отложения ордовика и си-
лура, контролируется одной из ветвей Северо-Восточной зоны разломов.
Верхний контакт позднегерцинских гранитов находится у основания
вулканогенных пород среднего структурного яруса. Общая широтная вы-
тянутость массива соответствует аналогичному направлению выступа вме-
щающих силурийских пород среди эффузивов девона. Как и в ранее опи-
санном примере Калгутинского массива, этот выступ окружен цепочкой
тел девонских гранит-порфиров и гранитов, но не субвулканических,
как в том случае, а гипабиссальных.
Колыванский (Синюшинский) массив расположен в наиболее про-
гнутой (в ордовике и силуре) южной краевой части Чарышского синкли-
нального прогиба. По мнению К. В. Волочковича, данный прогиб обра-
зовался на антиклинальной зоне нижнепалеозойского «фундамента».
Последний обнажается в пределах Суеткинской антиклинали, к южному
крылу которой (в месте его пересечения разломами Северо-Восточной
зоны разломов) тяготеет данный массив. Позднегерцинскими гранитами
прорваны девонские (?) гранитоиды. занимающие центральное поло-
жение в антиклинали (Колыванский и Усгь-Беловский интрузивы).
Очевидная общность структурного положения связывает охаракте-
ризованные массивы с массивами примыкающей части Рудного Алтая.
Убино-Белореченский и Синюшинский массивы пространственно ассо-
циируют с интрузивами девонского (?) комплекса, находящимися в пре-
делах Синюшинского антиклинория; первый из них непосредственно при-
мыкает к Северо-Восточной зоне разломов, прорывает те же комплексы
27
пород, что и Тигирекскип массив, верхняя часть его залегает у границы
нижне- и среднепалеозойского структурных ярусов. Сходные характе-
ристики имеет и Саввушинский массив. Особенностью Белоубинского
массива является его положение в глубоком приразломном прогибе,
выполненном отложениями девонского возраста, в силу чего он глубже,
Рис. 7. Схематическая геологическая карта Северо-Западного Алтая. Составили
К. Л. Волочкович, А. Н. Леонтьев, 1961 г.
Позднегерцинский интрузивный комплекс: 1 — лейкократовые граниты, фазы дополнительных интру-
зий; 2 — биотитовые граниты главной фазы внедрения; з — нерасчлененные гранитоиды средне-
палеозойского возраста; 4 — вулканогенно-осадочные отложения среднего девона; 5 — осадочные
отложения верхнего ордовика и силура; 6 — осадочные отложения кембро-ордовика; 7 — отложе-
ния предполагаемого докембрия (Теректинский выступ); 8—9 — разломы; К) — зоны рассланцева-
ния пород.
Позднсгерцинские массивы: 1 — Белокурихинский, 2 — Казандинский, 3 — Ануйско-Талицкий,
4 — Каракольский. 5 — Колыванский (Синюпншский), 6 — Тигирекскип, 7 — Убино-Белоречен-
ский, 8 — Синюшинский, 9 — Белоубинский
чем остальные одновоз рас гные с ним массивы, входит в отложения сред-
него структурного яруса. Однако эта особенность еще не определяет вполне
его структурное положение, так как отсутствуют данные о контролиру-
ющей его структуре фундамента.
В пределах Талицкого антиклинория известно три небольших (30—
100 км2) позднегерцинских массива — Казандинский, Талицкий и Ка-
28
ракольский. Все они расположены по северо-восточному краю сложного
Талицкого плутона, в непосредственной близости от Бащелакскоп зоны
разломов, отграничивающей данный антиклинорий и все геоантиклиналь-
ное поднятие от Ануйско-Чуйского синклинория. Названные массивы,
имеющие овальную форму и вытянутые меридионально или к северо-во-
стоку, дискордантны по отношению к северо-западным простираниям
складчатости вмещающих пород и разрывов. Позднегерцинские граниты
пересекают под углом и интрудируют зоны дробления, катаклаза и мило-
нитизации в гранитоидах девонского (?) комплекса.
Самый северный по своему положению позднегерцинскип массив —
Белокурихинскип (см. ниже описание массива) — расположен за пре-
делами Талицко-Монголо-Алтайского геоангиклинального поднятия, но
по характеру и позиции редкометального оруденения тесно примыкает
к описанным выше массивам. Он находится на границе Ануйско-Чуйского
синклинория и Катунского антиклинория, где приурочен к ядру Белоку-
рпхинскоп антиклинали, сложенной породами кембро-ордовика и ордо-
вика. Порфировидные граниты массива занимают дискордантное положе-
ние в антиклинали и срезают выходы древних комплексов пород, включая
девонские диабазы, гранитоиды и кристаллические сланцы и гнейсы
их экзоконтактового ореола. Крупные разрывы, отмечаемые в южном
обрамлении интрузива, не прослежены в самом интрузиве, что указывает
на более позднее время его формирования.
Прииртышское геоантиклинальное поднятие
Позднегерцинские интрузивы расположены главным образом в Цен-
тральном. наиболее приподнятом осевом блоке поднятия (рис. 8). вклю-
чая его восточное продолжение в Курчумско-Кальджирском выступе
фундамента; в Иртышской зоне смятия они практически полностью от-
сутствуют, а в пределах юго-западного пологого борта поднятия предста-
влены всего лишь единичными массивами (Дельбегетейский, Канапский).
Единая цепь позднегерцинских интрузивов смещена в глубь поднятия,
к югу от Калба-Нарымского батолита и ориентирована более широтно
и в целом косо к батолиту, будучи относительно ближе к Иртышской
зоне смятия своим восточным окончанием (аналогичное, встречное
сближение интрузивов позднегерцинского комплекса наблюдается в Верх-
неиртышскоп антиклинальной зоне). Тем не менее характер локализации
интрузивов находится в очевидной зависимости от размещения пред-
шествовавшей батолитовой гранитоидной формации. Продуктивные
двуслюдяные граниты позднегерцинских дополнительных интрузивов
использовали системы пологих трещин в апикальной части древнего плу-
тона и в современном эрозионном срезе удалены от родоначальных интру-
зивов на значительные расстояния. Местные сгущения в расположении
позднегерцинских интрузивов совпадают с резкими структурными пере-
гибами в залегании Калба-Нарымского плутона (Сибинскпй, Булашшн-
ский интрузивные узлы). Отдельные разрывные нарушения контролиро-
вали внедрение как древних, так и молодых гранитов (Карагоин-Сары-
озекская ослабленная зона).
Частными локализующими структурами являются северо-западные
разломы, частично залеченные среднегерцинскими гранитоидами, и по-
перечные или диагональные к ним нарушения, в совокупности образующие-
глыбовую мозаику. По отношению к отложениям нижнего структурного
яруса позднегерцинские граниты резко дискордантны, но весьма слабо
29-

нарушают залегание пород среднего структурного яруса.
От более древних гранитоидов их неизменно отличает
массивный облик пород и изометричная форма интру-
зивных тел главной фазы внедрения.
ПОЛОЖЕНИЕ РЕДКОМЕТАЛЛОНОСНЫХ ГРАНИТОВ
В РЯДУ ГРАНПТОИДНЫХ ФОРМАЦИИ
Даже из приведенного выше весьма неполного обзора
можно видеть, что возрастное расчленение верхнепалео-
зойских гранитоидных комплексов Алтае-Зайсанского
региона составляет особую и сложную проблему, так
как большинство существующих схем расчленения не
имеет прямых геологических обоснований. Попытаемся
наметить естественные парагенетическпе группы верхне-
палеозойских изверженных пород, которые повторялись
бы во всех трех редкомегальных поясах и по возможности
отвечали бы утвердившемуся в геологической литературе
понятию формации (абстрактной формации), формацион-
ного типа (Херасков, 1958; Ю. Кузнецов, 1964). Предва-
рительно можно выделить четыре таких группы с резко
выраженным своеобразием петрографического состава
и возрастной последовательности пород, их более или
менее глубинного облика, способа сочетания различных
пород в ряды, характера металлоносности и размещения
в тектонической структуре. Рассмотрим в порядке пред-
полагаемой очередности внедрения: а) среднеглубинную
батолитовую гранитоидную (гранит-мигматитовую), от-
крывающую ряд гранитоидных орогенных эпигеосинкл 11-
нальных формаций; б) средне- и малоглубинную грани-
товую; в) малоглубинную монцонит-гранодиорит-грани-
товую и г) порфирово-диабазовую дайковую формацию,
замыкающую этот ряд. В общем виде представления
автора о возрастных и пространственных соотношениях
между формациями отражены на рис. 9.
А. Среднеглубинная батолитовая гранитоидная формация
(группа формаций), открывающая ряд гранитоидных
орогенных эпигеосинклпнальных формаций
(среднегерцинская)
Формация представлена на рассматриваемой терри-
тории:
а) среднегерцинским (послевизейским) интрузив-
ным комплексом Монгольского Алтая (Волочкович,
Леонтьев, 1964);
б) турнейским (?) и змеиногорским (намюрским)
комплексами Юго-Западного Алтая (Богданова, Логинова,
1960, 1961);
в) собственно калбинским (среднекаменноугольным ?)
комплексом Калбы. Нарыма и отчасти Юго-Западного
Алтая.
31
Рис. 9. Положение
в е р х н е палеозойских
магматических фор-
маций в тектоничес-
кой структуре При-
иртышья. По К. Л.
Волочковичу, А.II.
Леонтьеву, 1965 г.
Интрузивные формации:
1 — диабазо-порфировая,
малых интрузий: а —
преимущественно основ-
ного состава, б — пре-
имущественно кислого
состава; г— малоглубин-
ная монцонит-гранодн-
орит-гранитовая и суб-
вулканическая гранито-
вая (порфировая); з —
гранитовая, редкометал-
лоносная: а — с малым
распространением грани-
тов второй (дополнитель-
ной) фазы, б — с боль-
шим их распространени-
ем; 4 — граиитоидная
батолитовая; S — форма-
ция основных (v) и уль-
траосновных (S) пород;
6 — гранодиоритовая.
\а/нкттиый штклинш-
\зоны фцкОа те зоны вдоль
ская зона
Южно-Алтай-
ская зона
Галицко-Монголо-Алтайст
ееоантиклинальное поднятие
Sa и.
Нарыт
Зайсанскид
геосин клональный. прогио
зона ееосинклинальныгс
прогибов _____________
у 5 Ч
й
Чарский
особой
трог
ан тихли- <
нальные |.
зоны фонда-
нентаодоль >
ЮЗ границы
наложен?
ныеопадины
Икая№т Рудно-Алтай-
снятия окая зона
зонь/ фунда- мент и их
тнтшоль наложенные
Ю'______структуры
поднята и их 'синклиналь-
ные прогиВы)
Ануйско-
Цаганурсь ая зона
г еосинкло-
нальных
прогибов
Прииртышское геоан- Ридно-Южно-Алтаиская
тиклинальное под- -----------
нятие
Цеитршь
ЮЗ Кал- аа-Кал-
Винский
блок
X X ХХХ>
L.t
^2
Южная зона
СВ границы
поднятия
иигенало-
женныеструк-
(дгЖны)

t> a t> а о а
с* XXX ХХЧХХХЧХХХХХхХХЧХх
<3 Х\Х X X ' <• X X X X XX ХХХХХХХХХ

C.v.
Состав вулкаиигеино-осиоичных формаций’. 7 грубообломочные вулканогенно-терригенные отложения (моласса); -? - вулканогенные отложения преиму-
щественно кислого состава; э — то же среднего состава; К: - то же основного состава; 11. — карбонатные отложения; 12 терригенные отложения; 11
граница между орогенными геоантиклинальпымп (внизу) и орогенными эпигеоспнклинальными (вверху) отложениями; 14 — элементы симметрии в строе-
нии формации
Леонтьев
Т а б л и ц а 1
Абсолютный возраст гранитопдов Алтая и Калба-Нарыма (в млн. лет)
(материалы М. А. Абдулкабпровой и М. Н. Строевой, II. Н. Амшппского, К. Г. Богдановой, Вахрамеева, В. Е. Геидлсра.
В. С. Домарепа и А. И. Крылова, В. А. Калюжного, А. Н. Кононова, II. М. Кужельного, Э. Г. Моисеевой, В. А. Нарсеева,
Ж. Д. Никольской, В. Е. Попова, М. А. Осипова, В. Г. Пептеиькова, Э. А. Северова, А. II. Севрюгина, 3. В. Сидоренко,
И. Е. Старика, В. А. Филиппова, Б. Я. Хоревой, В. В. Чердынцева)
Формации грнллгоидон Калба-Нарым Осевая зона магматического ареала в Ci—С2
осевая зона магматич некого ареала в Cj — Pi ареал активного магматизма в Г)2
пограничная зона между Юго-Западным Алтаем и Калба- Нарымом Юго-Западный Алтай пограничная зона между Горным и Юго-Западным Алтаем Горный и Монгольский Алтай
Гранит оидныс субнулкапп- ческие формации — — Гора Орел —188, 236 — Шибслик— 1G7—194
Формация редкометаллоносных гранитов Сз—Pi Редком стальные пег- матиты и рудные жилы Чсрдояк —22(1, 229 Ак-Коиспь 230, 23 0 Чальче—241 Белая гора—258 Ь'. Каииды— 241 Уба —Каинды—251 Нарым —240 — — Талица—252
Жильные граниты и пегматиты Алтай—184 Асубулак—220, 227 Курчум —240, 250 И. Чсремшпнка—242 Саввушка—195, 234 Талица—224 Чиндагатуй—180, 190
Лейкократовые гра- ниты дополнитель- ных интрузивов JJ. Калба —200 А су бу ла к-С асык—2 3 3 — Саввушка—195, 198 Талица —258
Граниты главной интрузивной фазы Дунгалы —212, 232 Монастыри—208, 220, 200 Сибипы— 232, 200, 270, 270 Миролюбонка—260, 280 Б. Каинды—21 в Гора Золотая—251 — 261 Саввушка—188, 198; 266 Тигирск—20 0 Белокуриха—241 280 Талица —220, 201 М. Алтай—200
Грапитоидныс формации I) 2— Сг Калба-Нарым — 254 - 27 0, 310—320 Асубулак —260, 271 Нарым— 27 0—27 5 Иртышская зона смя- тия—285, 295 (Ю. Алтай), 300, 3 05, 310, 332 (Руд- ный Алтай) Иртышская зона смя- тия—364 М, Ульба—277, 282, 288, 200, 301» Н, Черемшанка — 282, 288, 290. 331 Боровляика — 309 Тургусуи —277 Тнгирок — 324 Уба—Белая —348 Корониха—350, 3G4, 370 Тиштузек—235 Талица —288, 292, 305, 325 Иедыгем —290 Ак-Алаха—314 Яломаи—236 — 299 Чикстама! г — 262 — 303 Шебалине —279, 280 Кадр ипский—317 Монт, Алтай —3 00 Чикты—282, 296 Белокуриха—398 ?
Перечисленные образования могут рассматриваться как конкретная
формация весьма большого объема или группа формаций, объединяющая
одинаковые по типу, но разорванные во времени интрузивные комплексы.
Типичные комплексы представлены широким дифференциационным рядом
от габброидов до гранитов, причем доминирующие в этом ряду пестрые кон-
таминированные гранитоиды образуют конкордантные, нередко очень
крупные огнейсованные батолитообразные плутоны, окруженные миг-
матито-гнейсовым метаморфическим ореолом. Наблюдаемые признаки ши-
рокого двустороннего химического обмена гранитоидов с вмещающими
осадочными породами могли бы быть истолкованы и в пользу их палинген-
ного происхождения. В то же время их тесная связь со специфическими
глыбовыми структурами зон верхнепалеозойской активизации и малая
мощность покрывавшего осадочного чехла не позволяют отождествить
с глубинпой фацией магматизма. На данной территории с формацией
не связано сколько-нибудь существенного оруденения.
В настоящее время неизвестны полноценные возрастные реперы,
устанавливающие верхнюю возрастную границу крупных гранитоидных
«батолитов» Прииртышья. В Монгольском Алтае они определяются как
послевизейские; в Юго-Западном Алтае они прорывают визейские, но
находятся в неопределенных отношениях с намюрско-среднекаменно-
угольными отложениями; в Южном Алтае (Май-Терек) гранодиоритами
Калба-Нарымского плутона прорваны немые вулканогенно-осадочные
отложения, сопоставляемые с маптюбинскоп свитой (С2 — С3).
Результаты определения абсолютного возраста гранитоидов в пере-
численных районах колеблются в пределах 235—331 млн. лет (табл. 1).
Разница в абсолютном возрасте ранних «собственно калбипских» гранито-
идов и более поздних «монастырских» гранитов в среднем равна 50 млн.
лет; примерно то же соотношение сохраняется и в Горном Алтае. Косвен-
ные геологические данные свидетельствуют в пользу начала формирования
батолитовой формации в верхнем визе и намюре. когда произошла круп-
ная перестройка плана развития Алтае-Зайсанской геосинклинали и общее
поднятие. Массовое гранитообразованпе в это время связывается с общим
воздыманием складчатой области и со сменой геосинклинального ряда
формаций, как осадочных, так и магматических. орогенными эпигеосин-
клинал ьными.
Б. Средне-малоглубинная редкометально-спецпализнрованная
гранитовая формация (позднегерцинская)
Формация, которой посвящена монография, представлена:
а) позднегерцинским интрузивным комплексом Горного и Монголь-
ского Алтая (Леонтьев. 1961; Волочкович, Леонтьев, 1964);
б) монастырским комплексом Калба-Нарыма и, возможно,
в) акжайляуским комплексом Западного Тарбагатая (Гендлер. 1966).
Формация объединяет наиболее молодые на Алтае высококислые
граниты верхнепалеозойского, вероятно, верхнекаменноугольного воз-
раста. Она подробно характеризуется в последующих разделах. Здесь не-
обходимо отметить, что более употребительное синонимическое понятие
«калбинский комплекс» (Елисеев, 1938; Нехорошев. 1958) за последнее
время стало весьма расплывчатым и во всяком случае сборным. В настоя-
щей работе к позднегернинскому комплексу Алтая отнесена значительно
более узкая группа гранитов по сравнению с калбинским комплексом
или его эквивалентами — «позднескладчатыми, герцинского цикла», или
34
«позднедевонскими» гранитами. Отсюда нами исключены мезократовые
и нередко огнейсованные гранитоиды крупных полигенных плутонов —
Верхнеиртышского (в Монгольском Алтае) и Талицкого, которые ввиду
плохой изученности объединялись ранее с прорывающими их калиевыми
гранитами (Александров, 1947; Нехорошев, 1958; Кузнецов, 1962). Кроме
того, гранитоиды Усть-Беловского, Майорского, Коровихинского, Иеды-
гемского, Тоштузекского, Чиктинского массивов, весьма разнообразные,
но тем не менее безоговорочно относимые к «калбинским» (Амшинский,
1964; Аникиев, 1962; Баженов, 1962; Гендлер, 1961, 1962; Марпич, 1962;
Михалева и Никитина. 1960; Попов. Никольская, Зелепугин, 1962),
являются формационно отличными и в ряде случаев определенно более
древними образованиями, чем собственно позднегерцинские биотитовые
и лейкократовые граниты. Контаминированные гранитоиды и диориты,
рибекитовые граниты, слюдяные граниты или гранит-порфиры названных
массивов лишены каких-либо существенных черт, которые бы их роднили
с «эталонными» ассоциациями пород близко расположенных позднегер-
цинских интрузивов — Синюшинского, Тигирекского, Орочаганского
и Калгутинского. Напротив, их естественным отличием, вытекающим
из более общих формационных признаков, является существенно иная
геохимическая специализация и отсутствие молибден-вольфрамовых и
редкометальных проявлений.
На территории Южного Алтая темные катаклазированные грани го-
иды Тау-Тукольского, Сарымсактинского. Богомоюзского, Чангинского
массивов, отнесенные в разное время к калбинскому комплексу (Г. А. Сту-
калина, Б. Ф. Баранов, Б. Я. Хорева, К. Г. Богданова, В. Г. Куно,
М. В. Логинова, Н. П. Иванов, Д. П. Авров, В. Б. Крючков и др.),
резко отличны от расположенных в том же районе существенно калиевых
биотитовых и лейкократовых (позднегерцинских) гранитов Айлинского,
Березовского, Бобровского, а за пределами рассматриваемой зоны
Алексеевского, Большенарымского и др. интрузивов. К последним
близки ассоциации гранитов Музбельского и Жаманкабинского мас-
сивов.
И за пределами Талицко-Монголо-Алтапского геоантпклинального
поднятия задача петрологического описания позднегерцинского ком-
плекса невыполнима без предварительного выделения его из состава
сборной, весьма искусственной и противоречиво толкуемой группы кал-
бинских гранитов. Так, на территории Юго-Западного Алтая крупный
(2750 клт2) Малоульбинский плутон целиком отнесен к калбинскому
(Елисеев, 1938), или верхнекаменноугольному (Богданова, Логинова,
1960) комплексу. Между тем в нем количественно преобладают слабо
огнейсованные и катаклазированные темные («сфеновые») граниты, пла-
гиограниты и гранодиориты; позднегерцинскими, в нашем понимании,
являются лишь прорывающие их сравнительно небольшие тела массив-
ных калиевых гранитов, переходящих в граносиениты, и несколько более
поздних аплитовпдных гранитов (т. н. «лениногорский комплекс», по
В. Н. Гавриловой и В. И. Чернову, 1957). Еще более крупный гетеро-
генный Калба-Нарымский плутон столь же отчетливо делится на две
составные части — безрудные ранние гранитоиды («собственно калбин-
ские») и редкометаллоносные поздние калиевые граниты и лейкократовые
граниты («монастырские», или позднегерцинские), каждая со своей жиль-
ной серией и особым характером пространственного распределения,
морфологии и структурного положения. Абсолютный возраст первых
устанавливается в интервале 254—320, вторых 184—280 млн. лет.
3*
35
Геохимическая и в то же время мегаллогеническая специализация наиболее
молодых гранитов определяется накоплением элементов-примесей: берил-
лия, лития, тантала, молибдена, олова, вольфрама, золота, висмута,
В. Малоглубинная моицонпт-гранодиорит-гранитовая формация
Формация представлена: а) сержихинским (С3? пли Р) вулкано-плуто-
ническим комплексом Рудного Алтая (Богданова, Логинова, 1960, 1961;
Звягинцев, 1965; Моисеева. Иванов, Бузкова, 1963 г.); б) многофазными
интрузивами Западной Калбы и бассейна р. Курчум (описаны Э, Г. Мои-
сеевой и др. как нижнепермские монастырского комплекса).
Она включает базиты, диориты и разнообразные гранитопды с по-
стоянно проявляющейся щелочной тенденцией. Возрастной ряд сложен
и непостоянен, в наиболее развитых вариантах он характеризуется сменой
средних и умеренно кислых магм высококислыми и далее субщелочными
кислыми. Характерны кольцевая форма интрузивов и нх тесная возрастная
парагенетическая связь с наземными эффузивами риолит-дацитовой фор-
мации. Более изученные отношения между диоритами, гранитоидами,
с одной стороны, и эффузивами — с другой, в Холодном и Сержихинском
белках Юго-Западного Алтая (Звягинцев, 1965) могут быть охарактери-
зованы как парагенетические субсинхроничные. Пространственное поло-
жение формации определяется ее связью с осевыми, наиболее поздно
замкнувшимися участками геосинклинальных прогибов; в Запсанском
прогибе, кроме того, отмечается приуроченность ее продуктов непосред-
ственно к Чарскому глубинному разлому, ранее, в верхнем визе, контро-
лировавшему внедрение ультраосновных магм. К интрузивам малоглу-
бинной формации пространственно тяготеют поперечные пояса даек
диабазов и порфиров следующей в возрастном ряду формации.
Относительная распространенность формации среди других гранито-
идов увеличивается от Алтая к Прибалхашью. В том же направлении
происходит усложнение строения — ее разновозрастные группы распре-
деляются в пространстве, по-видимому, все более независимо друг от
друга. К прямым возрастным характеристикам граиитоидов рассматрива-
емой формации на Алтае относится прорывание ими пород нижней под-
свиты сержихинской свиты (С3—Рх?) и пересечение их секущими дайками,
вероятно, корневыми по отношению к эффузивам верхней подсвиты.
В Запсанском прогибе основные и кислые по составу члены формации
прорывают вулканогенно-осадочные молассопды средне-верхнекаменно-
угольного и пермского (?) возраста.
Непосредственные взаимоотношения интрузивных пород этой фор-
мации с предшествовавшими ей наблюдаются чрезвычайно редко, практи-
чески не известен ни один достоверный случай прорыва. Как уже отмеча-
лось, вопреки мнению многих исследователей. Чашинскпй интрузив
в Рудном Алтае не отвечает формационному типу позднегерцинских, или
«калбинских», гранитов. Наличие аляскитоидов повышенной щелочности
в составе Монастырского и Дунгалинского массивов, на наш взгляд, не
является достаточным для отнесения этих массивов в целом или небольших
секущих тел в их составе к формации пермских гранитоидов (Моисеева,
Иванов, 1963); наши наблюдения указывают на возникновение грано-
сиенитовых разностей гранитов за счет выщелачивания кварца в клпва-
жированных участках зон разломов. Несколько больший интерес пред-
ставляет пересечение (?) порфировидных биотитовых гранитов Доголан-
ского массива небольшим телом гранодиоритов — сиенит-дноритов (по-
геологической карте, составленной Е. П. Пушко и др.).
36
Г. Порфиро-диабазовая дайковая формация, замыкающая ряд
орогенных эпигеосинклинальных формаций
В формации объединяются геректинский дайковый комплекс (Миха-
лева, 1963) и посткалбинский дайковый комплекс Юго-Западного Алтая
п Калба-Нарыма (Богданова, Логинова, (961). Первый включает дайки
диабазов, диабазовых порфиритов, микрогаббро-порфирптов, спессарти-
тов, диоритовых порфиритов, гранит-порфпров и гранофиров протяжен-
ное гью до 4 км и мощностью до 150 м, широко распространенные в осевой
части Теректинского хребга и приуроченные там к Бащелакско-Толбонур-
скоп зоне шовных разломов. Дайки образуют «рои», прослеживающиеся
на десятки километров, ориентированные под косым углом к разлому.
Формирование даек происходило в следующей очередности: 1) породы
группы диабазов; 2) основные породы сильно варьирующего состава
с признаками гибридизма и обогащения щелочами и иногда кремнеземом;
3) породы среднего состава; 4) породы основного состава; 5) кислые
породы с признаками гибридизма. Основные и средние породы составляют
95% даек. Во всех типах пород содержатся в виде акцессорной примеси
минералы цинка, свинца, меди, железа, а также золото. С дайковым
комплексом парагенетически связаны метасоматические залежи и рудные
жилы с пирротиновой и медно-цинковой минерализацией.
В Юго-Западном Алтае и Калба-Нарымском поясе устанавливается
«послекалбинский». т. е., вероятно, пермский возраст диабазов, порфири-
тов и порфиров. В Юго-Западном Алтае с ними парагенетическп связаны
промышленные полиметаллические руды.
В итоге можно заключить, что формация редкометаллоносных грани-
тов, по-видимому, занимает среднее, промежуточное по возрасту, положе-
ние в верхнепалеозойском эпигеосинклинальном магматическом цикле —
между батолитовой формацией и малоглубинной (субвулканической)
монцонит-гранодиорит-гранитовоп формацией, причем сохраняет это
положение в разных тектонических зонах, в разных рудных поясах.
Тем не менее нужно предвидеть также возможность, что и последующие
исследования ни в одной структурной зоне не смогут установить отчетли-
вую разницу в возрасте формирования между гранитовой и монцонит-
гранодиорит-гранитовой формациями.
Говоря о верхнепалеозойском магматическом цикле, нужно заметить,
что. несмотря на существующую неопределенность датировки возраста
рассмотренных трех гранитоидных формаций и иногда противоречивые
мнения на этот счет, пределы возможных колебаний возраста, видимо,
невелики. Скольжение возраста интрузивных формаций (в том числе
и собственно гранитовой) от одной структурной зоны к другой представ-
ляется все менее и менее вероятным после замыкания остаточных гео-
синклинальных прогибов, в силу сглаживания различий между структур-
ными зонами геосинклинального периода, в чем, скорее всего, должна
была бы проявиться специфика орогенного, или активизационного, этапа.
ГЛАВА II
РУДНЫЕ РАЙОНЫ, ОПОРНЫЕ ИНТРУЗИВЫ
И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ РУДНЫЕ ПОЛЯ
РАЙОН СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО АЛТАЯ
Рассматриваются Колыванско-Тигирекский, Талицкий и Белоку-
рихинский интрузивные узлы (см. рис. 7). Для нашей задачи интересно
сопоставить между собой металлогенные свойства гранитов одной форма-
ции в поперечном профиле через разнородные структурные элементы,
с которыми совмещены изученные интрузивы.
Специфику К олыванско-Тигирекского узла составляют мелкие редко-
метальные пегматитовые поля и пространственно сближенные с ними
редкометально-вольфрамовые поля жильных гидротермалитов. Форма-
ционный облик Тигирекского массива определяется грубопорфировидным
мезократовым характером гранитов главной фазы, непропорционально
большим развитием и крупными размерами дополнительных интрузий,
а Саввушинского, Убино-Белореченского и Белоубинского — более зна-
чительным развитием светлых аляскитоидных фаций и весьма малыми
размерами дополнительных интрузивов. Высокий градиент фациальных
изменений гранитов всех возрастных фаз присущ Колыванскому массиву.
Отмечается значительная дифференцированность как родоначальных
гранитов, так и «дополнительных» лейкократовых гранитов, выразив-
шаяся в контрастных переходах от крупнозернистой фации к фации
порфировидных микрогранитов, в образовании полосчатых текстур,
фациальных пегматитовых прожилков и зон закалки в жильных апофизах.
Наименее дифференцирован Белоубинский массив.
Зональные переходы в жильных полях узла характеризуются сле-
дующими рядами.
1. Тигирекский и Убино-Белореченский массивы: а) редкометальные
пегматиты в мелких слабо дифференцированных, большей частью фаци-
альных пегматитах (гора Разработная и долина Убы); б) редкометально-
вольфрамовое оруденение в грейзеновой ассоциации, наложенной на
скарны (Белорецкий участок); в) вольфрамит-шеелит-кварцевые жилы
(южные склоны Тигирекского белка).
2. Колыванский массив: а) редкометальное и молибден-вольфрамо-
вое оруденение в полевошпат-кварцевых телах и грейзенах восточной
периферии массива; б) вольфрамит-кварцевые жилы района Колывани;
в) кварцевые жилы с медно-свинцово-цинковоп минерализацией на пра-
вобережье р. Локтевки. Несколько особняком располагается шеелит-
скарн овая ассоциация.
38
F
Pirc. 10. Геологическая карта Белоку-
рихинского массива. Составил А. И. Ле-
онтьев на основе геологической карты
10. А. Спейта, 1959 г.
1 — четвертичные отложения; 2 — кварцевые
жилы; з — лейкократовые граниты (2-я допол-
нительная интрузия и ее жильная фация);
4 — пегматоидные участки в лейкократовых
гранитах; 5 — порфировидные микрограниты
(1-я дополнительная интрузия); в — биотито-
выс граниты (главная фаза внедрения); 7 —
порфировидные биотитовые граниты с мелко-
зернистой основной массой; 8 — среднезерни-
стые гранесиениты со следами гидротермаль-
ных изменений.
Девонский (?) интрузивный комплекс; ,9 —
диорит-порфириты; 1(1 — жильные граниты;
11 — огнейсованные мелкозернистые биотито-
выс граниты; 12 — огнейсованные биотито-
роговоебманковыс гранитоиды; 13 — диабазы
и порфириты (додевонские); 14—15 — отложе-
ния ордовика и силура; 16—18 — отложения
кембрия и нижнего ордовика; 7.9 — орого-
викование; 20 — оскарнование; 21— разломы;
22 — редкомстапьная минерализация; 23 —
молибдено-вольфрамовая минерализация
порфировидными биотитовыми гранитами. Их эндоконтактная фация
выражена слабо и лишь в отдельных участках эндоконтакта сложена
гранитами с роговой обманкой в единичных зернах и несколько увеличен-
ным содержанием раннего плагиоклаза. В поле развития гранитов нахо-
дятся фациальные участки кварцевых сиенитов, несущие комплекс нало-
женных метасоматических изменений. Этим участкам присущи высокое
гипсометрическое положение и плоская форма; их размеры 200—300 м.
По положению с ними сходны участки порфировидных биотитовых грани-
тов с мелкозернистой основной массой размерами в десятки, реже в сотни
метров, залегающие близко к кровле массива и параллельно последней.
Мелкозернистый базис этих пород близок по характеру к поздним лейко-
кратовым гранитам.
В составе массива выделяются два типа поздних лейкократовых
гранитов, формировавшихся с некоторым разрывом во времени (1-я
и 2-я дополнительные интрузии).
1. Существенно альбитовые граниты и микрограниты с порфиро-
видными выделениями кварца и микроклина. Установлены лишь в одном
месте — в центральной части массива, где они слагают небольшой шток
с жиловидными апофизами в порфировидных гранитах и с широкой
зоной закалки. Состав микрогранитов характеризуется повышенной
ролью в их составе минералов ниобия, висмута и вольфрама, но само-
стоятельного оруденения они не несут. Им свойствен ярко выраженный
лейкократовый характер, гипабиссальный тип микроструктур и широкое
развитие процессов автометасоматической грейзенизации.
2. Равномернозернистые лейкократовые граниты распространены го-
раздо шире, главным образом в центральной и северной частях массива,
где они имеют форму пластовых, жиловидных, реже неправильных вытяну-
тых тел. Наиболее крупный, Устаурихинский, интрузив имеет протяжен-
ность выхода около 7 км и пластообразную форму. Для этих гранитов
необычайно характерно развитие пегматоидных и аплитовых оторочек
и фациальных обособлений; их контакты с вмещающими порфировидными
гранитами ровные, плоские, резкие, местами подчеркнуты зоной закалки
в лейкократовых гранитах. Иногда намечается подобие грубой зональ-
ности в эндоконтактах пластообразных тел: пегматитовые плоские шлиры
в некоторых случаях располагаются между аплитовой внешней зоной
и среднезернистыми лейкократовыми гранитами центральной части тел.
Контакты лейкократовых гранитов с порфировидными микрогранитами
также достаточно резкие, однако контактный шов нередко залечивается
мелкозернистым агрегатом альбита.
Жильные породы представлены микроклин-альбитовыми лейкокра-
товыми гранитами, аплитами и рудными кварцевыми жилами.
Нормальный петрографический тип пород главной интрузивной фазы
представлен серым массивным гранитом, в основной массе которого четко
разграничены равновеликие (2—6 мм) зерна кварца, полевых шпатов
и пластинчатого биотита. Суммарный объем порфировидных выделений
5—30% от объема породы. Закономерная ориентировка для них неха-
рактерна. Уменьшение или увеличение средних размеров порфировидных
выделений, обычно представленных гломеротаблитчатыми сростками
калиевого полевого шпата, происходит независимо от изменения их
содержания в граните.
Породы главной интрузивной фации состоят из калиевого полевого
шпата (в среднем 32—36%), кварца (32—38%), плагиоклаза (22—25%),
биотита (5—8%) и акцессорных минералов (1—2%).
41
Образование этих минералов происходило в выдержанной последова-
тельности, что видно на многочисленных примерах реакционных, корро-
зионных и секущих отношений между минералами. Полевые шпаты
и кварц кристаллизовались в составе 2—3 возрастных генерации; при
этом не менее 90% породы сложено ранними генерациями каждого мине-
рала, относимыми на этом основании к главному этапу кристаллизации.
Поздние генерации тех же минералов, а также биотит, рудный и акцессор-
ные минералы в отдельных случаях образуют мелкозернистую структур-
ную группу, нередко обособленную в форме полосок и цепочек в интерсти-
циях крупных минеральных зерен.
Разновидность порфировидных биотитовых гранитов, представлен-
ная розовыми пористыми также порфировидными породами, почти совсем
лишенная кварца и раннего плагиоклаза, отвечает по составу кварцевым
сиенитам. Они содержат калиевый полевой шпат (35—50%), антипертит
и альбит (40—55%). Их пористое вследствие выщелачивании кварца
строение, широкое развитие альбитизации калиевого полевого шпата
и, наконец, постоянное присутствие в пустотах породы хлоритовых
выполнений со столь обычным для гидротермального комплекса минералом,
как рутил, указывают на вторичный характер пород. Акцессорные мине-
ралы представлены рутилом, рудным минералом, монацитом и апатитом.
Порфировидные лейкократовые граниты ранней дополнительной интру-
зии представляют собой светло-серую весьма неравномернозернистую
породу с величиной зерна от долей миллиметра до 3—4 мм. Таблички
розового микроклина, зерна кварца и пластинки мусковита размерами
до 1 см образуют подобие порфировых выделений. Эти породы связаны
постепенными переходами с микрогранитами, обладающими порфировой
структурой. В тонкозернистой (0,1—0,4 мм) серицитизированной основ-
ной массе породы содержатся несколько увеличенные (1—2 мм) зерна
главным образом кварца, а также до 30% хорошо образованных кристал-
лов кварца, калиевого полевого шпата, реже мусковита размерами 0.5—
2,0 см.
Граниты и микрограниты состоят из калиевого полевого шпата
(29—35%), альбита (22—40%), кварца (35—41%), мусковита (3—7%)
и акцессорных минералов. Значительная доля содержащегося в породе
калиевого полевого шпата приходится на порфировые выделения; состав
основной массы следующий (%): калиевый полевой шпат 7—10; альбит
40—50; кварц 30—40; мусковит 9—17. Резкие колебания в содержании
альбита и мусковита объясняются, по-видимому, наложенной альбити-
зацией, обусловленной воздействием лейкократовых гранитов второй
дополнительной интрузии. Последовательность минералообразования:
калиевый полевой шпат — кварц, альбит — кварц, мусковит. Нормаль-
ные гипидиоморфные соотношения минералов нередко как бы затушеваны
в результате развития идиобластных, пойкилитовых и радиальнолучистых
выделений поздних минералов.
Акцессорные минералы крайне немногочисленны, если не учитывать
мельчайшие неопределимые частицы, рассеянные в породе. Постоянно
встречаются апатит (в неправильных трещиноватых зернах, реже в виде
столбчатых кристаллов) и рудный минерал, выполняющий трещинки
в мусковите или кварце. Отмечены также циркон (иногда включения
в рудном минерале), гранат (единичные кристаллы, замещенных хлоритом
и мусковитом), монацит, турмалин и топаз.
Лейкократовые среднезернистые граниты поздней дополнительной
интрузии характеризуются четкой равномернозернистой структурой.
42
угловатыми идиоморфными очертаниями полевошпатовых зерен, отчетли-
выми изометричными формами выделений серого кварца и зеленоватого
мусковита. Средние размеры зерен меняются в широких пределах. Лейко-
кратовые граниты обычно состоят из 40—49% калиевого полевого шпата,
17—25% кислого плагиоклаза, 32—37% кварца, 1—5% мусковита и био-
тита и акцессорных минералов (главная интрузивная фация). В фации
эндоконтактов и в апикальных участках указанное соотношение полевых
шпатов меняется в сторону преобладания плагиоклаза (альбита).
Последовательность минералообразования, отмечаемая по коррозион-
ным отношениям (плагиоклаз не всегда — микроклин-пертит — альбит —
кварц, био гит и мусковит), определяет собой обычный гранитовый ряд
структур. В лейкократовых гранитах такая последовательность проявлена
в наличии идиоморфных кристаллов раннего плагиоклаза и несколько
укрупненных зерен микроклин-пертита, образующих структурный «кар-
кас» породы, а также в наличии выделений альбита, кварца и слюд,
цементирующих и замещающих ранние минералы.
Акцессорные минералы, по данным микроскопии, следующие: рудные
минералы, апатит, циркон, флюорит, рутил, турмалин, топаз, ортит (?).
Часто рудный минерал (магнетит, гематит) является единственным наблю-
даемым представителем акцессорной группы.
Для гранитов мусковит-альбитового состава характерно преоблада-
ние коррозионного, субграфического и идиобластического типов микро-
структур. Наблюдаются сетчатые прорастания полевых шпатов кварцем
и альбитом, исевдопойкилитовые минеральные включения в зернах
кварца, гранофировые и микрографические вростки кварца, цепочечные
сегрегации позднего альбита. В аплитовидных гранитах гипидиоморфные
и коррозионнные отношения минералов проявлены слабее, характерен
переход к паналлотриоморфнозернистой структуре. В фациальных пегма-
тоидных оторочках лейкократовых гранитов наблюдаются более или
менее развитые графические структуры, местами близкие к структуре
письменного гранита.
Пегматоидные граниты, обособленные в форме фациальных гнезд
и полос в лейкократовых гранитах, характеризуются той же, что и в обыч-
ных гранитах, гипидиоморфно-коррозионной структурой, но с общим
укрупнением зерен до 0,3—1 см. Ориентировка кристаллов калиевого
полевого шпата беспорядочна в эндоконтактных пегматитах с полосчатой
текстурой и несколько упорядочена (перпендикулярно к боковым поверх-
ностям тела) в маломощных жилах пегматитов. В том и в другом случае
наблюдаются мелкие, до 20 см, центральные полости, заполненные квар-
цем в виде линз или гнезд, как бы разгороженных поперечно-столбчатыми
идиоморфными кристаллами микроклин-пертита.
Пегматоидные лейкократовые граниты миаролитовой текстуры со-
держат миаролы, представляющие собой небольшие (0,5—4 см) полости,
выполненные кварцем и радиальными или таблитчатыми сростками пластин
мусковита; иногда миаролы окаймлены щетками мелких полевошпатовых
кристаллов. Из миарол исходят жилковидные образования мусковит-
кварцевого состава, которые рассекают пегматоидные участки и прони-
кают во вмещающие нормальные лейкократовые граниты. Иногда удается
наблюдать систему мельчайших боковых ответвлений от этих прожилков,
роль которых сводится к окварцеванию и мусковитизации прилежащего
участка материнских гранитов.
Пегматиты Белокурихинского массива в своей основной массе син-
генетичны лейкократовым гранитам поздней дополнительной интрузии.
4а
Особенно часто они приурочены к висячему боку интрузивных залежей.
По своим петрографическим свойствам пегматиты также не могут быть
противопоставлены лейкократовым гранитам. Полностью идентичен мине-
ральный состав тех и других пород, намечаются черты их структурного
подобия. Состав акцессорной, по данным микроскопии, беден и однообра-
зен во всех структурных разновидностях пегматитов. Встречаются: берилл,
гранат — в виде реликтовых зерен в кварце, рудный минерал — в пла-
стинчатых или изометричных зернах, реже рутил, монацит и циркон.
Лейкократовые граниты, аплиты и пегматиты, имеющие жильную
форму, в большинстве своем являются аналогами лейкократовых гранитов
поздней дополнительной интрузии. Но и пересекающие их немногочислен-
ные собственно жильные породы, отмеченные в пределах Осиновско-Чернов-
ского рудного поля (южная часть массива), принадлежат гой же петро-
графической ассоциации. Более других распространены аплиты; само-
стоятельная генерация собственно жильных пегматитов, по нашим наблю-
дениям, отсутствует. Единственная на Бурановском участке жила
лейкократовых гранитов, пересекающая дифференцированный рудоносный
дополнительный интрузив, сложена равномерно-среднезернистым муско-
вит-альбитовым гранитом с неясно полосчатой текстурой и существенно
микроклиновыми зальбандами. Она содержит акцессорный берилл.
Черновско-Осиповское рудное поле
Рудное поле располагается целиком внутри материнских биотитовых
гранитов Белокурихинского массива в его южной приконтактовой части.
Оно включает Осиновское вольфрамовое месторождение, отработанное
в годы Великой Отечественной войны, и Бурановский рудный участок.
Осевая часть рудного поля совпадает с Осиновским разломом широтного
простирания (зона 2 на рис. 11). Приразломная мобильная полоса длиной
3 и шириной 0,5 км послужила проводником жильной инъекции, образо-
вавшей вначале серию сжатых, однообразно ориентированных жиловид-
ных тел лейкократовых гранитов (фаза дополнительных интрузий)
и вслед за этим серию вольфрамит-кварцевых жил первой и второй генера-
ций, сходного, хотя и более крутого, залегания. В обе стороны от этой
полосы меняется характер как рудоносных лейкократовых гранитов,
так и связанных с ними рудных тел (зоны 1 и 3 на рис. 11). Первые пред-
ставлены значительно более редкими, чем в осевой зоне, относительно
крупными и разнообразно ориентированными телами двуслюдяных
и мусковитовых микроклин-альбитовых гранитов, главным образом пласто-
образными интрузивными залежами, расположенными в несколько ярусов.
Вольфрамит-кварцевые жилы здесь практически отсутствуют; преобла-
дающая в этих зонах редкометальная минерализация связана с сингене-
тичными образованиями, такими, как высокотемпературные полевошпат-
кварцевые пегматоиды, альбититы, прожилково-вкрапленные минерали-
зованные зоны в эндоконтакте лейкократовых гранитов (Бурановский
участок). Еще далее к северу вкрест простирания рудного поля, подобные
по форме, но уже существенно микроклиновые по составу интрузивные
залежи лейкократовых гранитов сопровождаются в верхнем эндокон-
такте сингенетичными пегматитовыми оторочками с акцессорным берил-
лом (зона 4, см. рис. 11).
Из числа важных для понимания генезиса поля признаков охаракте-
ризованной поперечной рудной зональности отметим следующие.
а. Общие размеры жильного (лейкократовые граниты) поля соста-
вляют примерно 20 X 3 км-, вольфрамит-кварцевые жилы образуют
44
сгущение лишь в незначительном (3 X 0,5 км) интервале этого поля
и занимают осевую, приразломную его часть. Из этого следует, что широ-
кий вначале фронт трещинообразования последовательно сузился до
Рве. 11. Геологическая карта Черновско-Осиновского рудного поля. Составил
А. Н. Леонтьев по материалам И. П. Коропца, Черновской ГРП и собственным данным,
1959 г.
1 — кварцевые рудные жилы и линзы 2-й генерации; 2 — кварцевые рудные жилы и линзы 1-й гене-
рации; з — зоны и ореолы околожильной грейзенизации; 4—аплитовидные и пегматоидные лейко-
кратовые граниты (поздняя дополнительная интрузия); 5 — норфировидные лейкократовые микро-
граниты (ранняя дополнительная интрузия); 6 — порфировидные биотитовые граниты (главная
фаза внедрения); 7 — разломы
лейкократовых гранитов и пересекают пх; между ними, строго говоря,
устанавливается только пара генетическая связь. В боковых зонах
поля сегрегации кварца (в том числе и шиловидные, и крупные по
45
объему линзы, несущие вольфрамовые охры) образованы непосредственно
внутри залежей лейкократовых гранитов и сравнительно редко выходят
из них во вмещающие породы. Непрерывный ряд, образованный всеми
четырьмя зонами поля, позволяет предположить погружение зон 1 и 3
в приразломной полосе, а также допустить как возможное объяснение
кратковременный дренирующий эффект со стороны развивающейся
системы трещин по отношению к системе кристаллизовавшихся рудонос-
ных интрузивов.
в. Наиболее высокотемпературные экзоконтактные метасоматические
изменения (аляскитизация биотитовых гранитов) отмечены в связи с диф-
ференцированными интрузивами зоны 3. Анализ взаимоотношений между
дифференцированными лейкократовыми гранитами и экзоконтактными
метасоматитами проведен ниже.
Бурановский рудный участок
(к характеристике рудоносных дифференцированных гранитов
и их экзоконтактных метасоматитов)
Рассматриваемая рудоносная дифференцированная пластообразная
гранитная залежь имеет протяжение около 290 м и мощность 18—27 м
(рис. 12). На глубину по падению залежь прослежена, по данным бурения,
на 130—200 м. Йологое залегание в порфировидных биотитовых гранитах
материнского Белокурихинского плутона (20—45° к югу) свойственно
как этому интрузиву, так и параллельным ему менее крупным телам
лейкократовых гранитов Черновско-Осиновского рудного поля (см.
рис. 11). Они часто чередуются с вмещающими их биотитовыми гранитами.
Курановская залежь находится в несколько особом положении, так как
располагается на участке прорывания биотитовых гранитов штокообраз-
ным телом порфировидных лейкократовых микрогранитов, промежуточ-
ных по возрасту их формирования (ранняя генерация дополнительной
фазы внедрения Белокурихинского массива). Рудоносная интрузивная
залежь вскрыта эрозией в том участке, где она прорывает микрограниты,
выполаживается в них и членится на ряд быстро выклинивающихся
апофиз.
Дифференцированность лейкократовых гранитов на этом участке
выражается в наличии: 1) грубозернистых пегматитовых или полево-
шпат-кварцевых пегматоидных линз и оторочек в верхнем эндоконтакте
залежи и в ее некоторых апофизах; 2) тонкозернистой альбититовой ото-
рочки в отдельных интервалах висячего и лежачего бока; 3) широкой
апикальной зоны мусковит-альбитовых гранитов с изменчивой крупностью
зерен; 4) участков, лишенных породообразующего кварца и. наоборот,
переполненных гнездовыми и штокверковыми сегрегациями кварца, и,
наконец, 5) главной, т. е. наиболее однородной и представленной наиболее
крупными объемами разновидности — среднезернистых двуслюдяных аль-
бит-микроклиновых лейкократовых гранитов.
Лейкократовые граниты мусковит-альбитового состава слагают всю
апикальную часть Бурановской залежи, ее апофизы и широкую эндо-
контактную зону, отороченную полевошпат-кварцевыми и альбититовыми
линзами. Эта разновидность гранитов характеризуется в основном теми же
структурными отношениями минералов, что и двуслюдяные граниты
главной фации. Морфология их контактов ничем существенным не отли-
чается от морфологии контактов лейкократовых гранитов заведомо
«магматического» облика — в том и в другом случае наблюдаются шовные
46
интрузивные контакты с вмещающими породами, осложненные жило-
видными выступами, повернутые ксенолиты боковых пород, мелкозер-
нистые аплитовидные или пегматоидные эндоконтактные оторочки.
Содержание кислого плагиоклаза в породе увеличивается до 30—40%
по направлению к висячему боку и к местам разветвления залежи на
Рис. 12. Геологический план Курановского рудного участка. Составил А. Н. Ле-
онтьев, 1958 г.
1 — поздний жильный альбитовый гранит; 2 — кварцевые жилы; 3 — полевошпат-кварцевые ото-
рочки и линзы; 4 — лейкократовые граниты (а), аплиты (б), иегматит-анлиты (е); 5 — порфиро-
видные лейкократовые граниты (а) и микрограниты (б); 6 — порфировидные биотитовые граниты:
7—8 — околожильно-изменснные породы; 7 — грейзенизированные граниты, 8 — вторичные аляс-
киты и грейзены; 9 — минерализованные зоны
ряд апофиз; одновременно наблюдается понижение номера этого мине-
рала, и он все более приближается к Tiinj’ короткотаблигчатого с правиль-
ными кристаллографическими очертаниями «шахматного» альбита. Ранний
плагиоклаз в том же направлении исчезает, однако без каких-либо при-
знаков его избирательного замещения, но скорее путем полного его
выпадения из кристаллизационной последовательности. Фактическое
содержание калиевого полевого шпата обычно не ниже 25% (при мыслен-
ной реконструкции частично замещенных зерен — не ниже 35%).
47
Мусковит-полевошпатовая резко обедненная кварцем (до 7%) порода
гранитовой структуры обособлена в основном теле в форме линзовидного
фациального участка, составляющего около 1/3 мощности залежи и про-
тягивающегося на десятки метров по ее простиранию и падению. Линза
расположена непосредственно над останцом биотитовых гранитов, пре-
вращенных во вторичные аляскиты, отделена от него резким контактовым
швом и ориентирована, как останец, параллельно контактам залежи.
В верхней части линзы, совпадающей с местами ответвления гранитных
апофиз от основного тела, содержатся участки ветвящихся прожилков
и округлых гнезд кварца, переходящие во вмещающие порфировидные
микрограниты в форме минерализованных кварцевых, грейзено-кварце-
вых жил с альбититом в зальбандах. В бескварцевых участках, как бы
дренируемых сетью корневых кварцевых прожилок, содержится вкрап-
ленность акцессорного берилла.
Полевошпат-кварцевые пегматоиды образуют прерывистую зону про-
тяженностью около 90 м и мощностью до 2—3 м в висячем боку Куранов-
скоп залежи и достаточно резко или постепенно переходят в грейзенизи-
рованные лейкократовые граниты, насыщенные кварцевыми и полево-
шпат-кварцевыми прожилками. Крупно- и грубозернистая порода со-
стоит из 50—70 °о кварца, выполняющего главным образом, центральные
полости, и политизированного покрасневшего микроклин-пертита в виде
блоков и друзовидных щеток вперемежку с менее крупными выделениями
альбита. Альбиту, как и мусковиту, принадлежит здесь более значитель-
ная роль, чем в пегматитах. Центральные обособления кварца местами
согласно окаймляются многослойными (ритмичнозональными) кристалли-
ческими корками крупнопластинчатого альбита с поперечным расположе-
нием мечевидных кристаллов, или тонкочешуйчатым колломорфным
агрегатом мусковита в форме концентрически-сферолитовых ячеек. С пе-
риферией кварцевых обособлений, независимо от их величины, связаны
акцессорные берилл и вольфрамит.
Для переходной зоны от полевошпат-кварцевых пегматоидов к лей-
кократовым гранитам характерны линзовидные обособления крупных
кристаллов раннего микроклина и альбита в равномернозернистом лейко-
кратовом граните и последующий по времени выделения грейзеновый
мусковит-кварцевый комплекс.
Поздние альбититы образуют маломощные оторочки в эндоконтакте
лейкократового гранита с постепенным сгущением (до 80% у контакта)
тонких зерен альбита поздней генерации. Последние на целый порядок
мельче зерен раннего альбита (альбит-олигоклаза) и отличаются от него
более кислым составом (№ 3—5). Сахаровидный агрегат этого минерала
замещает все минералы, включая ранний альбит-олигоклаз и кварц,
внешне напоминая зону закалки.
Ореол экзоконтактных метасоматических изменений биотитовых гра-
нитов, вмещающих дифференцированную залежь лейкократовых грани-
тов, прослеживается на 300 м по простиранию ее висячего бока, 40 л/
по падению и в среднем на 15 м по мощности. Неизмененные вмещающие
породы представляют собой серый массивный среднезернистып порфиро-
видный биотитовып гранит.
Намечается два рода метасоматической зональности, которой под-
чиняется распределение различных типов метасоматитов. Зональность
первого рода, или фронтальная зональность, устанавливается относи-
тельно верхнего контакта пластообразной интрузии на всем ее протяже-
нии и выражается в смене неизмененных порфцровпдных биотитовых
48
гранитов внешней зоны в различной степени грейзенизированными раз-
ностями тех же гранитов — в промежуточной зоне, и, наконец, вторичными
аляскитами — в непосредственной близости к контакту (см. рис. 12).
Мощность зон измеряется метрами и десятками метров. В отдельных
участках аляскитовая зона сходит на нет.
Метасоматическая зональность второго рода имеет секущий и более
локальный характер, располагается вдоль трещин и кварцевых жил
в экзоконтакте пластообразноп интрузии и вместе с ними накладывается
на зональность первого рода. Из выделенных зон внешняя сложена
в любой степени измененными (грейзенизированными, превращенными
в аляскит) гранитами существенно микроклинового состава (предыдущий
этап изменений), промежуточная — бескварцевым мусковит-полевошпа-
товым, существенно альбитовым метасоматитом, а внутренняя зона
является кварцевой или кварц-грейзеновой. Мощность зон измеряется
сантиметрами, десятками сантиметров, редко метрами, протяженность
в плане — десятками метров.
Вторичные аляскиты представляют собой красноватую среднезер-
нистую с отчетливой структурой породу, состоящую из микроклина
и кварца с примесью альбита и мусковита, редко хлорита и биотита.
Из акцессориев особенно много апатита, рутила, ильменорутила, несколько
меньше магнетита и циркона, постоянно содержится монацит, отмечается
ильменит, гранат, флюорит. Вторичные аляскиты связаны рядом про-
межуточных разновидностей с грейзенизированными биотитовыми гра-
нитами и являются продуктом дальнейшего преобразования по-
следних.
Фронтальная зональность первого рода в основных чертах повто-
ряется в висячем боку и других пластообразных интрузивов, указывая
на регулярность процесса выноса растворов из лейкократовых гранитов
в породы кровли.
Наиболее поздним элементом метасоматитов, не входящим ни в одну
из двух указанных зональных последовательностей, является поздний
тонкозернистый лейстовый альбитит, отсрочивающий лейкократовые
граниты и местами проникающий на 5—10 см в ближайшую к ним зону
экзоконтакта, независимо от ее первоначального состава. Такое же неза-
висимое наложение поздних минералов, шедшее непосредственно от лейко-
кратовых гранитов на расстояние не более полуметра от контакта, наблю-
далось и в отношении раннего удлиненно-таблитчатого альбита и позднего
кварца. Благодаря этому, а также благодаря сохранившимся редким
реликтовым зернам раннего олигоклаз-андезина биотитовых гранитов
последовательность и состав минералов, устанавливаемые непосредственно
над контактом, выглядят местами весьма сложными и искажают картину
правильной метасоматической зональности первого рода.
Сравнивая вмещающие биотитовые граниты и продукты их перера-
ботки с лейкократовыми гранитами Бурановской залежи, в частности,
можно отметить, что в первых практически отсутствуют редкометальные
минералы — молибденит, вольфрамит, минералы висмута, а также флюорит,
турмалин, барит. Эти минералы обычны для лейкократовых гранитов
и непосредственно связанных с ними рудных кварцевых жил. Ничтожное
содержание граната в экзоконтактно измененных гранитах также отли-
чает их от лейкократовых гранитов. Достаточно показательна и разница
в форме нахождения железа в сравниваемых породах — в одних мы
встречаем главным образом гематит и пирит (окисленный), в других
(породы экзоконтакта) — гидроокислы железа и магнетит.
4 Леонтьев А. Н.
49
В итоге сравнения, во-первых, подтверждается вывод о нетожде-
ственности мусковит-альбит-микроклиновых лейкократовых гранитов
метасоматитам экзоконтакта. Во-вторых, вероятно, можно предположить,
что верхний контакт Курановской залежи разграничивал две области
циркуляции подвижных фаз и, в частности, создавал преграду для потен-
циально рудоносной (W, Mo, Be) их части, генетически связанной с лейко-
кратовыми гранитами (табл. 2).
Резкие максимумы рубидия и лития в полевошпат-кварцевых поро-
дах эндоконтакта интрузивной залежи, при резком понижении их содер-
жаний в экзоконтактных вторичных аляскитах, также могут быть истол-
кованы как результат экранирования. Экранирование, очевидно, было
неполным и избирательным, на что указывает депрессия обычно устойчи-
вого калий-рубидиевого отношения непосредственно ниже контакта.
По данным спектрального анализа, в полевошпат-кварцевых породах
эндоконтакта до 15% проб характеризуются повышенными против кларко-
вык содержаниями ниобия, висмута, при общем снижении числа проб
со значительными содержаниями этих элементов, в сравнении с лейко-
кратовыми гранитами. Для молибдена, висмута, серебра и лития такая же
форма первичной концентрации элементов-примесей наблюдается и в экзо-
контактных метасоматитах. Все перечисленные элементы являются гипо-
морфными для лейкократовых гранитов дополнительной фазы, в то время
как в гранитах главной фазы комплекса их содержится в среднем значи-
тельно меньше.
При всех указанных обстоятельствах общее, что объединяет обе части
колонки — это кристаллизация лейкократовых гранитов, т. е. порядок
выпадения минеральных фаз и, вероятно, связанная с ним очередность
избирательного выноса вещества в породы кровли.
Для всех разновидностей лейкократовых гранитов установлен один
и тот же порядок минералоотложения: микроклин — альбит(альбит-
олигоклаз) — кварц, слюды и акцессории — альбит. Ничем существенным
от него не отличается в рассматриваемом случае последовательность
минералообразования (в катионном выражении) во всей совокупности
метасоматитов. Состав и морфологические свойства минералов, могущих
служить как бы реперами отдельных стадий процесса, например, раннего
и позднего альбитов, совпадают по обе стороны от контакта пород, причем
по отношению к существенно микроклиновым метасоматитам эти минералы
являются поздними в той же мере, что и по отношению к структурному
(микроклиновому) каркасу лейкократовых гранитов. Отсюда следует,
что в граничивших между собой системах проявилась одна и та же оче-
редность смены наиболее активного в данный отрезок времени компо-
нента: К—Na—SiO2—К—Na. Иными словами, две последовательные
стадии замещения вмещающих биотитовых гранитов находились в прямой
связи с очередностью кристаллизации лейкократовых гранитов. Практи-
чески это может означать магматическое замещение (Коржинский. 1952).
Тигирекский массив
Граниты Тигирекского массива (рис. 13) прорывают отложения
ордовика, силура и среднего девона, массив имеет вытянутую в широтном
направлении форму, протяженность с запада на восток около 40 км.
Восточная половина массива представляется менее глубоко вскрытой
относительно ее кровли, на что, в частности, указывает большое число
крупных останцов боковых пород. В пределах единой интрузивной камеры
насчитывается три разновозрастные группы пород: а) мелкозернистые
50
Т а б л и ц а 2
Изменение содержаний щелочных металлов и рассеянного бериллия в вертикальном разрезе Курановскон залежи
и пород ее экзоконтактового ореола (в породах и минералах, вес. %)
Порода Номер пробы к Na Rb LL1 с»: Вс K/Rb Номер пробы Минерал
Вмещающие граниты Порфировидный биотитовый гранит неизмененный 350-1 359 3,90 — 0,020 0 022 — — 9-10-4 195 —
Вторичный аляскит 331-1 5,19 — U,092 — — 52 10-4 8-10-4 4-Ю"3 4-Ю"3 56 516—1а 516-16 516—1в Микроклин Альбит Мусковит
Дифференцированный дополнительный интрузив Мелкозернистый поздний альбитит 530-1U — — — 0,001 — 13-Ю'3 12-10-4 — — —
Полевопшат-кварцовый пегматоид 333-3 1,95 9,65 ++ 0,051 0,145 0,127 0,106 0 156 0,025 0,001 0.089 0,122 0,0008 72 •IO"3 8,5-10-4 3,5- 10-4 Не обн. 0,3-10-4 4•IO'3 38 66 545-13 545-14 а 545—146 545—14в 546—6а 545-6 Микроклин Микроклин Альбит Мусковит Микроклин Мусковит
Мусковит-альбитовый гранит (автогрейзенизированный) 333-2 2,16 — 0,190 0,160 0,052 0,001 0.093 0,007 13,8-10-4 Не об и. 4,7 • 10-4 30,2 • 10-4 $111 331-8а 331-86 331-8в Микроклин Альбит Мусковит
Боскварцевая мусковит-поле- вошпатовая порода Двуслюдяпой альбит-микро- клиновый гранит 352-5 539 357-1 2,61 4,54 4,23 2,12 2,95 0,031 0,0,33 0,031 0,001 0,005 Не обп. 12-10-4 8-10-4 84 137 136 —
Анализы выполнены в лабораториях ИМГРЭ; спектральный анализ —Н. М. Бронина, Л. И. Сердобова, фотометрия пламени —
Г. Н. Попова.
порфировидные граниты и гранит-порфиры, вероятно, по происхождению
связанные с вулканогенными породами эпфельского возраста; б) габбро-
иды, диориты и гранодиориты, промежуточные по возрасту формирова-
ния, и, наконец, в) граниты позднегерцинского комплекса.
Девонские (?) граниты и гранит-порфиры слагают не менее десяти
достаточно крупных и множество мелких останцов среди молодых грани-
тов, главным образом по периферии массива, согласно его общему широт-
ному простиранию. Устанавливается прорывание девонских гранитов
всеми членами позднегерцинского комплекса, местами с образованием
эруптивной брекчии в контакте. Габброиды, диориты и гранодиориты
сохранились в виде крупного останца в бассейне истоков р. Ересиной Убы.
Прорывающие их позднегерцинские порфировидные биотитовые граниты
БЕ? СИЗ5 EZZER БИ17 ^Л8
Рис. 13. Схематическая геологическая карта Тигирекского массива. Составил А. Н.
Леонтьев с использованием материалов ВАГТ и ЗСГУ, 1957 г.
интрузивный колтлекс: 1 — средне- и крупнозернистые лейкократовые
граниты, 2 — биотитовые норфировидные граниты. Среднегер^инский (змеиногорский) интрузивный
колтлекс: 3 — огнейсованные гранитоиды, 4 — диориты и габбро-диориты; 5 — девонский (?) интру-
зивный комплекс, мелкозернистые плагиограниты и граниты; в — кислые и средние эффузивы сред-
него девона; 7 — отложения силура; 8 — отложения среднего ордовика; 9 — разрывные нарушения;
10 — зоны рассланцевания пород
(главная фаза) в свою очередь прорваны и в плане как бы обрезаны интру-
зией лейкократовых гранитов (дополнительная фаза того же комплекса).
Порфировидные граниты главной фазы в западной части массива
фациально переходят в крупнозернистые граниты с повышенным содержа-
нием кварца и акцессорных минералов, а в южной части — в аляскито-
идные, также непорфировидные граниты. В контакте с кварцитами крае-
вая фация массива представлена среднезернистыми гранитами с очень
высоким содержанием кварца. В связи с гранитами главной фазы уста-
навливается ороговикование вмещающих пород; в отдельных участках
эндоконтакта отложения ордовика и силура были превращены в биотит-
кварцевые кристаллические сланцы. С теми же гранитами, вероятно,
было связано скарнирование силурийских карбонатных пород, захватив-
шее также эффузивы и гранитоиды девонского возраста и приведшее
к образованию Инского, Белорецкого и Шумишского железорудных
месторождений.
Лейкократовые граниты дополнительной интрузии образуют два
крупных и ряд небольших тел, которые суммарно составляют не менее
52
40% площади массива, будучи при этом как бы вписаны в один общий
для всего массива конгур. Центральное тело, скорее всего, имеет грубо-
пластовую форму, восточное — круто обрезает диориты и порфировидные
граниты. Жиловидные апофизы лейкократовых гранитов с пегматоидными
участками в них прорывают вмещающие эффузивы эйфеля и останцы
девонских гранитов. Краевые части дополнительных интрузивов содержат
сингенетичные им хрусталеносные пегматиты в форме пологопадающих
шлир и линз, трубообразные и жиловидные пегматитовые тела с редко-
метальной минерализацией (гора Разработная, Шумишский пегматито-
носный участок). К собственно жильным образованиям относятся: а) лей-
кократовые граниты и аплиты и б) мелкозернистые биотитовые граниты.
Тектонические нарушения в пределах массива проявлены слабо.
Отмечаются лишь контактовые срывы и зонки катаклаза вдоль северной
и южной границ массива, а также зоны повышенной трещиноватости
в экзоконтакте лейкократовых гранитов.
Внешний облик гранитов главной интрузивной фазы характерен
и устойчив. Для них обычен среднезернистый базис с 25—35% порфиро-
видных полевошпатовых выделений удлиненной таблитчатой формы
(1—3 см по длинной оси). Кварц представлен четкими обособлениями,
биотит концентрируется в гнездах и полосках, как бы обтекающих круп-
ные выделения полевых шпатов. Крупнозернистые непорфировидные
разновидности гранитов в одних случаях содержат относительно большое
количество крупных биотитовых чешуй, а в других являются почти бес-
слюдяными. Вблизи крупных и мелких ксенолитов габброидов и сланцев
биотитовые граниты незначительно изменяют свой состав, несколько
снижая содержание калиевого полевого шпата и обогащаясь сфеном
и апатитом. Происходит выравнивание и уменьшение средней величины
зерен, часть фенокристаллов представлена плагиоклазом.
Состав основной массы порфировидных гранитов следующий (%):
калиевый полевой пшат 34—35, плагиоклаз (андезин № 35—40 и олиго-
клаз № 22—28) около 20, кварц 23—40, биотит — 5—14, акцессорные
3—6. Состав крупнозернистых гранитов (%): калиевый полевой пшат
40—55, кварц 25—40, плагиоклаз 10—20, биотит 0—8, акцессорные 0,5—3.
Лейкократовые граниты фазы дополнительных интрузий обладают
характерным обликом — это светлые, почти бесслюдяные породы с равно-
мерной четкой гранитовой структурой. Наиболее типичные представители
аляскитовидной разности этих гранитов развиты вдоль рч. Харьковка
и в районе Инских белков. Здесь выделения кварца образуют в породе
как бы непрерывную сетку с заключенными в ее ячеях полевыми шпатами.
Другая фациальная разновидность лейкократовых гранитов распро-
странена в районе гор Черной и Разработной. Здесь в заметных количе-
ствах присутствуют слюды, выделения кварца принимают изометричные
очертания, а полевые шпаты — ясно таблитчатую форму.
Среднезернистая основная масса гранитов сложена микроклин-перти-
том. кварцем и плагиоклазом (зональный олигоклаз-андезин и олиго-
клаз-альбит). Более мелкие зерна альбита, микроклин-пергита, слюд
и акцессорных располагаются по границам более ранних и крупных
минеральных выделений. Второстепенные минералы — рудный минерал,
апатит, циркон, сфен, ортит, рутил.
Вещественный состав пегматитов Тигирекского массива и структурные
взаимоотношения минералов в них близки к таковым в лейкократовых
гранитах дополнительной интрузии. Пегматиты состоят из калиевого
полевого пшата, олигоклаза, альбита, кварца и мусковита, к которым
53
в отдельных случаях прибавляется биотит, турмалин, флюорит, акцессор-
ный берилл, ильменит. В фациальных пегматитах на калиевый полевой
шпат, представленный обычным микроклин-пертитом, приходится около
50% объема породы. Густая параллельно-струйчатая система пертитовых
вростков содержит альбитовые поперечные жилковидные «перемычки».
Отмечается большое число мелких оплавленных реликтов плагиоклаза
(олигоклаз) с сердцевиной, полностью замещенной эпидотом и серицитом.
Кварц образует крупные зерна и гранофировые или микрографические
прорастания в микроклин-пертите и в реликтовом плагиоклазе внутри
его. Пертиты распада и мусковитовые прожилки в микроклин-пертите
явно пересекаются микрографическими вростками кварца. В плагиоклазе
кварц образует своеобразные фигуры разъедания, с которыми ассоциирует
мусковит. Альбит замещает микроклин-пертит по периферии кварцевых
вростков.
Жильные граниты делятся на следующие три (возрастные) типа:
а) лейкократовые среднезернистые граниты, залегающие только среди
порфировидных гранитов; от них иногда неотличимы пегматоидные
граниты из апофиз дополнительных интрузий;
б) аплитовидные граниты и аплиты — мелкозернистые, с характер-
ными четкими ограничениями таблитчатых полевых шпатов и округлой
формой кварцевых зерен; пересекают дополнительные интрузивы;
в) поздние мелкозернистые биотитовые граниты, серые от равномерно
распыленной слюды, с единичными вкрапленниками полевых шпатов;
пересекают «б».
Белорецкое рудное поле (к проявлению рудоносных
дифференцированных гранитов в карбонатной среде)
Рудное поле, находящееся в составе Убино-Белореченского массива,
но пространственно близкое также и к Тигирекскому массиву, относится
к редкому на рассматриваемой территории редкометально-вольфрамовому
скарно-грейзеновому типу. Оно занимает пограничное положение между
Северо-Западным и Рудным Алтаем и связано с пластообразным интрузи-
вом и другими телами дифференцированных лейкократовых гранитов
мусковит-альбитового состава в северной части гетерогенного Убино-Бело-
реченского массива, обращенной к Северо-Восточной зоне смятия (рис.14).
Рудоносные граниты прорывают небольшое тело порфировидных мелко-
зернистых биотитовых гранитов (отождествимых, по мнению автора,
с гранитами многочисленных останцов среди позднегерцинских гранитов
соседнего Тигирекского массива) и целым рядом жиловидных апофиз
выходят во вмещающие их скарнированные карбонатные породы силурий-
ского возраста. Скарны образованы избирательно по мергелистым пачкам
терригенно-карбонатной толщи, они располагаются в контакте как тех,
так и других гранитов, но все же главное их тело вытянуто на 100 м
согласно с апофизами рудоносного интрузива. Рудные кварцевые жилы
сосредоточены в перемычках между выходами лейкократовых гранитов
и на их выклинивании в скарнах и в порфировидных гранитах. Рудные
грейзеновые зоны начинаются в лейкократовых гранитах и продолжаются
за их пределами, будучи наложены на скарны.
Очевидная пространственная связь оруденения с лейкократовыми
гранитами дополняется не менее очевидными признаками зарождения
гнездовых кварцевых и грубозернистых полевошпат-кварцевых сегрега-
ций в висячем боку интрузива, непосредственной связью этих сегрегаций
54
с ранними рудными кварцевыми жилами, а также свойственной лейко-
кратовым гранитам автогрейзенизацией. В частности, полевопшат-квар-
цевые пегматоиды особенно широко развиты на участке выклинивания
одного из уплощенных тел аплитовидных
гранитов с наибольшим числом рудных
кварцевых жил в его кровле. Процесс
образования рудных жил перемежался
во времени с образованием жильных
аплитов. Из двух или трех (по данным
Н. Ф. Андриевской) генераций рудных
жил ранние жилы являются доаплито-
выми — аплиты пересекают их.
Редкометально-вольфрамовое оруде-
нение содержится в рудном поле в со-
ставе скарнов, грейзенов, образованных
Рис. 14. Геологическая с^ема Белорецкого рудного участка. По Б. В. Дроздову п
Я. А. Косалсу с редакцией А. Н. Леонтьева
1 — кварцевые рудные жилы; 2 — аплитовые жилы; 3 — мелкозернистые лейкократовые граниты
(дополнительная интрузия); 4 — то же е полевошпато-кварцевыми пегматоидными и альбитито-
выми обособлениями; 5 — порфировидные двуслюдяные граниты Убино-Бслореченского массива;
6 — мелкозернистые порфировидные биотитовые граниты (девонские?); 7 — известняки; з — флю-
орит-мусковитовые и кварцевые грейзены; & - грейзенизация пород; 10 — скарны; 11 — скарни-
рованис пород; 12 — разломы
по гранитам, грейзенов, образованных по скарнам, и рудных квар-
цевых жил. Оно представлено большим числом минеральных впдов, так
или иначе отразивших влияние карбонатной среды.
Среди скарнов выделяются везувиан-гранатовые, гранат-везувиа-
новые, диопсид-везувиановые разновидности. Кроме главных минералов
они содержат эпидот, актинолит и новообразованные полевые шпаты,
55
кварц, мусковит, флюорит, шеелит, сульфиды и вольфрамит. Характерно
содержание рассеянной примеси бериллия, главным образом в везувиа-
нах и гранатах.
Грейзеновые зоны в гранитах имеют флюорит-мусковитовый или
существенно кварцевый состав с переменным содержанием полевых шпа-
тов, вольфрамита, касситерита, шеелита, апатита, циркона, рутила,
магнетита, турмалина и сульфидов. Близкие к ним по положению поле-
вошпат-кварцевые линзы и оторочки состоят из грубозернистого, иногда
коркового или друзовидного агрегата альбита и микроклина с примесью
акцессорного циннвальдита, флюорита и с центральными обособлениями
кварца. Отмечаются отдельные кристаллы акцессорного берилла на гра-
нице кварцевых гнезд.
Грейзеновые зоны в скарнах представляют собой системы ветвя-
щихся мусковит-флюоритовых прожилок с реликтами скарновых минера-
лов в грейзенизированных зальбандах. Обычна густая вкрапленность
сульфидов, которым сопутствуют редкометальные минералы. По выходе
из скарнов, в более плотные, чем они, роговики и известняки мощность
зон грейзенизации резко уменьшается, центральные прожилки имеют
кварцевый состав.
Из состава наложенного грейзенового комплекса некоторые исследо-
ватели выделяют наиболее позднюю, сульфидную ассоциацию — пирит,
сфалерит, галенит, халькопирит, молибденит, пирротин, марказит, ко-
веллин. висмутин, самородный висмут. М. С. Баклановым, кроме того,
ранее были описаны виттихенит, тетрадимит, алтаит в кварцевых жилах,
залегающих в материнском граните.
РАЙОНЫ ЮГО-ВОСТОЧНОГО ГОРНОГО АЛТАЯ
И ЮЖНОГО АЛТАЯ
Крупнейшие интрузивные узлы этого района включают Калгутин-
ский, Акалахинский, Орочаганский, Верхнебухтарминский, Березовский,
Музбельский, Бобровский, Айлинский, Жаманкабинский по.зднегерцин-
ские массивы с их редкометальными и молибден-вольфрамовыми проявле-
ниями (см. рис. 6). Эта дугообразно изогнутая в плане структурная
ассоциация одновозрастных интрузивов пересекает Талицко-Монголо-
Алтайское геоантиклинальное поднятие от его юго-западного борта до
северо-восточного. Большая часть продуктивных массивов горноалтапского
интрузивного узла находится в пределах Укокскоп антиклинальной зоны
и накладывается там на более древний девонский интрузивный узел,
который объединяет Рахмановскип, Караалахинскип и другие массивы,
также сопровождающиеся своими молибден-вольфрамовыми рудопро-
явлениями.
Позднегерцинские массивы петрографически неравноценны. Наибо-
лее развитым возрастным дифференциационным рядом обладает Калгу-
тинскип массив (его описание см. ниже). В нем была интенсивно проявлена
дополнительная фаза внедрения, жильная серия была завершена внедре-
нием экзотичных для данной формации гранит-порфиров и порфиробрек-
чий, с которыми в данном случае был связан процесс рудообразования
(описание рудного поля см. ниже).
Верхнебухтарминский массив характеризуется наличием двух гене-
раций дополнительных интрузивов, но зато обычной, менее развитой
жильной серией. Его небогатое редкометально-молибден-вольфрамовое
оруденение генетически связано с ранней дополнительной интрузией
56
(Чиндагатупское месторождение, рис. 15). Родоначальным гранитам обоих
массивен свойственны разнообразные фациальные переходы к трано-
сиенитам, пегматитам и пр. Рудная зональность, на примере Калгутин-
ского массива, определяется переходом в пределах одного рудного поля
Рис. 15. Геологическая схема Чпндагатуйского месторождения. Составил Н. II. Боль-
шаков, редакция А. Н. Леонтьева, 1936—1961 гг.
1 — молибденито-вольфрамито-кварценые жилы; 2 — жилы аплитов, лейкократовых гранитов и мик-
рогранитов; з — шлировые пегматиты; 4 — порфировидные лейкократовые граниты и микрогра-
нпты (ранняя дополнительная интрузия); 5 И- порфировидны с биотитовыс граниты Всрхнебухтар-
минского массива; 6 — ороговикованные метаморфические сланцы и песчаники кембро-ордовика;
7 — грейзенизацня пород; 3 — разломы
от вольфрамито-редкомегальных кварцевых жил и грейзенов к вольфрамит-
молибденитовым и далее к молибденитовым кварцевым жилам.
Расположенные севернее Орочаганскип и Акалахинскип массивы
обладают менее развитым дифференциационным рядом, в частности
единичными очень мелкими дополнительными интрузивами, небольшой
57
по объему жильной серией, однако ход интрузивного процесса в первом
из них осложнен этапом автогрейзенизации биотитовых гранитов и гидро-
термального рудообразования перед внедрением дополнительной интрузии.
При переходе к южноалтайскому интрузивному узлу специфика
редкометаллоносных гранитов заметно меняется. Самый южный из масси-
вов Жаманкабинский является пегматитоносным. Как и в Аральском
и Тигирекском пегматитоносных массивах, в нем чрезвычайно широко
проявлена дополнительная интрузия лейкократовых гранитов и жильная
Рис. 16. Геологическая схема Музбельского
массива. Составил А. Н. Леонтьев. 1961 г.
I — порфировидные лейкократовые граниты и
микрограниты (дополнительная интрузия); 2 —
порфировидные граниты с мелкозернистой основ-
ной массой (фация эндоконтактов гранитов глав-
ной фазы внедрения); 3 — крупнозернистые биоти-
товые граниты (главная фаза внедрения); 4 —
разломы; 5 — местонахождение пегматитов; 6—
местонахождение кварцевых жил
интрузия аплитовидных гранитов.
Гранигы главной фазы непорфиро-
видны и обогащены биотитом,
в северной части массива струк-
турно измельчены и несут следы
катаклаза и иногда протобластеза,
необычного для формации в целом.
Его рудная зональность характе-
ризуется весьма быстрым перехо-
дом от слюдяных и редкометаль-
ных пегматитов внутри массива
к оловорудным кварцевым жилам
вне его. В отчасти сходном с Жа-
манкабинским Музбельском мас-
сиве (рис. 16) градиент фациальных
переходов еще более велик: крае-
вая фация родоначальных крупно-
зернистых биотитовых гранитов
представлена лейкократовыми пор-
фировидными микрогранитами;
еще более тонкозернистые микро-
граниты и гранит-порфиры обра-
зуют довольно крупную дополни-
тельную внутриинтрузивную инъ-
екцию; в близком соседстве
с этими гипабиссальными по их
облику породами находятся прак-
тически безрудные пегматитовые
жилы. Расположенный севернее
крупный Березовский массив про-
рван дополнительной интрузией порфировидных гранитов и микрограни-
тов, напоминающих, как и музбельские, аналогичные продуктивные
породы ранней дополнительной интрузии Верхнебухтарминского массива.
Бобровский массив кроме обычных жил, не содержит сколько-нибудь
заметных внутриинтрузивных инъекций. Его граниты, в отличие от гра-
нитов двух предыдущих массивов, порфировидны, обогащены биотито-
выми полосовидными шлирами и пегматоидными обособлениями. Как
и в Калгутинском массиве, биотитовые граниты непосредственно дают мел-
кие апофизы пегматоидных лейкократовых гранитов в роговики экзо-
контакта.
Небольшой Аплинский массив целиком грейзенизирован. Пересека-
ющие его ранние относительно крупные жилы лейкократовых гранитов
в известной мере сопоставимы с дополнительными инъекциями, поздние
жильные тела содержат быстрые переходы от лейкократовых гранитов
к пегматитам и кварцевым жилам.
58
Калгутинский массив
Калгутпнскип массив расположен в высокогорной части Юго-Восточ-
ного Горного Алтая, площадь его 150 км2 (рис. 17). Он прорывает туфы,
эффузивные и субвулканические порфиры аксайской свиты зйфельского
возраста. Падение контактов на участках, доступных наблюдению, в сто-
рону от массива, крутое, за исключением юго-западной части массива,
Рис. 17. Геологическая схема Калгутпнского массива. Составил А. Н. Леонтьев с ис-
пользованием материалов ВАГТ, 1959 г.
1 — кварцевые жилы; 2 — дайки гранит-порфиров; 3 — жилы пегматитов (а) и лейкократовых гра-
нитов (б); 4 — лейкократовые граниты (дополнительная интрузия); 5 — порфировидные биотитовые
граниты (главная фаза внедрения); 6 — вулканогенные породы среднего девона; 7 — разломы и
зоны рассланцевания, 8 — грейзенизация пород; 9 — фациальные пегматиты
где широкое рассредоточенное распространение ксенолитов вмещающих
пород, возможно. указывает на пологое падение контакта.
Массив сложен порфировидными биотитовыми гранитами со средне-
и крупнозернистым базисом и крупными (до 1U см) таблитчатыми выделе-
ниями калиевого полевого шпата (главная интрузивная фаза). В краевых
частях массива незначительно распространена несколько более темная
и более мелкозернистая разность тех же гранитов, но с резко порфиро-
видной структурой. В южном контакте с эффузивами граниты содержат
осветленную зонку закалки, в северном — пегматоидные участки.
На территории Калгутинского месторождения в зоне эндоконтактов
массива незначительное распространение имеет грубокристаллическая
59
порода граносиенитового состава, состоящая из сближенных фенокристал-
лов полевых пшатов с незначительной ролью мелкокристаллического
«цемента». Сингенетичные шлировые пегматиты, встреченные в осевой
части массива, структурно близки этой породе, но отличаются от нее
малыми размерами, вытянутой формой тел и наличием осевых кварцевых
обособлений.
Порфировидные граниты прорваны среднезернистыми лейкократо-
выми гранитами (фаза дополнительных интрузий), образующими три
крупных тела, расположенных вдоль широтной оси массива. По ряду
наблюдении, восточное и центральное тела имеют пластовый характер
и пологое (30—35 ) падение к юг-юго-востоку. Контакты лейкократовых
гранитов неровные, изобилующие жиловидными апофизами, местами
подчеркнутые пегматоидными эндоконтактными оторочками. Порфиро-
Рис. 18. Пересечения жильных пород Кал-
гутпнского рудного поля. Зарисовка
1 — белый фельзит-порфир; 2 - кварцевая жилка;
3 — лейкократовый гранит; 4 серый гранит-пор-
фир
видные граниты в экзоконтакте
подверглись мусковигизации и
турмалинизации, у восточного тела
лейкократовых гранитов в них на-
блюдаются сегрегации биотита
в узкой 5-сантиметровой кайме.
Лейкократовые граниты различ-
ных тел имеют ряд структурных
отличий — в восточном теле это
средне- и крупнозернистые, почти
бесслюдяные. в Центральном Жу-
малинском — грейзенизированные
порфировидные, в западном теле —
равномерно среднезернистые.
Жильные породы Калгутин-
ского массива сосредоточены глав-
ным образом вокруг тел лейко-
кратовых гранитов и на участке
Калгутинского молибден-вольфра-
мового месторождения — в юго-восточной части массива. Различаются две
возрастные группы жил: к ранней относятся жильные лейкократовые
граниты, к поздней — лейкократовые граниты, микрограниты и гранит-
порфиры. Рудные грейзено-кварцевые жилы формировались в составе
обеих возрастных групп, завершая собой своеобразные циклы, состоящие
каждый из 2—3 генераций жил.
Намечается следующая общая последовательность образования жиль-
ных пород:
Первая группа. 1) средне- и мелкозернистые, бесслюдяные
или мусковитовые существенно микроклиновые и микроклин-альбитовые
лейкократовые граниты с пегматоидными обособлениями, секущие граниты
дополнительной интрузии; 2) аплитовидные граниты и аплиты, пересека-
ющие лейкократовые граниты (1), а также заключенные в виде обломков
внутри даек гранит-порфиров; 3) грейзено-кварцевые жилы с халькопири-
том и пиритом и турмалин-кварцевые жилы, секущие граниты главной фазы.
Вторая группа. 4) серые гранит-порфиры, переполненные
вкрапленниками кварца и полевых шпатов, пересекающие (2); 5) мелко-
зернистые (биотитовые) лейкократовые граниты, цементирующие брекчию
(4); 6) мелкие безрудные кварцевые жилы в (4) и (5); 7) белые гранит-
порфиры (крупные дайки) и светлые кварцевые порфиры (мелкие жилы),
цементирующие брекчию (2), (5), (4) и пересекающие (4), (5) и (6‘) (рис. 18);
60
8) рудные кварцевые жилы с вольфрамитом, секущие (7) и содержащиеся
в обломках, сцементированных (.9); 9) мелкозернистый молибден-кварце-
вый грейзен по лейкократовым микрогранитам (в форме штока и в жильной
форме, цементирует брекчию (5). (7), (8); 10) среднезернистые микро-
клиновые пегматиты, пересекающие (.9); 11) рудные грейзено-кварцевые
жилы с вольфрамитом, молибденитом и редкометальной минерализацией,
секущие (Ю).
Преобладающая часть перечисленных жильных пород (вся вторая
группа) встречена лишь на участке Калгутинского месторождения (юго-
восточная окраина массива), площадное распространение имеют только
жильные лейкократовые граниты (/) и аплиты (2).
Кроме перечисленных жильных пород внимания заслуживают еще
две их разновидности. Одна из них представлена рядом неправильных
жильных тел с расплывчатыми контактами к югу от Жумалинского участка.
Среднезернистые светлые граниты, отличающиеся от вмещающих гранитов
главной фазы лишь отсутствием порфировидных выделении полевых
шпатов, оторочены мелкозернистой каймой с высоким содержанием био-
тита. Жилы этого типа в одних местах как бы расплываются во вмещающих
породах, а в других — образуют послойное чередование с участками
сгущения крупных таблитчатых выделений полевых шпатов в порфиро-
видных гранитах.
Другая разновидность, обнаруженная вблизи от первой, представлена
маломощным прожилком (2 см) необычной меланократовой кварц-биотит-
плагиоклазовой породы с высоким (до 15%) содержанием графита и руд-
ного минерала — также в гранитах главной фазы.
К наиболее важным элементам внутренней структуры массива отно-
сятся системы трещин отдельности (кругопадающие с простиранием
СВ 40 . СЗ 290 и пологие субширотные), линии течения в краевых частях
массива, согласно огибающие контакт с эффузивами, и зоны тектониче-
ских нарушений. К нарушениям приурочено большое число безрудных
кварцевых и кварц-турмалиновых прожилков, зонки хлоритизации,
окварцеванпя и флюоритизации пород. В отдельных случаях с зонами
нарушений совпадают серии жил лейкократовых гранитов и аплитов.
Более непосредственное и повсеместное влияние на размещение последних
оказывали нелинейные участки трещиноватости вокруг дополнительных
интрузивов и особенно в юго-восточной части массива. Ориентировка жил
гранитового состава в этих участках в основном северо-западная, а квар-
цевых жил— почти исключительно северо-восточная. Дайки гранит-порфи-
ров использовали оба названных структурных направления. В дополни-
тельных интрузивах тектонические нарушения не прослеживаются,
жильные тела имеют здесь беспорядочную или параллельную контактам
ориентировку.
II орфировидные биотитовые граниты главной фазы внедрения характе-
ризуются отчетливым количественным преобладанием калиевого полевого
шпата над плагиоклазом (в 1,5—2 раза) и высоким содержанием кварца,
наряду с высоким номером плагиоклаза (андезин до № 38). Для структуры
примечателен «островной» характер идиоморфных таблиц олигоклаз-
андезина на фоне агрегатных срастаний калиевого полевого шпата.
Указанные минералы образуют структурную основу, повсеместно под-
вергшуюся коррозии со стороны позднего альбит-олигоклаза, кварца
п цветных минералов. Эта вторая структурная группа минералов предста-
влена относительно более мелкими (0,2—0,4 см) выделениями, однако
породообразующий кварц обычно выступает в виде достаточно крупных
61
агрегатных зерен, соизмеримых с зернами андезина и калиевого поле-
вого шпата первой структурной группы.
Местами обособлена и третья, наиболее мелкозернистая группа
минералов, на которую суммарно приходится от 5 до 23% (в одном случае
40%) объема гранита. В нее входят: калиевый полевой шпат, альбит-
олигоклаз, но, главным образом кварц, биотит, рудный минерал, апатит
и циркон. Мелкозернистая структурная группа с ее подчеркнуто калиевым
составом наиболее четко обособлена в существенно плагиоклазовых
разностях гранитов. От нее отличается наложенный минеральный агрегат
позднего кварца, мусковита, турмалина, топаза и флюорита, иногда
с магнетитом, ильменитом, рутилом и апатитом, отмечаемый в порфиро-
видных гранитах.
Фациальные разновидности гранитов, обладающие граносиенитовым
составом и грубопорфировидной структурой (см. рис. 19), состоят из тех
же минералов, что и обычные граниты, но с другими соотношениями.
60—75% породы составляет микроклин-пертит с включениями зонального
плагиоклаза, промежутки выполнены кварцем, биотитом, альбитом,
магнетитом, апатитом, цирконом. Содержание олигоклаз-андезина резко
понижено, напротив, альбита сравнительно много. Грубокристаллическая
структура породы и наличие в микроклине большого количества углова-
тых кварцевых вростков (типа гранофировых, но с беспорядочным погаса-
нием) придают породе некоторое сходство с пегматитом.
Фациальные отличия гранитов из зоны эндоконтактов Калгутинского
массива выражены слабо, они устанавливаются главным образом на осно-
вании количественных подсчетов минерального состава. Характерно
уменьшение содержания микроклина, кварца, альбита и мусковита
и увеличение содержания плагиоклаза и биотита, а также отсутствие
резких колебаний минерального состава, какие наблюдаются в гранитах
главной фации. Номер плагиоклаза в среднем повышается на 2—3
единицы.
Лейкократовые граниты фазы дополнительных интрузий являются
существенно микроклиновыми породами (отношение микроклина к пла-
гиоклазу 1,5 : 1 до 3:1) с высоким содержанием кварца и низким -
цветных минералов, представленных в основном мусковитом.
В структурном отношении различаются среднезернистые, мелко-
зернистые и порфировидные граниты. Сростки полевых шпатов образуют
массивную регулярную основу с мелкогнездовым, независимо и равно-
мерно распределенным по ней кварцем. Плагиоклаз часто играет роль
реликтовых включений в микроклине. Образование крупных (до 2 см)
фенокристов микроклин-пертита сопровождалось дроблением, оплавле-
нием и замещением зерен плагиоклаза. На границе с кварцем полевые
шпаты интенсивно корродированы и замещены, в связи с чем отмечаются
участки волосовидных метасоматических прожилков (кварц по калиевому
полевому шпату), скелетные формы разъедания (плагиоклаз) и своеобраз-
ные «наведенные» или «отпрепарированные» поверхности (калиевый
полевой шпат), соответствующие естественным граням кристаллов. В це-
лом структуру лейкократовых гранитов отличает одноцикличный гипидио-
морфизм (отсутствуют вторая и третья структурные группы минералов)
с коррозионными отношениями минералов.
Поздний (грейзеновый) минеральный комплекс, включающий муско-
вит, рудный минерал, биотит, турмалин, топаз, апатит, рутил, простран-
ственно тесно связан с выделениями породообразующего кварца, в силу
чего он не может считаться наложенным, образованным за счет привноса.
62
Акцессорные минералы — магнетит, ильменит, апатит, циркон, флю-
орит, пирит. В протолочках отмечены также единичные знаки пирохлора ,.
урановых минералов, молибденит, рутил, турмалин, эпидот. Наиболее
многочисленные рудные минералы концентрируются, главным образом,
на периферии зерен позднего кварца, по спайности слюд, в автогрепзено-
вом агрегате, при замещении хлорита мусковитом. Апатит и циркон
встречаются вместе со слюдами, иногда включены в плагиоклаз или
магнетит. Пирит и флюорит характерны для грейзенизированных уча-
стков. Рутил представлен игольчатыми кристаллами в хлорите.
Фация эндоконтактов лейкократовых гранитов характеризуется тремя
видами отклонения от нормального петрографического типа.
Наиболее обычны для эндоконтакта неравномернозернистые и порфи-
ровидные граниты, несколько обогащенные микроклин-пертитом и иногда
альбитом. Количество плагиоклаза (олигоклаз-андезин) в них также
несколько повышено, а содержание кварца снижается в среднем на 6%.
Отмечается позднее замещение плагиоклаза агрегатом альбита, кварца
и мусковита с цирконом.
Сравнительно мало распространены у контакта мелкоструктурные
разности, относительно обогащенные биотитом и плагиоклазом (олиго-
клаз-андезин до № 33—34), с отношением микроклина к плагиоклазу
1:1. Обращает на себя внимание лейстовидная форма выделении плагио-
клаза и биотита, гранофировые прорастания микроклина кварцем
и секущий характер биотита по отношению к гранофировым вро-
сткам кварца. Биотит плеохроирует от коричнево-черного до желто-
вато-белого.
В эндоконтакте встречается крупнозернистая пегматоидная порода
неоднородного состава, заметно обогащенная кварцем. Участками пре-
обладает микроклин-пертит или олигоклаз (№ 12—17). Укрупнение
структуры происходит главным образом за счет олигоклаза и кварца.
Порода подвержена грейзенизации: реликты полевых шпатов в кварце
серицитизированы или замещены мусковитом, пертитом, рудным мине-
ралом. турмалином.
Различаются две разновидности жильных гранитов наиболее распро-
страненной генерации: а) существенно микроклиновые, часто аплитовид-
ные с пегматоидными оторочками, б) мусковит-микроклин-альбитовые,
часто автогрейзенизированные, с повышенным содержанием кварца и мус-
ковита.
Обе разновидности характеризуются мелкозернистой весьма равно-
мерной структурой. Ячеи слитной полевошпатовой основы заполнены
угловатыми, округлыми или фестончатыми выделениями кварца, лейсто-
видным альбитом. Массовое проявление коррозии на границах минераль-
ных зерен обусловливает общий паналлотриоморфнозернистый характер
структур. В микроклин-альбитовых гранитах нередки порфировидные
выделения или крупные сростки альбита и кварца. Отмечена своеобразная
цементационная структура в крупной, 300-метровой дайке: относительно
крупные оплавленные зерна микроклин-пертита, олигоклаз-альбита
и кварца, составляющие 60% породы, сцементированы тонкозернистым
агрегатом тех же минералов (с преобладанием кварца) и мусковита. При-
мерно такая же структура отличает закаленную фацию другой дайки от
срединных ее частей.
Зона закалки с внутренней стороны нередко оторочена скоплениями
турмалина. Пегматоидные оторочки жил характеризуются преоблада-
нием микроклина в виде сростков укрупненных кристаллов; кварц
63
образует здесь гранофировые вростки и ксеноморфные цементационные
выполнения.
Акцессории представлены главным образом рудным минералом и апа-
титом, в меньшей степени цирконом. Последний в одном случае концен-
трируется в трещинке, пересекающей зерна кварца и альбита.
Особое место принадлежит жильной породе кварц-биотит-плагиокла-
зового состава, не находящей себе аналогов ни в каком другом интрузив-
ном массиве. Состав породы следующий (%): плагиоклаз 29; биотит 28;
кварц 22; графит 14; апатит 5; циркон 2; в небольшом количестве встре-
чаются магнетит, ортит, эпидот, пирит.
Калгутинское рудное поле (к положению редкометальных
гидротермалитов в относительно усложненном
возрастном ряду жильных пород)
Калгутинское рудное поле (рис. 19) представляется аномальным среди
других полей гидротермалитов ввиду того, что связано своим происхо-
ждением не с дополнительными или ранними жильными внутрппнтрузив-
ными внедрениями, а с дайками поздних гранит-порфиров, необычных
для изученной формации.
Рудное поле расположено в юго-восточном выступе массива и связано
там с мобильной зоной северо-западного и системой оперяющих ее трещин
северо-восточного простирания. Трещины того и другого направления
пересекают контакт массива на участке его пологого (3U) погружения
к юго-востоку и выходят из гранитов во вмещающие кислые эффузивы
аксайской свиты D2e. Длительно сохранявшаяся мобильность этого участ-
ка обусловила последовательное формирование многих генераций жиль-
ных пород, фациальный облик которых менялся во времени от нормаль-
ного гранитового к резко гипабиссальному порфировому, флюидально-
брекчиевому и т. п. Перемежаясь с ними, образовывались рудные кварце-
вые. полевошпа г-кварцевые и грейзено-кварцевые жилы. Рудное жильное
поле состоит из четырех участков, и вытянуто к северо-востоку согласно
простиранию даек гранит-порфиров и большинства рудных кварцевых жил.
В рудном поле формировались следующие главные генерации жильных
магматических пород (от древних к молодым):
а) мелкозернистые двуслюдяные лейкократовые граниты, иногда
с пегматоидными участками;
б) серые гранит-порфиры с участками флюидальной и микробрекчи-
евой текстуры, обычно серицитизированные;
в) светлые гранит-порфиры с плотной фельзитовидной основной мас-
сой и идиоморфными вкрапленниками;
г) автогрейзенизированные микрограниты.
В качестве малозначительных, редко встречающихся и представлен-
ных мелкими телами генерации жильных пород, отмечаются аплиты,
внедрившиеся между жильными гранитами и серыми гранит-порфирами,
фельзиты и мелкозернистые лейкократовые (с биотитом) граниты — между
серыми и светлыми гранит-порфирами, и пегматиты, пересекающие авто-
грейзенизированные микрограниты.
Обособленные небольшие тела грубозернистых существенно микрокли-
новых пегматитов, встречающиеся, главным образом, в пределах второго
рудного участка, условно считаются нами возрастными аналогами жиль-
ных лейкократовых гранитов. Это предположение основывается на обычной
<64
5 Леонтьев А.
Рис. 19. Геологическая карта Калгутинского рудного
ноля. Составил II. М, Кужельный, дополнил A. II. Ле-
онтьев, 1955—1959 гг.
Кварцевые рудные жилы: 1 — вольфрамит-кварцевые, 2 - молиб-
денит-кварцсвыс, в — прочие. 4 — автогрейзенизированные микро-
граниты с вкрапленностью молибденита; s — светлые кварцевые
фельзит-порфиры и гранит-порфиры; « — серые микрогранит-иор-
фиры с участками флюидальной и брекчиевой текстуры; 7 — лейко.
кратовыс граниты, отчасти пегматоидные; 8 — иорфировидныс био-
титовыс граниты (а), с участками грубозернистой породы состава
граносиенитов (б); 9 — рассланцованныс биотитизированныс туфы
и оффузивы кислого состава (аксайская свита среднего девона);
10 _ грейзенизация пород; 11 — рассланцсванис. повышенная
трещиноватость и брекчированис пород; 12 — послсрудныс текто-
нические нарушения; 13 — проявления наиболее высокотемпера-
турной минеральной ассоциации; римские цифры — рудные участки
ассоциированности пегматоидных пород с лейкократовыми гранитами
и на пересечении отмеченных пегматитов светлыми гранит-порфирами.
Среди кварцевых жил в пределах первого и второго рудных участков
различаются четыре генерации — три рудные и одна безрудная. Их
положение в возрастной интрузивной схеме подтверждено следующими
фактами.
1. Наиболее ранние грейзено-кварцевые жилы с сульфидами железа
и меди пересекают порфировидные биотитовые граниты главной фазы,
но содержатся в форме эруптивной брекчии в светлых гранит-иор-
фирах.
2. Мелкие безрудные кварцевые жилы пересекают серые гранпт-пор-
фиры и мелкозернистые (с биотитом) лейкократовые граниты, но в свою
очередь пересекаются светлыми гранит-порфирами.
3. Крупные кварцевые и полевошпат-кварцевые жилы с вольфрами-
том, молибденитом и редкометальной минерализацией пересекают светлые
гранит-порфиры, но содержатся в виде обломков внутри автогрейзени-
зпрованных микрогранитов.
4. Средней величины грейзено-кварцевые жилы с вольфрамитом
и молибденитом, пересекают микрограниты и кварцевые жилы третьей
генерации.
Следует отметить, что М. С. Бакланов, проводивший на месторожде-
нии детальные работы, выделил всего две генерации рудных кварцевых
жил, с которыми, по-видимому, совпадают наши третья и четвертая,
а Р. А. Котляров — пять генераций (типов), из которых 1—3 формиро-
вались до светлых гранит-порфиров, а 4—5 позднее, чем они. Типы квар-
цевых жил, выделенные Р. Н. Котляровым, отличаются друг от друга
главным образом преобладанием того или иного рудного минерала (в 1,
2, 4 — молибденита, а в 3, 5 — вольфрамита), кроме этого, ранние (1—3)
жилы отличаются от поздних присутствием в них калиевого полевого
шпата и акцессорного берилла.
Структура рудного поля характеризуется многочисленными зонами
пли узлами дробления и протяженными трещинами северо-восточного
залегания.
Серые (ранние) гранит-порфиры образуют субмеридпонально вытя-
нутые тела размерами до 100 500 м. Залегание их, по Р. Н. Котлярову,
штокообразное с данковыми апофизами. Контакты с вмещающими порфи-
ровидными гранитами четкие, подчеркнутые в гранит-порфирах зоной
закалки, а во вмещающих породах — грепзенизацпей п иногда брекчи-
рованием. Гранит-порфиры в эндоконтакте переполнены мелкой дресво-
видной эруптивной брекчией гранитов и вызывают представление о каше-
образной «мигме». Брекчия сцементирована плотным неоднородным
флюидальным цементом и могла бы быть предположительно отнесена
к эксплозивным приповерхностным образованиям.
Для светлых поздних гранит-порфиров характерны формы сильно
вытянутых (до 1.5 км) крутопадающих даек выдержанной мощности
(8—10 м). Большинство из них северо-восточного простирания и соеди-
няется с мощным (около 200 м) удлиненным к северо-западу телом таких
же гранит-порфиров юго-западнее первого рудного участка (см. рис. 13).
Часть даек, не меняя мощности, выходит за пределы материнского
массива в эффузивы аксайской свиты. Обычно контакты даек светлых
гранит-порфиров на всем протяжении ровные и четкие. Исключением
являются контакты одной из даек, пересекающей первый и второй рудные
участки. Здесь интервалы даек длиной 10—20 м сложены эруптивной брек-
66
чпеп различных пород, включая обломки рудных кварцевых жил,
сцементированные фельзитовидной и иногда флюидальноп афировой
породой.
Автогрепзенизированные микрогранигы слагают на северо-западном
фланге месторождения кольцевой шток размерами НО X 80 м (т. н.
«молибденовый шток»). На втором рудном участке имеется еще два
небольших тела микрогранитов. Контакты микрогранитов охарактери-
зованы Н. 1\1. Кужельным как стрельчатые, с взаимными заливами п мно-
гочисленными апофизами. В эндоконтакте содержатся многочисленные
оскольчатые брекчии порфировидных гранитов, граниг-порфиров и руд-
ных кварцевых жил. Микрограниты на всей площади выхода представляют
собой равномерно-мелкозернистую массивную породу, состоящую из
кварца и мелкочешупчатого мусковита с реликтами полевых шпатов
и вкрапленностью молибденита.
Рудные кварцевые жилы образуют заметные сгущения в предполага-
емом висячем боку залежей серых гранпт-порфпров или в местах скопления
даек светлых гранит-порфиров. Отмечается также приуроченность неко-
торых кварцевых жил к штокам и жилам лейкократовых гранитов. На
участках их наибольшего сгущения обычно появляются и -жилы самой
поздней, четвертой генерации, пересекающие все более ранние гидротер-
мальные образования. Наиболее богатые рудой жилы северо-восточного
простирания связаны с трещинами скола. Для них обычны плоские ограни-
чения, их мощность составляет 40—50 см (до 1,8 м). протяженность свыше
300 м по простиранию и до 200 м на глубину. Падение жил преимуще-
ственно к юго-востоку под углом 60—90 . Вмещающие их порфпровпдные
граниты катакла.зированы и трещиноваты с многочисленными зеркалами
скольжения.
Среди послерудных нарушении, сместивших рудные жилы всех че-
тырех генераций, преобладают сбросы и сбросо-сдвиги северо-восточного
и субширогного направлении, проявленные в виде сближенных трещин,
местами с зеркалами скольжения.
Молибден-вольфрамовое и редкометальное оруденение сосредоточено
в рудных кварцевых жилах с околожильными грейзенами и в автогрейзе-
низированных микрогранитах. Минеральный состав рудных кварцевых
жил, по Н. К. Ульянову, следующий. Жильные минералы: кварц, мус-
ковит, серицит, альбит, калиевый полевой шпат; акцессорные: турмалин,
топаз, апатит, лепидолит, циннвальдит. Рудные минералы: вольфрамит,
шеелит, молибденит с примесью берилла, висмутового блеска, самород-
ного висмута, магнетита, гематита, пирита, пирротина, халькопирита,
касситерита (?), сфалерита, тетраэдрита, сульфов нему гитов меди, галено-
висмутита. Вторичные рудные минералы: борнит, халькозин, ковеллин,
халькантит, куприт, самородная медь. В зоне окисления, кроме того,
отмечены гидрогематит, псиломелан, малахит, азурит, тунгстит, ферри-
тунгстит, молибдит, ковеллин, бисмит.
Околожильные грепзеновые оторочки кварцевых жил прерывистые
и непостоянные, мощностью 2—10 см. Они сложены главным образом
агрегатом кварца и мусковита с примесью альбита и акцессорных: турма-
лина, топаза, флюорита, берилла, апатита, циркона, рутила. Из рудных
минералов обычны молибденит, халькопирит, пирит, реже вольфрамит
и шеелит.
В рудных кварцевых жилах и их грепзеновых оторочках из других
частей Калгутинского массива минерализация имеет тот же характер,
но не столь разнообразна.
5*
67
Рудные участки месторождения различаются между собой по харак-
теру рудной минерализации в кварцевых жилах. Так, в жилах третьего
участка главным рудным минералом является вольфрамит, кстати, более
марганцовистый, чем на других участках. Минеральный состав жил
здесь относительно беден: такие минералы, как флюорит, молибденит,
висмутин и другие сульфиды, встречаются крайне редко. Первый рудный
участок по гипсометрическому положению равноценный третьему, но
в отличие от него залегающий внутри материнского массива, богат мо-
либденитом и характеризуется гораздо более широким развитием слюд,
полевых шпатов, флюорита, апатита, висмутина и других сульфидов
в кварцевых жилах.
Исходя из представления о концентрических температурных зонах
вокруг остаточного рудоносного очага, можно допустить, что первый
и четвертый рудные участки с присущей им молибденовой специализацией
принадлежат средней по температуре зоне, пологопадающей к востоку —
северо-востоку, параллельно контакту с вмещающими породами.
Второй рудный участок принадлежит более низкой и более высоко-
температурной зоне, хотя гипсометрически он находится несколько выше
четвертого. Здесь наиболее полно развиты рудные жилы всех генерации,
а особенностью этих жил является развитие в них наиболее высокотемпе-
ратурной парагенетической ассоциации полевых шпатов, акцессорного
берилла и флюорита, с резким преобладанием вольфрамита над молибде-
нитом. Третий рудный участок, напротив, занимает наиболее высокое
внешнее положение в указанной системе рудных зон. Его характеризуют
малочисленные молибденит-кварцевые жилы преимущественно одной воз-
растной генерации, лишенные редкометальных минералов и полевых
шпатов.
РАЙОН ЮЖНЫХ СКЛОНОВ МОНГОЛЬСКОГО АЛТАЯ
В Корумты-Цагангольский интрузивный узел, расположенный на
территории Китая и Монголии (см. рис. 5). входят Саксайский. Чигир-
тэйский, Аральский. Мерткенский и другие более мелкие позднегерцин-
ские массивы. Для узла специфична концентрация редкометальных пег-
матитовых полей внутри, но больше вне материнских массивов. В массивах,
изучавшихся автором, установлено весьма широкое развитие средие-
зернистых лейкократовых гранитов, отнесенных к дополнительной фазе
внедрения. Из числа пегматитоносных массивов особенно показателен
Аральский. Дополнительные интрузивы составляют не менее 20 °6 от
общей площади его выходов; кроме того, около 30 обособленных штоков
лейкократовых гранитов окружают массив полукольцом. Массив в целом
в достаточной степени однороден (квазиизотропен), но в его пределах
намечается одностороннее, с севера на юг, изменение характера соотно-
шений между гранитами главной и дополнительной фаз. Различия их
петрографического облика менее заметны в северной части массива, т, е.
в районе Корумты-Цагангольской зоны разломов (это же относится и к со-
седнему Чигиртэйскому массиву), но становятся контрастными с удале-
нием от этой зоны. С постепенной и все большей в указанном направлении
индивидуализацией дополнительных интрузивов, видимо, следует свя-
зывать их массовый «выход» за пределы материнского массива и их от-
носительно большую дифференцированность там. Наиболее насыщенные
и крупные жильные (гранитовые, пегматитовые) поля массива ассоции-
руют именно с «внешними» дополнительными интрузивами.
68
Аральский массив выделяется полноразвитой рудной зональностью
окружающих его жильных полей. Намечены следующие рудные зоны,
располагающиеся концентрически вокруг массива: а) мелких слабо диф-
ференцированных и гранитовидных пегматитов; б) крупных гранитовид-
ных, графических и блоковых микроклиновых гранитов; в) крупных диф-
ференцированных микроклин-альбитовых пегматитов; г) дифференциро-
ванных альбитовых пегматитов; д) рудоносных дифференцированных
гранитных штоков; е) кварцевых жил со свинцово-цинковой минерали-
зацией.
Чигиртэпскип массив насыщен телами пегматоидных лейкократовых
гранитов, но только в южной части. Информация о его северной части
крайне скудна. В Мерткенском массиве лейкократовые граниты образуют
крупные выходы вдоль осевой линии той же зоны разломов. Насыщенность
гранитов мелкими прожилками и фациальными обособлениями пегмати-
тов усиливается по направлению к южной оконечности массива; в свою
очередь двуслюдяные микроклиновые лейкократовые граниты с заключен-
ной в них пегматоидной штокверковой зоной отделены коротким промежут-
ком от мусковит-альбитовых гранитов Ушкульского штока. Особенностью
ряда, характеризующего рудную зональность Мерткенского массива,
является непосредственный переход от неразвитых и практически безруд-
ных пегматитов к редкометальным грейзенам, полевошпат-кварпевым про-
жилкам и альбититам.
Главнейшие пегматитовые поля района сосредоточены в огнейсован-
ных гранитоидах среднегерцинского Верхнеиртышского плутона или
в кристаллических метаморфических породах его кровли по периферии
позднегерцинских гранитов. Пространственный отрыв дополнительных
интрузивов и жильных полей от материнских массивов весьма велик
в осевой консолидированной части структурного блока, ограниченного
Кара иртышской и Корумты-Цагангольской зонами разломов. Напротив,
вдоль зон разломов дополнительные интрузивы и пегматитовые поля лока-
лизовались только внутри родоначальных гранитов.
Аральский массив
Пассив (см. рис. 5) располагается в высокогорной части хребта
(120U—3200 м над уровнем моря), в верхнем течении истоков Ку-Иртыша
(реки Каирты, Арал, Эртыс-Басы). Массив сложен главным образом
порфировидными биотитовыми гранитами и прорывающими их крупными
телами лейкократовых гранитов. Те и другие вписываются в общий изо-
метричный контур и занимают площадь около 1000 км2. Своей северной
частью массив глубоко заходит в динамометаморфизованные породы
Корумты-Цагангольской зоны разломов, повсеместно срезая их. причем
вокруг позднегерцинских гранитов устанавливается ороговикование вме-
щающих порфироидов среднего девона, сланцеватых песчаников и микро-
кристаллических сланцев (Dsfm — C,t), а также милонитизированных
гранитоидов предшествовавшего среднегерцинского комплекса. Южная
и западная части массива почти целиком располагаются среди огнейсован-
ных гранитоидов названного комплекса, ксенолиты которых в изобилии
содержатся в молодых гранитах.
Восточный п южный контакты массива крутопадающие, западный —
пологий, о чем свидетельствуют чрезвычайно сложные очертания остан-
цев и провесов кровли, а также рассредоточение жильных пегматитов
69
и аплитов на большей площади к западу от массива. Направления
трахнтопдных текстур в южной части Аральского массива, обусловлен-
ные ориентировкой порфировпдных выделений полевых пшатов, парал-
лельны контактам массива и резко несогласны с однообразной северо-
западной ориентировкой гнейсовпдных текстур вмещающих среднегер-
цпнскпх гранитов.
Лейкократовые граниты (фазы дополнительных интрузий) предста-
влены многочисленными телами внутри или вне массива родоначальных
гранитов, тяготея к его крутым контактам и к зоне разломов. В зависи-
мости от геологического положения выделяются две их разновидности.
Первая представлена мощными телами средне- и крупнозернистых микро-
клиновых двуслюдяных гранитов грубопластовой формы, как бы «впла-
вленных» в массив порфировидных гранитов, преимущественно в централь-
ной его части. Ко второй разновидности относятся контактные залежи
и куполовидные штоки средне- и мелкозернистых микроклин-альбитовых
гранитов, располагающихся по внутренней в внешней периферии массива.
Они залегают прерывистой полосой вдоль восточного контакта Аральского
массива, на границе с огнейсованными гранитоидами среднегерцпнского
комплекса. Куполовидные тела обычно граничат с останцами кровли
раннегерцинского интрузива.
С пластообразными внутренними телами лейкократовых гранитов
связаны небольшие поля слабо дифференцированных пегматитов с убогой
минерализацией, в то время как с куполовидными внешними телами
и контактными залежами — крупнейшие поля редкометальных, в том
числе сложнодифференцированных пегматитов, окружающих непрерыв-
ным полукольцом южную часть Аральского массива. На периферии пег-
матитового пояса (к востоку от массива) единичные купола лейкократовых
существенно альбитовых гранитов характеризуются широким развитием
редкометальных гидротермалитов наряду с почти полным отсутствием
пегматитов.
Жильные пегматиты, наиболее многочисленные к югу от Аральского
массива, в значительной части являются фациальными разновидностями
лейкократовых гранитов дополнительной фазы внедрения и связаны
с ними взаимными переходами, однако в некотором удалении от массива
они приобретают признаки автономности и оказываются в положении
секущих тел по отношению к этим гранитам (Коктогайское пегматитовое
поле). Собственно жильными породами могут считаться только гораздо
более малочисленные аплитовидные граниты, аплит-пегматиты и кварце-
вые жилы, распределенные в пространстве более или менее независимо
от конкретных дополнительных интрузивов.
Биотитовые и двуслюдяные граниты главной интрузивной фазы
представляют собой светло-серые массивные, среднезернистые, фациально
однородные породы обычно порфировидной структуры с содержанием
крупных (2—7 см) минеральных индивидов, представленных почти исклю-
чительно микроклин-пертитом (от 5—10 до 50% в отдельных случаях,
в среднем 30%). Фенокристаллы обладают совершенной таблитчатой фор-
мой с удлинением (до 4 : 1) и содержат множество включений плагиоклаза
и вростков кварца и слюд. Самые крупные из фенокристов весьма неодно-
родны, содержат максимальное количество включений и наиболее сильно
изменены — пронизаны трещинками протоклаза, альбитовыми пленками
(пертиты замещения), продуктами разрушения. В среднезернистой основ-
ной ткани гранитов содержится калиевого полевого шпага от 15% в уча-
стках, насыщенных фенокристами, до 35% в непорфировидной разновид-
70
ности гранитов. Наиболее значительная роль в ней принадлежит кварцу
и плагиоклазу. В составе акцессорной группы отмечены циркон, гранат,
рудный минерал, монацит, апатит. Большая часть их связана с биотитом.
Равномернозернистые (средне- и крупнозернистые) двуслюдяные граниты
непрерывно связаны с порфировидными; переход между ними осущест-
вляется на расстоянии десятков и сотен метров. Количественный мине-
ральный состав в среднем остается таким же, исключая некоторое увели-
чение содержания кварца. В гранитах нередко обособлена поздняя мелко-
зернистая структурная группа минералов, в состав которой входят оли-
гоклаз-альбиг в панидиоморфных срастаниях, кварц, свежий решетчатый
микроклин и слюды с акцессориямп. Реликтовые раздробленные зерна
раннего андезин-олигоклаза сцементированы этим мелкозернистым агре-
гатом, их реакционные альбитовые каймы насыщены мирмекитовыми
вросткамп кварца.
Крупно- и среднезернистые (двуслюдяные) лейкократовые граниты
фазы дополнительных интрузий образуют крупные пластообразные за-
лежи. Они внешне близки к соответствующим гранитам главной фазы
внедрения, но отличаются от них более светлой окраской меньшим содер-
жанием слюд, более свежим состоянием минералов, наличием сингенетич-
ных шлировых пегматитов, отсутствием обособленной мелкозернистой
структурной группы минералов в их составе. Их отличает также осветлен-
ная и иногда пегматоидная фация эндоконтактов и возникающая под
их влиянием мусковитизация боковых пород. Нормальный гипидиомор-
физм. проявленный в отношениях между разновременными минералами,
в существенной мере снивелирован: ни один из трех главных минералов
не является угнетенным, что подчеркивается взаимными прорастаниями
кварца и калиевого полевого шпата, а также обычно правильной формой
последнего в срастании с плагиоклазом. Содержание калиевого полевого
шпата 38—40, плагиоклаза 14—22, кварца 35, слюд 5—б%.
Средне- и мелкозернистые двуслюдяные и мусковитовые лейкократо-
вые граниты, слагающие «внешние» (по отношению к Аральскому массиву)
штоки, являются гораздо более изменчивыми по минеральному составу:
состав нх становится все более альбитовым по мере удаления от массива.
Так. в одном из ближайших к массиву штоков средний состав гранитов
главной фации по 13 шлифам близок к составу описанных выше крупно-
зернистых гранитов: калиевый полевой шпаг 36. плагиоклаз 23,5, кварц
32,3, биотит 2,2. мусковит 5, акцессории 1°о. В этих гранитах содержатся
редкие, но крупные гломеропорфировые сростки микроклин-пертита,
которые корродированы олигоклаз-альбитом и кварцем, входящими в со-
став основной массы гранита.
Мусковит-микроклин-альбитовый лейкократовый гранит из апофизы
имеет следующий состав (%): калиевый полевой шпат 13,4, альбит (№ 5 —8)
34,4. кварп 41.5, мусковит 10, биотит 0,5. В другом жиловидном теле рав-
номерно-среднезернистого лейкократового гранита, с подчиненной ролью
в нем пегматитовых обособлений и с примерно равным отношением обоих
полевых шпатов, отмечается примесь акцессорного мелковкрапленного
берилла. Более удаленные от массива штоки сложены белыми, пористыми
по внешнему виду аплитовидными гранитами мусковит-альбитового со-
става.
Жильные породы массива относятся к тому же типу, что и лейкократо-
вые граниты дополнительной фазы внедрения, отличаясь от них в каждом
конкретном случае или пегматоидностью, или относительно более высокой
ролью альбита и развитием процессов автогрейзенизации.
71

Коктогайское пегматитовое поле (факторы зональности пегматитового
поля и типы пегматитов)
Коктогайское пегматитовое поле (рис. 20) находится в зоне интенсив-
ного огнейсования и дробления разнообразных кристаллических пород
вдоль юго-западной оконечности Аральского массива, материнского по
отношению к пегматитоносным гранитам и пегматитам. Собственно пегма-
титоносными являются лейкократовые граниты, представляющие собой
дополнительную интрузивную фазу позднегерцпнского комплекса и об-
разующие ряд куполовидных штоков в пределах поля.
Вмещающими породами пегматитоносных гранитов и пегматитов
являются огнейсованные граниты, тоналиты, гранодиориты, кварцевые
диориты и габброиды среднегерцинского интрузивного комплекса, а также
кристаллические сланцы и гнейсы, образовавшиеся в результате около-
интрузивного метаморфизма кембро-ордовикских песчано-сланцевых от-
ложений. Останцы их, вероятно, испытали глубокое погружение относи-
тельно среднего уровня кровли, так как их боковые контактные поверх-
ности обычно круто, а местами вертикально погружаются на глубину до
1 км. Их северо-западные и юго-восточные окончания разорваны и рас-
щеплены в ходе вторжения гранитовой магмы и сопровождаются большим
количеством отторженцев-ксенолитов.
Разрывные нарушения в породах, слагающих пегматитовое поле,
изменяют свой характер в направлении от материнского массива порфи-
ровидных гранитов к юго-западной и южной границам поля. Наиболее
четко выражена зона разлома непосредственно в экзоконтакте массива
порфировидных биотитовых гранитов. Она представляет собой зону мило-
нитизации и дробления пород шириной 100—200 м, с которой связаны
немногочисленные пегматиты сложной ступенчатой или простой линзо-
видной формы.
В центральной части пегматоидного поля проходит ослабленная зона
Кужиртинского разлома, имеющая субмеридиональное простирание. В ее
пределах отмечаются сбросы по контакту метаморфических пород и огней-
сованных гранитоидов, сопровождающиеся полосами милонитизации и
рассланцевания, а также брекчией трения. К этой зоне приурочены круп-
ные дайки-апофизы лейкократовых гранитов, пегматиты и тонкие аплито-
вые жилы (допегматитовые и послепегматитовые). В пределах зоны фор-
мирование трещин происходило в два этапа: вначале образовались линей-
ные с северо-западным простиранием системы трещин скола, а затем редкие
и неровные трещины отрыва, ориентированные хотя и в разных направле-
ниях, но большей частью радиально по отношению к центральному штоку
лейкокраговых гранитов (см. рис. 20). Та и другая системы трещин до-
полняются концентрическими (к тому же штоку) трещинами, более
Рис. 20. Геологическая карта Коктогайского пегматитового поля. Составил А. Н. -Ле-
онтьев по материалам В. А. Кузнецова, Н. А. Солодова, В. И. Пятнова. Е. П. Шпа-
нова и собственным данным, 1956 г.
1 — четвертичные отложения. Поздиегерципский комплекс: 2 — кварцевые жилы, з —- пегматитовые
жилы; 4 — лейкократовые граниты; двуслюдяные существенно микроклиновые (о.), мусковитовые
существенно альбитовые (б). Среднегерцинский комплекс: 5 — гибридные жильные породы рогово-
обманко-плагиоклазо-кварцевого состава, 6 — огнейсованные гранитоиды: граниты, плагиограниты
(а) и гранодиориты, тоналиты, кварцевые диориты (б); 7 — то же, микроклинизпрованные разности;
8 — диориты, габбро-диориты, габбро; 9 — биотит-кварцевые кристаллические сланцы с силли-
манитом; 10 — б иотит-плагиоклазовые гнейсы со ставролитом; 11 —- разломы; 12 — предполагаемая
граница центрального штока на глубине. Элементы зональности пегматитового поля: 13 — гра-
ницы зон первого порядка (I—V); 14 — границы зон второго порядка: 1 — зоны распространения
блоковых микроклиновых пегматитов, 2 — зоны распространения дифференцированных микроклин
альбитовых пегматитов
73
удаленными от осевой части зоны в первом этапе и более близкими к ней —
во втором. Пегматиты локализовались в связи со всеми названными систе-
мами трещин.
В южной части пегматитового поля (Коктогайскип участок) развиты
мелкие ступенчатые сбросы в габбро, не сопровождающиеся рассланце-
ванием пород.
Большинство пегматитовых жил (без учета их рудоносностп) залегает
в огнепсованиых гранитоидах и метаморфических сланцах. В габброид-
ных останцах насыщенность пегматитовыми жилами относительно по-
вышена. В лейкократовых гранитах пегматитовые жилы весьма немного-
численны. Наиболее крупные и мощные пегматиты преимущественно
приурочены к массивным габброидам. однако размещение последних
существенным образом не сказывалось на зональности пегматитового поля
в целом.
Штоки пегматитоносных лейкократовых гранитов, прорвавшие весь
комплекс охарактеризованных выше пород, были сформированы позже,
чем складки, инъекционные зоны, гнейсовидные текстуры и большая часть
тектонических разрывов, а также зон трещиноватости и катаклаза. Штоки,
как правило, имеют крутое падение боковых поверхностей и более пологое
(до 45—60 ) погружение контактов в юго-восточных окончаниях. Для
восточного и западного штоков характерен наклон в сторону пегматито-
вого поля и сводообразная форма кровли. В первом, расположенном наи-
более близко к контакту с порфировидными биотитовыми гранитами глав-
ной фазы, а следовательно, и к предполагаемому магматическому источ-
нику пегматитоносных гранитов, ярче проявились черты динамически
активной интрузии, которые выразились в конформном характере внутрен-
ней тектоники и первичных текстур течения, а также в структуре вмеща-
ющих метаморфических пород, приведенной в кажущееся согласие с кон-
тактом штока. Здесь наблюдаются явления перекристаллизации и пере-
ориентировки кристаллизационной сланцеватости в метаморфических
породах, но выше по вертикальному разрезу, на уровне максимального
проявления редкометальных пегматитов, складки облекания затухают,
уступая место отчетливым диапировым соотношениям. В центральном
штоке его апикальная часть переходит в серию даек-апофиз, протяжен-
ность которых по простиранию составляет 0,5—2,0 км. Сходные с этими
апофизами тела лейкократовых гранитов выходят на поверхность и в пре-
делах южного (Коктогайского) участка пегматитового поля, и к югу ог
восточного штока, что позволяет предполагать наличие здесь на глубине
невскрытых эрозией куполов лейкократовых гранитов.
Минеральный состав и структура лейкократовых гранитов не по-
стоянны. Так, в восточном штоке вся его северо-восточная, наиболее
поднятая в рельефе, половина сложена равномернозернистыми сущест-
венно микроклиновыми двуслюдяными среднезернистыми гранитами с при-
мерно равным соотношением биотита и мусковита.
Вблизи от контакта с вмещающими кристаллическими сланцами лей-
кократовые граниты постепенно переходят в более' крупнозернистый гра-
нитовидный пегматит существенно микроклинового состава с мусковитом
и редкими зернами акцессорного берилла, слагающий непрерывную зону
мощностью до 10 м. Аналогичными породами сложены также ближайшие
к штоку, параллельные его контакту крупные жильные тела. В них черты
пегматоидности нарастают в более пологих, мощных и изменчивых по
элементам залегания участках. Восточному штоку с его неразвитыми фа-
циальными пегматитами могут быть противопоставлены более удаленные
74
от материнского массива порфировидных биотитовых гранитов апофизы
центрального штока и мелкие гранитовые тела южного (Коктогайского)
участка. Эти тела сложены белыми, пористыми на вид аплитовидными
гранитами мусковит-альбитового состава, практически лишенными акцес-
сорных примесей, с коррозионным характером микроструктур. С этими
гранитами пространственно связаны сложнодифференцированные микро-
клпн-альбитовые и альбитовые пегматиты.
Таким образом, последовательная смена интрузивных фаций лейко-
кратовых гранитов от биотит-ми кроклиновой к мусковит-альбитовой фа-
ции согласуется с их различной удаленностью от материнского массива
порфировидных биотитовых гранитов.
Зональность первого порядка. Закономерное из-
менение фаций пегматитоносных лейкократовых гранитов и соответству-
ющая ей смена типов пегматитов по мере удаления от материнского интру-
зива объединяется в понятие «зональности первого порядка». Этой зональ-
ности подчинены, хотя и в различной степени, как редкометальные,
так и безрудные пегматиты.
С северо-востока на юго-запад намечаются следующие пять зон пег-
матитового поля, вытянутых параллельно контакту материнского мас-
сива (см. рис. 20).
I. Зона слабо дифференцированных гранитовидных пегматитов микро-
клпн-альбитового состава, связанных непосредственно с двуслюдяными
существенно микроклиновыми лейкократовыми гранитами (штоки).
II. Зона слабо дифференцированных графических пегматитов с био-
титом и шерлом и двуслюдяных альбит-микроклиновых лейкократовых
гранитов (штоки).
III. Зона дифференцированных блоковых микроклиновых пегмати-
тов и двуслюдяных пли мусковитовых альбит-микроклиновых лейкокра-
товых гранитов (штоки).
IV. Зона сложнодифференцированных микроклин-альбитовых пег-
матитов и мусковитовых микроклин-альбитовых лейкократовых гранитов
(штоки и жилы).
V. Зона в различной степени дифференцированных альбитовых пег-
матитов и мусковит-альбитовых лейкократовых гранитов (жилы и мелкие
штоки).
Перечисленные зоны являются деталями более общей концентрической
зональности, намеченной при общей характеристике района. Главной
чертой зональности поля является сначала постепенное и беспорядочное,
а затем резкое и массовое возрастание в гранитах и пегматитах роли
альбита, а также отчасти связанное с этим процессом усложнение внутрен-
него строения пегматитов.
Количественный минеральный состав и, вероятно, также валовый
химический состав большинства пегматитов, по данным документации
и визуальной оценке, близок к лейкократовым гранитам. В частности,
аналогами лейкократовых гранитов по химическому составу являются те
представители микроклин-альбитового типа, для которых можно пред-
положить кристаллизацию на месте в относительно замкнутом объеме
(см. табл. 3). Такими же аналогами являются редкометальные слабо диф-
ференцированные гранитовпдные пегматиты.
Пегматиты названных выше типов характеризуются в одних случаях
богатой редкометальной минерализацией (редкометальные пегматиты),
а в других слабой (безрудные). Безрудные пегматиты распространены
на всей территории пегматитового поля в виде линейных, кулисообразных
75
Таблица 3
Содержание породообразующих минералов и главных окислов
в лейкократовых гранитах и в сложнозональном
микроклин-альбптовом пегматите (в %)
Минералы Граниты Пегматит Окислы Граниты Пегма- тит
Микроклин 35—37 36 SiOg 71.71 71,69 71,8
Альбит 20—30 26 А12Оз 15,18 15.32 15,1
Кварц 25—35 28 К2О 5.43 5,00 5,5
Мусковит 5—8 6 Na2O 2,90 3,27 3,1
Сподумен — 2 Ы2О 0,01 0,01 0,3
и ветвящихся жильных скоплений. В отличие от безрудных редкометаль-
ные пегматиты представлены обычно крупными (250—1000 м) телами чрез-
вычайно прихотливой формы с раздувами и апофизами. Они располагаются
на фоне массового распространения безрудных слабо дифференцирован-
ных пегматитов, но как правило, не совпадают с ними по направлению.
Они сосредоточены около верхних контактов гранитовых куполов и из-
бирательно приурочены к радиальным и концентрическим трещинам.
Зональность второго порядка. Под зональностью
второго порядка понимается закономерное изменение состава и внутреннего
строения пегматитов вокруг отдельных штоков лейкократовых гранитов.
Как и зональность первого порядка, эта зональность выражена в смене
гранитовидных пегматитов сначала существенно микроклиновыми пег-
матитами блокового строения, а затем сложнодифференцированными ми-
кроклин-альбитовыми пегматитами, но в отличие от первой затухает
в радиусе 1—2 км (в плане) от контакта лейкократовых гранитов.
Характерно, что зональность второго порядка относится исключи-
тельно к редкометальным пегматитам и ни в одном из конкретных случаев
не согласуется с распределением безрудных пегматитов различного состава
и строения.
Характер концентрических зон второго порядка меняется в соот-
ветствии с общей зональностью пегматитового поля (зональностью пер-
вого порядка). Если вокруг восточного штока зонально распределены редко-
метальные пегматиты от гранитовидных (у контакта гранитов) до блоко-
вых микроклиновых, то около центрального штока наблюдаются пегматиты
от блоковых до сложнодифференцированных микроклин-альбитовых
с акцессорным сподуменом. В пределах южного участка местное проявле-
ние зональности того же порядка выражается в закономерной смене
микроклин-альбитовых пегматитов альбитовыми с северо-востока на юго-
запад и аналогичным изменением состава жил от их центральных частей
к фланговым.
Удается наметить интервал, в котором сосредоточены обособления
альбитовых минеральных комплексов с редкометальной минерализацией.
Этот интервал, или иначе «рудоносный горизонт», гипсометрически пони-
жается вместе с удалением от конкретного штока пегматитоносных гра-
нитов и в целом — от материнского интрузива к юго-западной периферии
поля. Общее понижение «рудоносного горизонта» с северо-востока на
юго-запад, вкрест простирания пегматитового поля, составляющее, по-ви-
димому, не менее 1500 м, указывает на то, что зоны первого порядка об-
разуют концентры вокруг материнского массива биотитовых гранитов.
76
При этом полной идентичности вертикальной и горизонтальной зональности
мы не наблюдаем (рис. 21), так как область проявления альбит- и мине-
ральных комплексов с акцессорным сподуменом смещена к юго-западной
окраине пегматитового поля, а в более близких (в плане) к материнскому
интрузиву зонах акцессорный сподумен и альбит отсутствуют по всему
вертикальному интервалу пегматитовых жил или наблюдаются в виде
редких обособлений, не связанных с закономерным внутренним зональным
строением пегматитов.
Рис. 21. Гипотетическая схема соотношений горизонтальной и вертикальной зональ-
ности Коктогайского пегматитового поля
1 — зона распространения сподуменсодержащих минеральных комплексов в составе пегматитов;
2 — то же альбитовых минеральных комплексов; 3 — то же существенно микроклиновых минераль-
ных комплексов; 4—то же гранитовидных пегматитов; 5—пегматитоносные лейкократовые граниты:
существенно микроклиновые (а) и существенно альбитовые (б); 6 — бпотитовые граниты материн-
ского массива
Аскыртинский шток рудоносных дифференцированных гранитов
Шток (рис. 22) является одним из описанных нами ранее грейзенизи-
рованных гранитных куполов Монгольского Алтая (Леонтьев, Бойко,
1959). Он представляет собой наиболее удаленный восточный сателлит
дополнительной интрузии Аральского массива, расположенный в истоках
р. Улькун-Чингиль (бассейн р. Урунгу) и обнаженный в бортах троговой до-
лины на высоте ЗО0О—3200 м над уровнем моря. Размеры штока 5 X
X 1,5—1,75 км. Им прорваны плагиограниты девонского (послеэйфель-
ского) интрузивного комплекса. Линия контакта пересекает гнейсовидную
текстуру плагиогранитов под углом 50—75°, внутри штока заключены
крупные ксенолиты плагиогранитов: последние испытали катаклаз и ме-
стами превращены у контакта в мусковит-альбит-кварцевый грейзен.
Центральная часть штока сложена среднезернистыми мусковитовыми
и двуслюдяными микроклин-альбитовыми гранитами < относительно
высоким содержанием зеленоватого чешуйчатого мусковита. Зона эндо-
контактов штока шириной 100—300 м представлена мусковит-альбитовым
аплитовидным гранитом с тонкочешуйчатой рассеянной слюдой и редкой
крупной вкрапленностью пирита.
Порода такого же типа слагает крупные и мелкие апофизы, которыми
осложнена куполовидная апикальная часть штока. В отдельных прпкон-
тактовых участках, главным образом в окончаниях апофиз, аплитовидный
Джени шне-хранений шт/оп
Аскыртинский. ситах
он о 0,8 Срхп
1___।____1----1
Разрез по /"/
Ушкульский шток
0,5 О 0,5 Ircri
Рис. 22. Рудоносные дифференцированные гранитные штоки Монгольского Алтая.
Составили А. Н. -Леонтьев и Т. Ф. Бойко, 1956 г.
1__четвертичные отложения; 2 — участки интенсивной грейзенпзации; з -- грейзенпзация; 4 —
пегматитовый штокверк; 5 — пластовые тела лейкократовых гранитов; 6 — лейкократовые граниты;
7 — порфировидные двуслюдяные граниты; 8 — вмещающие древние гранитоиды; 9 — габброиды;
10 — кислые эффузивы; 11 — зеленые метаморфические сланцы; 12 — разломы
гранит переходит в тонкозернистую автометасоматическую породу муско-
вит-альбит-кварцевого состава с повышенным содержанием мусковита,
в которой местами присутствует топаз. В тыловой части зоны аплитовид-
'<8
ных гранитов содержатся спорадические учасгки размерами до 1 X
X 0,5 м. отличающиеся от обычного гранита отсутствием кварца, но на-
сыщенные мелкой (1—2 мм) вкрапленностью акцессорного берилла.
Наконец, непосредственно у контакта с вмещающими гранитоидами раз-
виты ритмично-зональные полевошпаг-грейзено-кварцевые породы, име-
ющие пологое залегание в вершине купола или в окончаниях анофиз.
Характерно, что все они расположены по периметру штока в бортах кара
примерно на одном гипсометрическом уровне — около 3200 м.
Главный Аскыргинскип участок представляет собой крупную и ин-
тенсивно минерализованную полевошпат-грепзено-кварцевую линзу, ко-
Рис. 24. Брекчированпый альбитит, сце-
ментированный кварцем
1 — кварц; 2 — крупночешуйчатый мусковит;
3 — кристаллы беррила; 4 — кварцевый аль-
битит
Рис. 23. Схематический разрез через
грейзено-кварцевую линзу 1-го участка
Аскыртпнского штока
1 — массивная кварцевая порода (а) и квар-
цевые прожилки (б); 2 —- мусковит-кварцевый
грейзен с редкометально-молибденовой мине-
рализацией; 3 — ритмично-полосчатая порода
с альбитовыми кристаллическими корками;
4 — мелкозернистый кварцевый альбитит; 5 —
мусковит-альбптовый гранит; 6 — вмещающие
плагпограниты
торая находится на окончании
северо-восточной апофизы штока
(7 на рис. 22). Размеры выхода
линзы, на 85% образованной сли-
вным кварцем, 400 80 м. Не-
видимому, на всем протяжении
линза соприкасается лежачим
боком с грепзенизированными аплптовиднымп гранитами. Наклон ее ле-
жачего и висячего боков к северо-востоку 25—50 с довольно быстрым вы-
клиниванием по падению и переходом в жильный кварцевый штокверк.
На северо-западном продолжении линзы во вмещающих плагиогранитах
прослеживается зона тектонического нарушения длиной около 1 км.
В строении линзы проявлена следующая односторонняя зональность
при переходе к грепзенпзированным вмещающим плагногранитам вися-
чего бока (рис. 23):
а) массивная тонкозернистая мусковпт-кварц-альбитовая порода с
вкрапленностью пирита (десятки метров). Характерный облик породе
придает мелкоагрегатный слабо спаянный альбит (50—80% от объема поро-
ды). Присутствуют реликтовые (?) зерна микроклина и наиболее поздний
кварц, разъедающий все минералы, включая альбит;
79
б) ритмично-полосчатая и брекчиевидная порода (до 5 м), предста-
вляющая чередование тонких полосок мусковит-кварц-альбитового со-
става с полосками кварца и кристаллическими щетками альбита. Протя-
женность полосок — несколько метров, мощность редко превышает 0,5—
1,0 сж, их стыки характеризуются относительно увеличенными и хорошо
образованными кристаллами альбита, акцессорного берилла и молибде-
нита. Полосчатость у контакта с массивным кварцем местами нарушена,
при этом угловатые обломки существенно альбитовой породы размерами
3—20 см сцементированы кварцем, окаймлены чешуйчатым мусковитовым
грейзеном и пронизаны идиобластовыми длиннопризматическими кри-
сталлами акцессорного берилла (4—5 см), (рис. 24) прикрепленными
своими цоколями к сливному кварцу;
в) крупночешуйчатый кварц-мусковитовый грейзен. Образует от-
дельные блоки мощностью до 5 м в сливном кварце, ориентированные
параллельно лежачему боку линзы. В пористом грейзене развиты щетки
кристаллов альбита, мелкая сыпь граната (андрадит ?), единичные кри-
сталлы висмутина и окрашенного в красноватые тона топаза. Харак-
терны грубые сростки короткопризматического берилла с индукционной
штриховкой на гранях в молибденит-мусковит-кварцевой массе;
г) массивный сливной кварц (интервалы от 5 до 30 м по мощности
между блоками грейзена). Содержит редкие пустотки, выполненные срост-
ками мусковитовых чешуи размерами до 0,7 см. Сильно вытянутые (15 : 1)
водянопрозрачные и медово-желтые кристаллы акцессорного берилла
концентрируются возле пустоток. Встречены уплощенные зональные приз-
матические кристаллы апатита до 4 см в поперечнике.
У висячего бока линзы лишь спорадически встречаются участки по-
лосчатого мусковит-кварц-альбитового грейзена и крупнокристаллические
альбитовые друзы; при этом они лишены рудных минералов.
Три других минерализованных участка Аскыртинского штока (2,
3, 4 на рис. 22) представляют собой пологоиадающие (25—35°) линзы рит-
мично-зонального строения у верхней границы штока с вмещающими ила-
гиогранитами. Состав и строение переслаивающихся полос идентичны
описанным выше. Протяженность линз 10—20 м при мощности 0,5—5 м.
В аплитовидных гранитах лежачего бока линз отмечены ветвящиеся систе-
мы прожилков кварца. В породы кровли выходят безрудные кварцевые
жилы и жилы тонкозернистого кварцевого серицитолита.
РАЙОН ЦЕНТРАЛЬНОЙ КАЛБЫ
Под Центрально-Калбинским интрузивным узлом (см. рис. 8) пони-
мается район Сибинского массива позднегерцинских гранитов с его сател-
литами и примыкающие к ним интрузивы Огневского, Асубулакского
и Чебундинского пегматитовых полей.
Специфика интрузивного узла состоит в концентрации пегматитов,
образующих крупные и почти непрерывные жильные поля с хорошо выра-
женными зональнымииереходами и общей высокой дифференцированностью
пегматитов. Другая особенность узла — размещение пегматитов вне мас-
сивов родоначальных гранитов: двуслюдяные лейкократовые граниты
фазы дополнительных интрузий и их жильные поля локализованы в теле
Калба-Нарымского плутона, более раннего по времени формирования.
На зональности распределения пегматитов сказывалась их относительная
близость или удаленность от дополнительных интрузивов, а также петро-
графические и морфологические свойства последних, их величина, струк-
80
турное положение и в некоторых
случаях относительная удален-
ность от родоначального массива.
Наиболее крупным позднегер-
цинским массивом Центрально-
Калбинского района является Си-
бинский. Он рассматривается как
материнский по отношению к Ка-
индинскому (Новосарыозекскому),
Южно-Точкинскому, Кучбарлык-
скому, Колбалинскому, Урунхай-
скому, Черпакскому и другим
интрузивам двуслюдяных грани-
тов. Остававшийся долгое время
дискуссионным вопрос о возраст-
ных отношениях крупнозернистых
биотптовых и среднезернистых
двуслюдяных гранитов решается, в
частности, на основании повторно
проведенной документации так на-
зываемой Чернышевской рассчитки
у пос. Дворянское (рис. 25). Дву-
слюдяные мелкозернистые граниты
Урунхайского интрузива, обога-
щенные в зоне эндокон-
тактов пегматоидными шлирами
и исходящими из последних тур-
малин-кварцевыми прожилками,
вдаются здесь своими апофизами
по системам кливажных трещин
на 0,5—1,0 м в крупнозернистые
биотитовые граниты Сибинского
массива или срезают систему этих
трещин. В северо-западной оконеч-
ности тот же массив прорван
аналогичными двуслюдяными гра-
нитами Каиндинского интрузива
(рис. 26). Последние несут отчет-
ливую зону закалки на контакте
с гранитами монастырского типа.
Наконец, устанавливаемое петро-
графическое тождество и неизмен-
ная пегматитоносность двуслюдя-
ных гранитов, находящихся вне
и внутри Сибинского массива,
в частности, секущих его жило-
видных тел и «внутреннего» по
отношению к нему Байчабулак-
ского интрузива, должны быть
расценены как непротиворечивые
указания на относительно позднее
формирование двуслюдяных гра-
нитов.
6 Леонтьев А. Н.
Рис. 25. План документации расчистки Чернышева (прорывание биотитовых гранитов Сибинского массива двуслюдяными гра-
нитами Урунхайского интрузива)
1 — кварцевые линзы; 2 — альбититовые участки в гранитах; 3 — пегматоидные участки в двуслюдяных гранитах; 4 — средне- и мелкозернистые
двуслюдяные лейкократовые граниты; 5 — крупнозернистые биотитовые граниты; 6—7 — трещины; 8 — интрузивный контакт; 9 — интрузивный
контакт с зоной закалки в лейкократовых гранитах; ю — граница расчистки
81
Рис. 26. Участок контакта Каиндинского
интрузива с Спбпнскпм массивом
1 — линзы кварца; 2 — двуслюдяные лейкокра-
товые граниты; 3 — крупнозернистые биотитовые
граниты Сибинского массива; 4 — контакт с зоной
охлаждения в лейкократовых гранитах; 5 — тре-
щины кливажа; 6 — разрыв
матитоносные линейные зоны не
Наиболее заметная особенность пегматитовых полей Центральной
Калбы — их поясовое размещение. Намечаются следующие зоны аномаль-
ного сгущения пегматитов (с запада на восток, см. рис. 8):
А. Карагоин-Сарыозекская (юго-западная) зона размерами 50 х
X 1—6 км; ее западная оконечность на Сарыозекском участке погребена
под наносами; восточная выклинивается в районе Таргына, но далее
возобновляется и вновь затухает в районе Белой Горы.
Б. Центральная зона, проходящая через Черпак, Кызыл-Кезень, Асубу-
лак и далее возобновляющаяся в районе Лайбулака. Будучи выделена
в таком объеме, зона имеет протяженность около 50 км при ширине до 6 км.
В. Северо-восточная зона проходит от Кочуная на западе, через
Огневку, вдоль северо-восточного контакта Калбинского плутона и далее,
развернувшись около устья Маната
к югу, идет до так называемого
Ускучевского сланцевого клина.
Общая протяженность этой зоны
75 км.
Все три зоны смыкаются
друг с другом на западе и во-
стоке, причем узлами сопряже-
ния являются с одной стороны
район Скалистое — Каркаралы,
с другой — Лайбулак — Уску-
чевка. Пегматитоносные зоны
дугообразно охватывают наиболее
крупные интрузивы дополнитель-
ной фазы внедрения — отдельно
Сарыозекский и Черпакскип и
в целом группу, состоящую из
Плачгоринского, Толстухинского,
Гладковского, Черновинского ин-
трузивов. Характерно, что пег-
заходят в глубь дополнительных
интрузивов, не срезают их контактов и самое большее смыкаются
с сериями пологих пластообразных гранит-аплит-пегматитов внутри них.
Пегматитоносные зоны следуют крупным разрывным структурам
северо-западного простирания, прямолинейным участкам контакта средне-
герцинских гранитоидов и цепочкам мелких интрузивных тел двуслюдя-
ных гранитов. Северо-восточную зону пегматитовых полей ограничивают
с двух сторон одноименная «зона схизолитовых интрузий», по Ю. А. Садов-
скому, или Калба-Нарымский разлом, по Б. Я. Хоревой, и Гремячен-
ско-Киинский разлом, с неменьшим правом претендующий на наименова-
ние зоны схизолитовых интрузий.
Центральная зона пегматитовых полей возникла на пересечении
разрывных структур северо-западного, субширотного и почти меридио-
нального направлений. Несмотря на вероятную разновременность их
заложения, все они и соответствующие им трещинные системы, по-види-
мому, уже существовали к моменту внедрения двуслюдяных гранитов.
Юго-западная, или Карагоин-Сарыозекская, пегматитоносная зона
также возникла при взаимодействии разрывов по меньшей мере трех
разных направлений. Определяющее значение имели северо-западные
разрывы и зоны рассланцевания, объединяемые здесь в понятие Карагоин-
Сарыозекский разлом.
82
Сибинский массив
монастырского типа, вы-
Рис. 27. Жильные апофизы Си-
бпнекого массива
1 — порфировидный мелкозерни-
стый лейкократовый гранит; 2 —
крупнозернистый биотитовый гра-
нит; з — метаморфические сланцы
Форма массива овальная, почти изометричная в плане, с круто погру-
жающимися во вне интрузивными контактами (см. рис. 8). По данным
геофизики, массив погружается без склонения до глубины не менее 3 км.
Вмещающими являются песчано-сланцевые породы такырской свиты,
ороговикованные в экзоконтакте массива в полосе 0,5—1,0 км~, степень
их дислоцированное™ вблизи массива не меняется заметно. Перпендику-
лярные сланцеватости участки северо-западного контакта осложнены
многочисленными апофизами гранитов в сланцах согласного залегания,
длиной в сотни метров. Апофизы сложены порфировидными мелкозерни-
стыми биотитовыми гранитами (рис. 27). В массиве они переходят в более
обычные крупнозернистые биотитовые граниты
ходы которых образуют незамкнутую на
юге широкую кольцевую зону, охватыва-
ющую почти весь массив. В центральной
части массива преобладают порфировидные
среднезернистые биотитовые граниты, в юж-
ной эндоконтактовой зоне сменяющиеся
равномернозернистыми лейкократовыми гра-
нитами. В целом устанавливается концен-
трическое распределение фациальных разно-
видностей гранитов главной фазы внедрения.
Среди порфировидных среднезернпстых
гранитов обнажается крупное тело мелко-
зернистых двуслюдяных гранитов также
порфировидных (Байчабулакский интрузив),
которое ранее было расценено как имеющее
фациальный характер. Удается установить
шовный характер восточного контакта тела
и тождественность его петрографического
состава составу жил и пластообразных залежей, пересекающих мате-
ринские граниты, и составу «внешних», по их положению дополни-
тельных интрузивов.
Жильные породы внутри массива немногочисленны. Преобладают
крутопадающие маломощные дайки пегматоидных лейкократовых грани-
тов, нередко зонального строения, ориентированные в северной части
массива по большей части нормально к направлению Карагоин-Сары-
озекского разлома. Влияние последнего проявлено в катаклазе, выщела-
чивании и метасоматической переработке родоначальных гранитов мас-
сива но, как правило, не жильных. Однако в оперяющей этот разлом ши-
рокой зоне трещиноватости, следующей долине р. Сибинки (западная часть
массива), наблюдаются случаи, когда розовые, местами почти бескварце-
вые кливажированные крупнозернистые вторичные граносиениты пере-
секаются жилами мелкозернистых пород бескварцевого же состава, причем
по структурному облику одна порода соответствует нормальному граниту
главной фазы, другая — нормальному двуслюдяному граниту. Локальное
проявление бесслюдяных граносиенитов в форме вытянутых по направле-
нию кливажа разлома и неясно ограниченных участков длиной в десятки —
первые сотни метров наряду с наблюдающимися признаками выноса кварца
по трещинам в боковые зоны и прочее позволяют предполагать здесь вто-
ричное перераспределение вещества в уже твердом граните, предшество-
вавшее или одновременное дополнительным и жильным внедрениям.
6*
83
Хотя этот процесс и отличается по своим результатам от более обычного
наложенного кислотного выщелачивания, тем не менее его вторичный
характер не дает права включать в число главных формационных призна-
ков Сибинского, Монастырского, Дунгалинского массивов широкое раз-
витие в них генетической ассоциации граниты — граносиениты и на этом
основании выделять их в особый, пермский комплекс. Сказанное под-
крепляется широким развитием «граносиенитизации» по кристаллическим
породам любого возраста в Калба-Нарымском поясе.
Наиболее распространенный тип гранитов главной фазы внедрения
представляет собой светло-серый среднезернистый биогитовый, реже дву-
слюдяной гранит с укрупненными таблитчатыми выделениями полевого
шпата и с низким содержанием слюд.
Микроструктура породы определяется следующим соотношением трех
главных ее элементов: а) удлиненные фенокристаллы калиевого полевого
шпата, одиночные или сросшиеся, параллельные между собой, образуют
не вполне регулярный структурный каркас; б) кислый плагиоклаз со-
держится в форме одиночных кристаллов несколько меньшего размера
или гнездообразных сростков, замещающих фенокристаллы или примы-
кающих к ним; в) крупные простые или агрегатные выделения кварца за-
полняют ячеи между относительно идиоморфными кристаллами полевых
шпатов.
Намечаются варианты этого типа соотношений. В несколько более
мелкозернистой разновидности порфировидных гранитов недалеко от
прорывающего их Байчабулакского интрузива гломеропорфировые сростки
калиевого полевого шпата в более высокой степени замещены в краях
плагиоклазом. Гранитам с мелкими порфировидными вкрапленниками
полевого шпата из северного эндоконтакта массива свойственна высокая
степень сегрегации полевых шпатов — порода состоит из чередования
анхимономинеральных гнезд крупных зерен калиевого полевого шпата,
мелких зерен плагиоклаза или кварца. Граниты монастырского типа обла-
дают относительно более четкой гипидиоморфнозернистой структурой.
Кварц присутствует в них в виде особенно крупных округлых перекри-
сталлизованных выделений, цементирующих идиоморфные кристаллы
всех остальных минералов. Наконец, эндоконтактную фацию в южной
части массива характеризует равномерная среднезернистая структура,
ситовидное прорастание полевых шпатов кварцем и относительно низкое
содержание слюд.
Из числа дифференциатов биотитовых гранитов отмечаются шлиры
темной полосчатой, обогащенной биотитом (до 25%) породы существенно
плагиоклазового состава, с заключенными в них сегрегациями кварца или
пегматоидными обособлениями микроклин-пертита с многочисленными
включениями в нем зональных зерен плагиоклаза, вростков биотита,
кварца.
Аляскитоидные по внешнему виду светлые крупнозернистые граниты
из зоны Карагоин-Сарыозекского разлома по минеральному составу
и структуре оказываются идентичными обычному граниту монастырского
типа и отличаются лишь присутствием перескающих породу микропро-
жилков мусковита, хлорита и рудного минерала. Непосредственно свя-
занные с этими гранитами крупнозернистые лейкократовые граносиениты
представляют собой катаклазированную породу, состоящую на 60—70%
из изометричных зерен микроклин-пертита (содержание пертита до х/3)
и примерно на 25% из замещающего их олигоклаза (альбит-олигоклаза).
Кварц присутствует спорадически, содержание рудного минерала — до 5%.
84
Карагоин-Сарыозекское пегматитовое поле
Карагоин-Сарыозекское пегматитовое поле (рис. 28) является бли-
жайшим к материнскому (Сибинскому) массиву и может служить нагляд-
ным примером весьма непосредственной пространственной и генетической
связи редкометальных пегматитов, с одной стороны, с гранитовым ком-
плексом и, с другой — с линейной дизъюнктивной зоной (см. рис. 8).
Карагоин-Сарыозекский разлом, рассматриваемый как пегматито-ло-
кализующая структура первого порядка, неоднократно возобновлял
свою активность и определенно влиял на распределение разновозрастных
гранитоидов. В рассматриваемом отрезке шириной 1—6 и длиной 50 км
сосредоточены многочисленные однообразно вытянутые интрузивные тела
среднегерцинских плагиогранитов, позднегерцинских двуслюдяных гра-
нитов, различных жильных пород. Кроме того, зона разлома выполняла
разграничительную, барьерную функцию, ограничивая распространение
плагиогранитов с юга, а биотитовых гранитов Сибинского массива —
с севера. Совершенное, как правило, рассланцевание и монотонное крутое
залегание тонкоплитчатых микрослюдистых сланцев такырской свиты
в зоне разлома, скорее всего, указывает на ведущую роль динамометамор-
физма при их образовании. Влияние разлома на морфологию интрузивных
контактов в период главной фазы внедрения позднегерцинских гранитов
было менее значительным, чем в период дополнительной. Последние по
времени подвижки по нарушениям северо-западного простирания захва-
тили граниты главной и дополнительной фаз, но существенным образом
не отразились на жильных гранитах и пегматитах. В северной краевой
части Сибинского массива разлом маркируется как теневая структура
широкой (до 1 км) зоной разрушенных, выщелоченных, «сиенитизи-
рованных» или, наоборот, окварцованных гранитов. Остальная, главная
часть массива характеризуется независимым от разлома планом деформа-
ций — жильные тела двуслюдяных гранитов и следовавших за ними пегма-
тоидных лейкократовых гранитов ориентированы в основной массе под
большими углами к разлому.
Относительно более поздними явились разломы субширотного и се-
веро-восточного простираний (Точкинский и Сибинский разломы — ветви
Киинской зоны нарушений). Они и оперяющие их трещинные зоны просле-
живаются в метаморфических сланцах и в гранитах Сибинского и Сары-
озекского интрузивов; как и трещины северо-западного простирания,
они были использованы пегматитами.
Сгущения пегматитов следуют контактам двуслюдяных гранитов
Сарыозекского интрузива (участки Шубар-Шокы, Ново-Сарыозек) и его
сателлитов (участок Точка), Колбалинского и Урунхайского интрузивов
(участки Медведка, Каркаралы), Черпакского интрузива (участки Урун-
хай, Таргын). В осевых («стержневых») зонах таких сгущений простые
слабо дифференцированные микроклиновые пегматиты нередко графической
структуры, на 40—60% состоящие из микроклин-пертита, образуют в ме-
таморфических сланцах гигантские, в сотни метров, штокверки, мощность
отдельных жил в которых 5—60 м (рис. 29); они протягиваются вдоль
зоны разломов почти непрерывно на километры (р-н с. Скалистого).
Менее крупные серии дифференцированных пегматитов микроклин-альби-
тового, альбитового и пр. состава во многих случаях занимают периферий-
ное положение по отношению к стержневой зоне и ориентированы под
большими или меньшими углами к ней, оперяя ее с одной, реже с обеих
сторон. Подобная же зональность в распределении пегматитов устанавли-
85
Рис. 28. Геологическая
карта Карагоин-Са-
рыозекского пегмати-
тового поля. По ма-
териалам Г. А. Алек-
сеева, А. Р. Бутко,
В. Ф. Кащеева.
Ю. Н. Логинова,
редакция и дополне-
ния А. Н. Леонтьева,
1963 г.
1 — четвертичные отло-
жения. Позднегерцинский
комплекс; 2 — кварцевые
жилы; 3—4 — дифферен-
цированные и существен-
но альбитовые пегма-
титы; 5 — пегматиты; в—
двуслюдяныс лейкокра-
товые граниты фазы до-
полнительных интрузий
(а) и их пегматоидные
разности (б); 7 — жиль-
ные тела двуслюдяных
гранитов; 8 — крупно-
зернистые биотитовые
граниты; — жильные
апофизы биотитовых гра-
нитов. Калбинский ком-
плекс; 10—11 — жильные
катаклазированныс гра-
нитоиды; 12 — гранито-
иды; 13 — песчано-слан-
цевые отложения такыр-
ской свиты (Ds — С ,t);
14 — разломы; 15 — зоны
кливажирования (а) и
выщелачивания пород (б).
Интрузивные массивы:
1 — Сибинский, 2 — Бай-
чабулакский, 3 — Каин-
динский, 4 — Тонкин-
ский, 5 — Кушбарлык-
ский, 6 — Колбалинский,
7 — Урунхайский, 8 —
Ч ерпакский
вается около наиболее крупных Сарыозекского. Колбалинского и Черпак-
ского интрузивов: простые безрудные пегматиты в удалении от контакта
на расстоянии 1—3 км сменяются высокодифференцированными.
Во многих случаях роль боковых поперечных отводов по отношению
к продольному стержневому стволу пегматито-локализующего нарушения
играли системы трещин, избирательно возникавшие в дайках и плито-
образных интрузивах среднегерцинских плагиогранитов. В этих случаях
в плагиогранитах образовывались системы пологопадающих лестничных
жил существенно альбитовых пегматитов, системы оперяющих разлом
пегматитовых жил и мелких альбититовых прожилков, отганурованных от
пегматитов, или системы взаимно параллельных, более или менее круто-
падающих жил зональных блоковых
пегматитов.
Представление об общей про-
дольной зональности пегматитового
поля, неоднократно отмечавшейся
ранее, строится главным образом
на геохимических различиях пегма-
титов.
Чебундинское пегматитовое поле
Чебундинское пегматитовое поле
(рис. 30) представляет собой систему
Рис. 29. Морфология пегматитов «стерж-
невой» зоны на участке Каркаралы
1 — микроклиновый графический пегматит;
2 — плагпогранит; 3 — метаморфические слан-
цы; 4 — наносы
обособленное положение к югу от
крутопадающих взаимно параллель-
ных пегматитов переменного состава
(от микроклиновых до альбитовых
с акцессорным сподуменом), располо-
женных в южном выступе Калба-
Нарымского плутона (см. рис. 24).
К особенностям поля относится его
центральной немагнитоносной полосы, его меридиональная вытянутость
и отсутствие в нем крупных тел двуслюдяных гранитов, с которыми можно
было бы непосредственно связать редкометальные пегматиты.
Рассматриваемое поле располагается в гранитоидах и дугообразно
вытянуто вдоль восточного контакта Чебундинского выступа плутона.
Гранитоиды прорывают метаморфизованные песчано-сланцевые породы
такырской свиты, превращенные вблизи контакта в биотитовые и кордие-
рит-андалузит-биотитовые роговики. По В. И. Кузнецову, песчаники
и сланцы еще до внедрения гранитоидов были дислоцированы в изокли-
нальные, запрокинутые к юго-западу складки северо-западного прости-
рания. Контакт крутой, извилистый, местами наблюдается его падение
под интрузив. На участке торцового срезания гранитопдами метаморфи-
ческих сланцев (в северной оконечности поля) последние глубоко вдаются
в гранитоиды. Этот залив сланцев и продолжающая его цепочка сланцевых
ксенолитов отмечают полузалеченный гранитоидамп структурный шов,
в котором позднее возникла крупная трещина отрыва. Смещенный по ней
восточный, Кияктинско-Баймурзинскип, блок гранитоидов насыщен пег-
матитами в отличие от основной части плутона. В серии сближенных между
собой пегматитов, параллельных восточному интрузивному контакту
гранитов со сланцами, слабо дифференцированные маломощные микро-
клиновые пегматиты, расположенные близко к этому контакту, сменяются
по направлению к шву более мощными, протяженными (свыше 3 км)
87
и дифференцированными. Поперечная зональность поля дополняется
продольной — от центральной части поля к его флангам в одной и той же
жиле увеличивается альбититовая специфика пегматитов и интенсивность
редкометальной минерализации в них.
Рис. 30. Геологическая схема Чебундинского пегматитового поля. По материалам
В. И. Кузнецова
1 — кварцевые жилы; 2 — существенно альбитовые пегматиты; 3 —- дифференцирование альбит-мик-
роклиновые и блоковые микроклиновые пегматиты; 4 — графические пегматиты и гранит-пегматиты;
5 — двуслюдяные граниты (жильная фация дополнительной интрузии); 6—гранитоиды; 7 — метамор-
фические сланцы и песчаники такырской свиты; з — послепёгматитовые нарушения; 9 — ветви
Северо-Чебундинского разлома, предположительно обусловившие наблюдаемое размещение пегма-
титов
А — предполагаемое залегание пегматитоносного интрузива
В Чебундинском поле распространены двуслюдяные граниты обыч-
ного для рассмотренных выше дополнительных интрузивов облика и со-
става, наблюдаемые в форме небольших (до нескольких сот метров) пла-
стообразных залежей и даек преимущественно в плоском водоразделе се-
88
веро-западнее поля. В мелких жильных апофизах двуслюдяные граниты
часто переходят в микроклиновые пегматиты. Те и другие пересекаются
альбитовыми, редкометальными пегматитами и их возрастными анало-
гами — мусковит-альбитовыми гранитами (рис. 31, 32).
К вопросу о характере связи между дополнительной интрузией и жиль-
ными редкометальными пегматитами можно подойти, анализируя про-
странственное размещение тех и других относительно главных разрывных
нарушений в районе Чебундинского поля. Заметной особенностью поля
является полное на первый взгляд несходство в размещении двуслюдяных
гранитов и пегматитов: почти в каждой точке поля первые пересекаются
вторыми под углами, близкими к прямому. Однако в этом можно видеть
Рис. 31. Пересечение альбитовым
пегматитом двуслюдяного гранита
(Чебундинское пегматитовое поле)
1 — пегматит; 2 — двуслюдяной гра-
нит фазы дополнительных интрузий;
3 — биотитовый гранит; 4 — тектони-
ческое нарушение
Рис. 32. Пересечение альбитовым пегматитом
микроклинового пегматита
1 — альбитовый пегматит; 2 — околожильный грейзен;
3 — микроклиновый пегматит; 4 — биотитовый гранит;
5 — переходные границы пород
свидетельство попеременного оживления то одной, то диаметрально другой
части сопряженных трещин, с соответствующим изменением во времени
заполняющего их вещества. Характерно, что и в послепегматитовом пе-
риоде и даже во время пегматитообразования происходила активизация
трещин, поперечных к пегматитам. Из них наиболее развиты поздние тре-
щины в северной части поля, где они имеют ярко выраженный сколовып
характер со значительной горизонтальной сдвиговой составляющей.
Фокус этой наиболее молодой радиальной системы трещин, как и систем
трещин, использованных ранее двуслюдяными гранитами, распола-
гается на линии субширотного Северо-Чебундинского разлома, близкого
по своему положению к Карагоин-Сарыозекскому разлому и, возможно,
являющегося его смещенным продолжением. Основание радиуса кривизны
(в плане) наиболее крупных пегматитов поля приходится на участок рез-
кого затухания того же разлома в месте его встречи с субмеридиональными
нарушениями.
Сказанное позволяет предположительно связывать Чебундинское
поле с Карагоин-Сарыозекской пегматитоносной структурной зоной.
Крупная субмеридиональная трещина отрыва, отделяющая Кияктин-
ско-Баймурзинский блок от основного массива гранитоидов, экранирова-
ла эту зону, преломляя ее тектонические импульсы и передавая их участку
89
пегматитового поля попеременно то в форме скалывающих напряжений
(радиальные пучки даек двуслюдяных гранитов и послепегматитовые
трещины), то в форме растягивающих усилий (пегматиты). Непосредст-
венным продолжением субширотного разлома в пегматитовом поле,
вероятно, следует считать участок крупноглыбового дробления гранитои-
дов и ветвления пегматитов с ложными якобы многократными пересече-
ниями последних на южном склоне Белон горы (рис. 33). Этот участок
Рпс. 33. Ложное пересечение пегматитов
в районе Белон горы
1 — кварц; 2 — аплитовидный гранит; з — пегматит;
4 — биотптовый гранит; 5 — наносы
является осевым по отношению
к отмеченной продольной зо-
нальности по длине крупных
жил редкометальных пегмати-
тов.
Асубулакское пегматитовое
поле
Пегматитовое поле (рис. 34)
является составной частью цен-
тральной пегмагитоносной по-
лосы и занимает срединное
положение в рассматриваемом
районе Калбы (см. рис. 24).
Кроме того, поле характери-
зуется тем, что расположено
среди гранитоидов прикровле-
вой части Калба-Нарымского
плутона, как бы в перемычке
между двумя депрессионнымп
останцами метаморфических по-
род — Нальчикским и Огнев-
скпм. Наконец, поле макси-
мально приближено к круп-
ным дополнительным интру-
зивам двуслюдяных гранитов центральной полосы рассматриваемого
района. Общая конфигурация его близка к радиальной, хотя оно и вытя-
нуто в широтном направлении.
Двуслюдяные (пегматитоносные) граниты слагают крупное пласто-
образное тело Плачгоры, сложный шток с шиловидными апофизами у слия-
ния рек Чальче, Лобаксая и Унгурсая и многочисленные мелкие интру-
зивные залежи и жилы. Наиболее сложной (паукообразной и пр.) формой
обладают тела двуслюдяных гранитов на участках дробления (Кармен-
Куус, Верх. Джилке и др.) вмещающих гранитоидов, по существу, цемен-
тирующие гигантскую эруптивную брекчию последних (рис. 35). Участки
дробления, по-видимому, возникли при взаимодействии северо-западной
и субширотной систем крутых разломов и трещин, к тому же осложненном
пологими нарушениями в прикровлевой части гранитоидного плутона.
На выходе северо-западной системы трещин из гранитоидов в депрессион-
ные погружения метаморфических сланцев кровли (Кызылкезень) двуслю-
дяные граниты приспособились к мелким складкам и образовали факоли-
тообразные согласные залежи и жилы (рис. 36). Главным образом среди
вмещающих гранитоидов значительные интервалы жильных апофиз дву-
слюдяных гранитов сложены пегматитами. В более крупных телах гра-
нитов обычны фациальные шлиры, линзочки и многослойные (ритмично-
зональные) обособления пегматитов с шерлом.
90
Соотношения между двуслюдяными гранитами, включая их жильные
и пегматитовые аналоги, и собственно жильными гранитами и пегмати-
тами неоднозначны и, с общепринятых позиций, противоречивы. С одной
стороны, в жильном поле представлены все фациальные петрографические
разновидности гранитов и пегматитов, присущие крупным дополнитель-
ным интрузивам. С другой — в южной краевой части Плачгоринского
дополнительного интрузива отмечаются немногочисленные секущие тела

Рис. 34. Геологическая схема Асубулакского пегматитового поля. По материалам
В. А. Филиппова
1 — кварцевые жилы; 2 — существенно альбитовые пегматиты; 5— дифференцированные микроклин-
альбитовые пегматиты; 4 — пегматиты и гранит-пегматиты; 5 — пегматитоносные двуслюдяные
граниты фазы дополнительных интрузий; в — граниты (а) и насыщенные ксенолитами контамини-
рованные гранитоиды прикровлевых участков Калба-Нарымского плутона (б); 7 — метаморфиче-
ские сланцы и песчаники такырской свиты; s — разломы; у — границы зон пегматитового поля (по
А. И. Леонтьеву)
пегматитов наряду с фациальными. Более определенный разрыв между
этапами формирования двуслюдяных гранитов и пегматитов (гранит-пег-
матитов) отмечается на западном продолжении поля, на участке Кызыл-
кезень. По отношению к первому из этих этапов второй характеризовался
изменившимся типом деформаций — параллелизмом, множественностью
и линейной вытянутостью проводящих трещин и их дискордантными пере-
сечениями морфологически более сложных, приспособившихся к склад-
чатости мелких дополнительных интрузивов (см. рис. 36).
Наиболее дифференцированные редкометальные пегматиты микро-
клин-альбитового и альбитового состава выделяются в позднюю группу
(генерацию) жильных инъекций (рис. 37) и отмечаются лишь локально,
91
Рпс. 35. Участок гигантской эруп-
тивной брекчии гранитоидов, сцемен-
тированной двуслюдяными гранитами,
и концентрическое расположение пег-
матитовых жил (Асубулакское пегмати-
товое поле, по материалам В. А. Фи-
липпова)
I — пегматиты и гранит-пегматиты; 2 — дву-
слюдяной гранит; 3 — гранитоиды
Рис. 36. Взаимоотношения
двуслюдяных гранитов п пег-
матитов (Кызыл-Кезень)
1 — пегматит; 2 — гранит; 3 — ме-
таморфические сланцы
Рис. 37. Пересечение альбитовым пегматитом
микроклинового пегматита
1 — альбитовый пегматит; 2 — микроклиновый пег-
матит; 3 — гранитоиды
в широком полукольце вокруг Чальчинского штока двуслюдяных гра-
нитов. Тем самым основная масса жил пегматитов и гранитов поля, ве-
роятно, относится к ранней генерации, а немногочисленные альбитовые
пегматиты являются следствием аномально шедшей дифференциации
исходного вещества. Участки такой предполагаемой аномалии контроли-
ровались серией разрывов, которые по отношению к Чальчинскому штоку
могут трактоваться как радиальные, а по отношению к пегматитолокали-
зующему широтному Асубулакскому разлому — как оперяющие. В отли-
чие от дифференцированных пегматитов существенно альбитового состава
более многочисленные простые микроклиновые пегматиты залегают со-
гласно с тем же разломом и с продольными к нему жиловидными апофи-
зами штока.
Преобладающие в поле простые пегматиты, аплит-пегматиты и гра-
ниты образуют единутЛ систему субширотных жил с однообразным паде-
нием к югу под углом 40—05 . Зональность в строении поля определяется
главным образом тем. что от Плачгоринского интрузива к югу при пере-
ходе к более высоким ярусам пегматитов, последовательно усложняется
внутреннее строение редкометальных пегматитов и меняется их состав
по зонам: а) микроклиновые и микроклпн-альбитовые пегматиты усту-
пают место; б) микроклин-альбитовым с акцессорным сподуменом, затем
в) альбитовым и альбитовым с акцессорным сподуменом и, наконец,
г) кассптерит-кварцевым жилам. Ширина поля вкрест простирания от 4
до 7 км. Чальчинский шток является сателлитом Плачгоринского интру-
зива: возникшая вокруг него система концентрических зон как бы вписы-
вается в систему более крупных линепновытянутых зон (показана стрел-
ками на рис. 8) н несколько искажает ее. Наиболее удаленная от интру-
зива и локально проявленная зона касситерит-кварцевых жил может
рассматриваться и как собственная внешняя зона Чальчинского штока.
Огневское пегматитовое поле
Рассматриваемое пегматитовое поле представляет собой систему полого-
залегающих относительно высокодифференцированных пегматитовых жил
микроклин-альбитового и альбитового состава в крайнем северо-западном
выступе Калба-Нарымского плутона (см. рис. 8). Существенной особен-
ностью геологического положения рудного поля является его непосред-
ственная близость к Иртышской шовной горст-антиклинали и связанной
с нею зоне смятия. Эта особенность отразилась на господствующем линей-
ном характере метаморфической сланцеватости осадочных пород, на пре-
обладающей жильной или сильно вытянутой форме залегания среднегер-
цпнскпх гранитов и пегматитоносных гранитов и на характере метамор-
физма, предшествовавшего пегматитообразованию.
Мелкозернистые двуслюдяные граниты, слагающие мелкие штоки
и жилы в пределах рудного поля (аналоги дополнительных интрузивов),
характеризуются большим или меньшим развитием сингенетичных пегма-
титов (рис. 38). Существенно микроклиновые, нередко биотитсодержащие
безрудные гранит-пегматиты наблюдаются, кроме того, в апофизах што-
ков. обычно крутопадающих, залечивающих продольные осевые разрывы
складок в породах такырской свиты или боковые оперения этих разрывов.
С мелкозернистыми двуслюдяными гранитами генетически связаны и ред-
кометальные пегматиты данного поля.
К структурным элементам, обусловившим наблюдаемое распределение
редкометальных пегматитов, относятся зоны разрывов и рассланцевания
93
в метаморфических породах и примыкающие к этим зонам с юга системы
пологих трещин северо-восточного простирания в гранитоидах. Круто-
падающие разрывы почти полностью залечены мелкозернистыми дву-
слюдяными гранитами (четкообразные жилы, мелкие факолиты и трещин-
ные интрузии протяженностью до 2,5 км), причем граниты, как правило,
Рис. 38. Взаимоотношения двуслюдяных гранитов и пегматитов (Огневское поле).
Глазомерный план
1 — кварцевые жилы; 2 — пегматиты: альбитовые (л) и микроклиновые (б); з — альбититовые
(а) и пегматоидные (б) участки в двуслюдяных гранитах; 4 — двуслюдяные граниты (дополнитель-
ная интрузия); 5 — вмещающие гранитоиды; 6 — метаморфические сланцы
не затронуты катаклазом. Гремяченско-Киинская тектоническая зона,
ограничивающая пегматитовое поле с юга, в значительном интервале
следует по гранитоидам или непосредственно вдоль их южного контакта.
Тела мелкозернистых двуслюдяных гранитов вытянуты вдоль этой зоны,
к югу от нее сочленяясь с еще более крупными пластообразными телами
сходных гранитов в бассейне ключей Варначьего, Тульского и др. С зоной
в пространстве совпадает весьма насыщенная полоса мощных круто-
падающих слабо дифференцированных микроклиновых пегматитов
(рч. Ешкульмес), подвергшихся наравне с двуслюдяными гранитами интен-
94
сивному катаклазу. К северу от зоны крутопадающие пегматиты без ка-
ких-либо видимых пересечении сменяются пологопадающими, но также
безрудными пегматитами сходного состава и структуры. По мере движе-
ния на север и соответственно при переходе к более высоким ярусам еди-
ной системы пологоволнистых субпараллельных трещин в гранитоидах
характер пегматитового заполнения заметно меняется. Начиная от участка
Жаты-Сары сначала отдельные интервалы пегматитов, а затем и целые
жилы характеризуются существенно альбитовым составом и содержат
редкомегальное оруденение.
Пологие трещины северо-восточного простирания, по-видимому, отра-
жающие характер внутренней тектоники Жатысаринского участка мас-
сива, в северной части рудного поля переходят из гранитоидов в мета-
морфические породы, но быстро затухают там на расстоянии 5U0—8UU м
от контакта. Именно к этому интервалу и, с другой стороны, к определен-
ному гипсометрическому уровню («ярусу») приурочены все наиболее диф-
ференцированные пегматиты. Они находятся как бы между двумя высту-
пами гранитоидов, в полосе, продолжающей линию генерального напра-
вления контакта массива. В «мысу» сланцев, глубоко вдающемся здесь
в массив, вероятно, удачно сочетались, с одной стороны, пластические
свойства сланцеватых осадочных пород, с другой — влияние жесткой
тектоники интрузива и конкретные пегматитоподводящие трещины. Сум-
мируя сказанное, можно заключить, что редкометальные и безрудные
пегматиты поля были сформированы одновременно и в одной и гой же
системе трещин; однако при этом первые находились в чрезвычайных
условиях, определяемых быстрым динамическим переходом фронта пегма-
тигообразования из гранитоидов в резко отличную, значительно менее
компетентную сланцевую среду. В местах быстрого затухания трещин
происходила наиболее контрастная дифференциация вещества пегмати-
тов, чем можно объяснить наблюдаемую зональность соответствующего
участка поля, не привязанную к каким-либо видимым на дневной поверх-
ности интрузивным центрам.
Обращает на себя внимание положение редкометальных пегматитов,
как бы замкнутых внутри своеобразного «бассейна», огороженного мел-
кими интрузиями двуслюдяных гранитов. По-видимому, именно это обстоя-
тельство позволило 10. А. Садовскому (1960) говорить о барьерной или
экранирующей роли схизолитовых жильных серий по отношению к пег-
ма гитам.
95
ГЛАВА III
СТРОЕНИЕ ФОРМАЦИИ И ПОЗИЦИЯ
РЕДКОМЕТАЛЬНОГО ОРУДЕНЕНИЯ
НЕКОТОРЫЕ ПРИНЦИПЫ ФОРМАЦИОННОГО
АНАЛИЗА ГРАНИТОИДОВ
Метод анализа строения магматических формаций до настоящего вре-
мени не был разработан и может опереться лишь на известные положения
формационного метода, разработанного Н. С. Шатским и его школой
(Херасков, 1952, 1965) в тектонике. Задача зтого метода — всестороннее
и независимое описание строения формации главным образом через вы-
деление неофициальных зон и зональных серин разных порядков в гра-
ницах ее ареала, с целью найти геологические «координаты» продуктив-
ных или перспективных изверженных пород. На практике метод связан
с мелко- и среднемасштабным прогнозированием, уже несколько лет
разрабатываемым в ИМГРЭ.
Изучение макроструктуры или крупноплощадной зональности об-
ширных сообществ одновозрастных интрузивов (Леонтьев, 1963, 1965;
Кен, 1964; Груза, 1967) вызвано потребностями металлогенического ана-
лиза рудных поясов и провинции. В частности, это относится к специфи-
ческим объектам редкомегальноп металлогении — средне-малоглубинным
собственно гранитовым формациям обычно трехфазного строения, разви-
тым на больших площадях и наложенным на разнородные элементы тек-
тонической структуры орогенных (как эпигеосинклинальных, гак и авто-
номных) областей Казахстана, Алтая, Тянь-Шаня, Памира, Восточного
Забайкалья, Наньлиня и Юннаня. С ними связаны собственно редкоме-
тальные рудные пояса, расчленяющиеся в некоторых случаях на зоны
с оруденением разных генетических типов или разных элементных ассо-
циации. Идентификация по возрасту этих формации и оруденения в смеж-
ных тектонических зонах или блоках на основании прямых геологиче-
ских данных обычно затруднена и требует применения косвенных анали-
тических методов.
Формационный парагенетическип метод призван быть средством объек-
тивного исследования связей между магматизмом, тектоникой и рудообра-
зованием. По определению Н. П. Хераскова (1952). «формациями назы-
ваются естественные ассоциации горных пород и связанных с ними мине-
ральных образований, отдельные члены которых ... в результате
парагенетических отношений тесно связаны друг с другом как в простран-
ственном, так и в возрастном отношении (переслаивание и другие виды
чередования, некоторые направленные ряды). «Конкретные формации
96
Н. П. Херасков особо отделял от абстрактных. В этом сказалось его кон-
кретное мышление, не упускавшее того обстоятельства, что в каждом
новом регионе исторически преходящее или узко местное понятие ком-
плекса, свиты и нр. еще должно быть осознано как формация или часть
формации. Уже после этого мы восходим к абстракции, строим аналогии
и формулируем понятие формационного типа или абстрактной формации.
Характерно, что Н. П. Херасков, хотя и связывает формацию с тек-
тонической структурой, все же не вводит в определение формации каких-
либо примысленных идей о ее генезисе, не постулирует ее прикреплен-
ность к определенной тектонической обстановке и основывается только
на сосуществовании пород и их отношении друг к другу.
Под конкретной интрузивной формацией далее понимается совокуп-
ность однотипных близко одновозрастных плугонов и их жильных, в том
числе рудных, полей. Однотипными признаются плутоны с подобными
(изоморфными) возрастными и фациальными рядами и с близкими по со-
ставу гомологичными членами этих рядов. Минимальные требования,
которым, по представлению автора, должна удовлетворять конкретная
интрузивная формация. — фациальная совместимость основной массы
ее продуктов, принципиально особая структурная характеристика ее
ареала и лишь частичное совмещение последнего с ареалами других фор-
мации. По Ю. А. Кузнецову (1964), содержание формации определяется
в основном исходным веществом, а содержание ее крупных составных ча-
стей — фаций — условиями образования геологических тел.
Конкретная формация в общем случае структурна, т. е. представляет
собой многофазную и многофациальную постройку, в которой могут быть
выделены осевая (центральная) и периферические (апикальные, фланго-
вые) зоны. Метод анализа основывается на допущении, что формация
уже при своем рождении анизотропна — в местах ее выклинивания
продукты ее иные, чем в осевой части ее ареала — и что анизотропия эта
связана с неодинаковым развитием магмапроводящей функции у испы-
тавших активизацию главных осевых разрывов и оперяющих их трещин,
но все же главным образом вытекает из анизотропии глубинного строе-
ния тех блоков земной коры, в которых распространился (наложился)
соответствующий импульс трещинообразования.
Одновременно учитывается различие между анизотропией упорядо-
ченной, обусловленной естественным «выклиниванием» или погружением
формации от центральных частей ареала к его краям, и анизотропией
случайной, вызванной локальными особенностями геолого-структурной
обстановки. Предполагается, что ареал формации (в частности, прпир-
тышский) в общем случае сопоставим с гребневидным выступом «магмато-
генной короны» (термин Поспелова, 1961) в случайном денудационном
срезе, благодаря чему следует ожидать, что он построен симметрично
в обоих крыльях. Местные искажения и осложнения естественной сим-
метрии расшифровываются как результат скрещения (термин Хераскова,
1958) различных геологических факторов — формационного, структур-
ного и тектонического, одновременно влиявших на ход становления ин-
трузивов.
Построение рядов, обозначающих направленное изменение любых
свойств объектов или самих объектов, служит главным приемом анализа.
Учитывая прерывный характер интрузивной формации, направленное
изменение ее свойств в латеральном и вертикальном направлениях, можно
подтвердить лишь сочетанием нескольких сопряженных между собой
признаков. По характерным сечениям через магматический ареал подлежат
7 Леонтьев А. Но
97
оценке: а) полнота возрастных рядов интрузивов и относительное
значение интрузивных фаз; б) фациальные ряды и градиенты фациальных
переходов; в) валовый состав гомологичных членов каждого ряда, их
морфология, геохимические характеристики, характер обмена со средой
и пр. Фациальные ряды устанавливаются прежде всего для каждой ин-
трузивной фазы, затем для отдельно взятого сложного (сформированного
в несколько фаз) интрузива, и, наконец, для крупных подразделений
формации, условно рассматриваемой как целостное трехмерное тело
(четырехмерное, при учете временного измерения). В результате может
быть установлена корреляция и соподчиненность между элементами
строения рудных площадей (рудными зонами рудных полей, узлов, рай-
онов, поясов) и другими соизмеримыми элементами интрузивной формации
(фациальные подразделения интрузивов и интрузивных узлов). Кроме
того, могут быть намечены устойчивые парагенезы признаков, характери-
зующих интрузивные фазы плутонов с тем или иным сопутствующим ору-
денением.
Устанавливаемые таким путем эмпирические частные парагенетиче-
ские ряды получают генетическое истолкование лишь в тех случаях,
когда они обнаруживают повторяемость (воспроизводимость) или
являются непрерывными. Связи между членами одного ряда или между
рядами квалифицируются в относительной шкале как более сильные
и более слабые, с указанием специфики этих связей. Подобие, пли изо-
морфность, возрастных рядов разных массивов расценивается как ука-
зание на возможную между ними связь, но эта связь признается суще-
ствующей только на более высоком уровне анализа, рассматривающего
эти ряды как части более крупного множества. При сопоставлении изо-
морфных рядов, объединяющих те или иные элементы строения форма-
ции, обнаруживается иерархия генетических и парагенетическпх связей.
ВОЗРАСТНОЙ РЯД ФОРМАЦИИ
Возрастной ряд редкометаллоносных гранитов Алтая и Калба-Нарыма
показан на рис. 39. Он представляет собой более или менее однообразную
последовательность гранитов главной фазы внедрения, дополнительной
и жильной фаз *. Эта последовательность в некоторых интрузивах услож-
няется за счет увеличения числа генераций дополнительных интрузии
(до двух) и жильных (до 12), при сохранении в них общераспространенных
стандартных членов.
В качестве провинциальной особенности редкометаллоносных грани-
тов Прииртышья отметим отсутствие в связи с ними так называемых даек
второго этапа (Полквой, 1951; Коптев-Дворников. 1952), большой сум-
марный объем жильного вещества, перемещенного за пределы материн-
ских массивов, и тесную перемежаемость во времени магматических
и гидротермальных жил.
Выше, при описании опорных интрузивов (см. главу II) были охарак-
теризованы в основном все заслуживающие внимания варианты возраст-
ного ряда. Здесь представляется необходимым сначала обсудить прин-
ципиальную сторону отношений между родоначальными и более позд-
ними гранитами. Рассмотренные примеры показывают, что из магматнче-
* Фазы внедрения п их мелкие подразделения — генерации — характеризуют
временную последовательность отдельных магматических инъекций в доступном изу-
чению срезе интрузива.
98
ских внедрении позднегерцинского этапа главным по значению был на-
чальный акт, в течение которого из глубин по небольшому числу каналов
были выведены наиболее крупные массы гранитового вещества с весьма
однородным распределением компонентов и устойчивой калиевой специ-
фикой .
Поздние представители позднегерцинских гранитов могут быть рас-
ценены как продукты последовательной однонаправленной двух-трехсту-
пенной дифференциации: объем вещества каждого последующего члена
этого ряда минимум на два порядка меньше объема предшествующего.
В этом смысле двуслюдяные лейкократовые граниты в топ же мере
являются «дополнительными» к крупным массивам биотитовых гранитов,
как гранит-пегматиты и пегматиты к двуслюдяным гранитам.
Геологическая позиция дополнительных интрузивов определяется
следующим:
а) их масса обычно составляет небольшую долю материнского интру-
зива, и эта доля увеличивается в мобильных элементах тектонической
структуры;
б) состав их, очевидно, кислее и ближе к эвтектоидному; в них прак-
тически отсутствуют ксенолиты вмещающих пород;
в) по своему залеганию они целиком подчинены материнскому плутону,
образуя обычно в его вертикальном разрезе одну или несколько пласто-
образных залежей, которые в плане, как правило, вписываются в его контур;
г) дополнительные интрузивы сосредоточены в отдельных интервалах
интрузивной колонны — главным образом вблизи границ структурных
ярусов; в отдельных случаях наблюдаются переходные соотношения их
корневых частей с гранитами материнского массива;
д) в ряде случаев дополнительные интрузивы выходят далеко за
пределы материнского массива, но почти никогда не могут рассматри-
ваться как вполне автономные образования.
С указанными особенностями лучше всего согласуется представление
о неглубоком зарождении дополнительных интрузий вследствие дифферен-
циации родоначального расплава на пути его продвижения кверху. Менее
вероятны повторные глубинные инъекции из гипотетического очага. От-
сюда следует весьма важный вывод о том. чго повторяющийся в десятках
интрузивов возрастной ряд гранитов является, по существу, дифферен-
циационным рядом, вероятно, вообще свойственным данному типу магм,
и не может служить доказательством того, что данная формация возникла
в результате многократных синхроничных внедрений на всей территории
Прииртышья.
В том же плане жильные граниты, пегматиты и кварцевые жилы
пространственно тяготеют к дополнительным интрузивам и по сумме
имеющихся данных являются их дифференциатамп. Среди гранитов, име-
ющих жильное залегание, не всегда могут быть разделены между собой
жильные аналоги дополнительных интрузий и граниты жильной фазы,
в данном случайном эрозионном срезе пересекающие дополнительный
интрузив. Те и другие, вероятно, являются отщепленными дифференциа-
тамн или отпрысками недифференцированного расплава, находившегося
в более крупных дополнительных интрузиях более низких этажей. Так
можно объяснить случаи большего или меныпего приближения жильных
гранитов к гранитам предшествовавшей фазы по их минеральному и хими-
ческому составу.
Благодаря отмеченному сходству на практике могут возникать
терминологические споры о том, считать ли интрузив жильным или
7*
99

дополнительным. Например, в Белокурихинском масс иве (см.
главу II) лейкократовые граниты образуют, по существу,
жильные поля, и только наличие среди них небольшого числа
достаточно крупных (до 7 X 3,5 км) интрузивов позволяет
отнести их в целом к категории дополнительных. В Казан-
динском массиве (см. район Северо-Западного Алтая)
пластообразные залежи лейкократовых гранитов расцени-
вались изучавшими их геологами как жильные, но в си-
стеме более широких сопоставлений на первый план высту-
пает их идентичность белокурихинским дополнительным
интрузивам. Вероятно, нужно признать существующую
условность в разграничении поздних дериватов гранитных
плутонов на дополнительные и жильные. Границы между
ними не только в исключительных случаях, но и в прин-
ципе нечеткие. Очевидно, в настоящее время не могут быть
указаны абсолютные отличия тех и других, и все дело
сводится к весьма относительной разнице между ними в ве-
личине тел и в их функциональной роли. Тем не менее в изу-
ченных трехчленных интрузивных комплексах выделение
дополнительных интрузивов полностью оправдывается прак-
тикой. Размеры тел, сложенных дожильными лейкократо-
выми гранитами, во многих случаях достаточно велики,
а их особая роль в распределении рудных жильных полей
и самого оруденения бесспорна.
Остановимся на некоторых отклонениях от нормальной
возрастной схемы формации.
Единичные особые случаи формирования в составе
жильной серии поздних даек гранит-порфиров, порфиро-
брекчий и полностью окварцованных микрогранитов (см.
Калгутинский массив), по-видимому, следует истолковать
в том смысле, что местное усложнение (наращивание) воз-
растного ряда формации сопряжено с переходом ее в менее
глубинные условия застывания. Или, другими словами,
гранитовая магма реагировала на относительное пониже-
ние условий глубинности при своем внедрении не непо-
средственным образованием гранит-порфировой фации
в составе продуктов главной или дополнительной фаз,
а путем перехода к тем же гранит-порфирам через серию
пульсаций, т. е. дифференцировалась видимым для нас
образом не столько в пространстве, сколько во времени.
В связи с этим возможно осторожное сравнение Калгу-
тпнского интрузива с (недоразвитым в данном случае)
вулкано-плутоном, крупно раскристаллизованные централь-
ные интрузивные тела которого могут, как известно, нахо-
диться в парагенезисе с порфировыми экструзиями, будучи
связаны с ними в единый сложный возрастной ряд.
Необычно сложным выглядит строение и, в частности,
возрастной ряд Колыванского массива (см. рис. 1 и 4)
в обрисовке Г. Н. Аношина и В. В. Потапьева (1965):
I фаза — среднезернистые биотитовые граниты с отходящей
от них мощной апофизой лейкократовых гранитов и гранит-
порфиров; II фаза — обычные для формации крупно-
зернистые порфировидные биотитовые граниты, но также
101
переходящие в эндоконтакте в гранит-порфиры (?); III фаза — среднезер-
нистые до мелкозернистых биотитовые и лейкократовые граниты; IV фаза —
дайки и штоки биотитовых гранитов, гранит-порфиров и аплитов. Наи-
более существенным фактом является наличие необычной ранней интру-
зивной фазы, которая предшествовала главной фазе. Необходимо под-
черкнуть достаточно большое сходство гранитов I фазы с гранитами
ранних дополнительных интрузивов (Белокурихинский и Верхнебух-
тарминский массивы). Общим для них является лейкократовый состав,
порфировидная структура, наличие в краевой фации мелкозернистых
пород, перемежающихся пегматоидами, микроклинптами и альбититами,
а также их рудоносность (W, Мо). Исходя из принятой нами трактовки
дополнительных интрузивов как магматических дифференцпатов родона-
чальной магмы, субсинхроничных ей по времени кристаллизации,
можно допустить в особых случаях их опережающее становление и после-
дующее взламывание на границе с материнским расплавом. Реально это
могло произойти в результате быстрого сброса летучих через крупную
меридиональную трещину во вмещающих древних гранитопдах. В прин-
ципе этот механизм признают и Г. Н. Аношин с В. В. Потапьевым. кото-
рые, впрочем, придают ему излишне универсальное значение.
Отмеченные отклонения от обычного простого возрастного ряда, как
и изменения свойств гранитов отдельных интрузивных фаз, с одной
стороны, являются объективным показателем особых тектонических усло-
вий, в которых происходило формирование некоторой части интрузивов.
С другой — специфика редкометального оруденения несомненно в боль-
шой степени определялась той или иной формой развития интрузивного
процесса или, в интересующем нас разрезе, большей или меньшей полно-
той возрастного ряда.
Возрастные отношения внутри жильной серии как особо изменчивая
характеристика будут рассмотрены в связи с положением оруденения
в возрастном ряду пород и в связи с проблемой фациальных рядов фор-
мации и зональности рудных полей.
ИЗМЕНЕНИЕ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА ГРАНИТОВ
В ВОЗРАСТНОМ РЯДУ ФОРМАЦИИ
Минеральный и химический состав. Норфировидные биотитовые гра-
ниты главной интрузивной фазы характеризуются наиболее устойчивыми
соотношениями породообразующих минералов, их обликом и составом.
Фации эндоконтактов свойственны лишь незначительное понижение со-
держания калиевого полевого шпата, кварца и позднего плагиоклаза,
повышение содержания раннего плагиоклаза и биотита.
Лейкократовые граниты фазы дополнительных интрузий значительно
более изменчивы по минеральному составу. В зависимости от условий фор-
мирования гранитов в составе плагиоклазов преобладает пли ранний
(домикроклиновый) олигоклаз (редко), или поздний (послемикроклпно-
вый) альбит-олигоклаз. Содержание преобладающей поздней разновид-
ности плагиоклаза имеет тенденцию возрастать от центра к краям интру-
зива и от «внутренних» (внутри материнского плутона) к «внешним» телам.
По мере приближения к верхнему контакту интрузива происходит смена
биотитовых парагенезисов мусковитовыми. В результате относительного
сдвига минерального состава лейкократовых гранитов в сторону позд-
них, менее высокотемпературных минералов заметно усиливается роль
реакционных и метасоматических структур.
102
шеелита, тантало-ниобатов и окислов титана. Большая часть акцессорных
минералов концентрируется в биотите и в поздней мелкозернистой мине-
ральной ассоциации. Массивы Юго-Восточного Горного Алтая отличает
Рис. 40. Вариационные диаграммы хи-
мического состава позднегерцинских
гранитов Алтая
1 — вариационные кривые усредненных со-
держаний химических окислов в гранитах;
2 — поля разброса частных значений. I —
биотитовые граниты главной интрузивной!
фазы; II — лейкократовые граниты фазы до-
полнительных интрузий; III — жильные лей-
кократовые граниты, пегматиты и гранит-
порфпры
повышенное содержание ильменита и ильменорутила, Тигирекскип
массив — аномально высокая примесь магнетита. Местной особенностью
массивов приводораздельной части Монгольского Алтая является снсте-
104
матическое распространение на их эродированной поверхности минералов
висмута и самородного золота.
Наиболее характерная черта лейкократовых гранитов дополнитель-
ной фазы — контрастные колебания в содержаниях ильменита (до 100 раз),
циркона, монацита, граната. Магнетита меньше в 1,5—2 раза по сравне-
нию с гранитами главной фазы; заметно относительное понижение содер-
жаний ксенотима, циркона, сфена, рутила и, наоборот, повышение содер-
жаний флюорита, пирита, молибденита, шеелита, висмутина и тантало-
ниобатов, появление малораспространенных гидрофосфатов и фторкарбо-
натов редких земель.
Различия между породами, слагающими дополнительные интрузивы,
сводятся к следующему. В ранних микрогранитах увеличено содержание
поздних минералов — вольфрамита, пирита и в некоторых случаях колум-
бита, висмутита. В поздних лейкократовых гранитах несколько увеличи-
вается содержание шеелита, особенно в пегматоидных оторочках интру-
зивного тела. Более или менее одинаково распространены апатит и гра-
нат. Состав акцессорной группы в фациальных пегматитах дополнитель-
ных интрузивов смещается в сторону преобладания поздних, в том числе
редкометальных, минералов. Повсеместно встречаются тантало-ниобаты.
Особенно показательны пегматиты Белокурихинского массива, в которых
установлены колумбит, поликраз, висмутин, молибденит, халькопирит,
ковеллин, флюорит.
В жильных породах еще более снижается общее содержание обыч-
ных акцессорных минералов гранитов и увеличивается роль поздних,
рудных и пр. минералов. Показательны колумбит, эвксенит, поликраз,
висмутин, молибденит, флюорит, гранат, минералы урана. На составе
акцессориев жильных гранитов и аплитов иногда отражается какая-либо
из общих для материнского интрузива черт — в Тигирекском массиве
высокое содержание магнетита, в массивах Талицкого плутона содержа-
ние эвксенита и флюорита, в Калгутинском массиве развитие минералов
тантала, ниобия, редких земель.
Редкие элементы-примеси, калии и натрий. Средние для всей форма-
ции значения содержаний редких элементов-примесей, калия и натрия
(табл. 4) указывают на повышенный в 1,1—1,6 раза геохимический фон
рубидия, лития, цезия, бериллия, олова, ниобия и тантала по отношению
как к кларковым содержаниям этих элементов (табл. 5), так и в особен-
ности к содержаниям их в более древних гранитоидах Алтая и Кал ба -
Нарыма (табл. 6).
Одновременно фиксируется калиевая специфика всех подразделений
формации и однонаправленное изменение содержаний калия, рубидия,
бериллия, олова, тантала и калий-рубидиевого отношения в возрастном
ряду.
При рассмотрении результатов анализирования тех же элементов
отдельно для интрузивных массивов Алтая и Калба-Нарыма (табл. 7, 8)
эта направленность подтверждается для калия, бериллия, олова, калий-
натриевого и калий-рубидиевого отношений. Характер относительного
накопления других элементов неодинаков в обеих частях региона. При
этом намечаются три следующие разные ситуации: а) максимальное со-
держание элемента — в гранитах главной фазы; б) то же — в гранитах
дополнительной фазы; в) то же — в жильной фазе. Эта массовая статисти-
ческая закономерность интересна тем, что противоречит привычному
стереотипу («редкие элементы накапливаются к концу интрузивного про-
цесса») п заставляет предположить, что фронт геохимического обогащения
105
Таблица 4
Средние по формации содержания элементов-примесей
в позднегерцинских редкометаллоносных гранитах Прииртышья
(К и Na в %, прочие в г/т, в скобках количество проб)
Компоненты Главная фаза Дополни- тельная фаза Жильная фаза
только граниты включая поздние гранит-порфиры
к 3,87 (45) 3,68(56) 3,37 (39) 3,39 (51)
Na 2,67 (39) 2,98 (46) 2.63 (33) 2,59 (44)
Rb 227(51) 290 (69) 290 (44) 310 (54)
Li 84 (48) 78 (64) 91 (43) 156(56)
Cs 25(31) 59 (48) 42 (32) 49 (35)
Be 4,7(110) 6,2(128) 7,1 (113) 10,1 (131)
Sn 11,8(13) 17,3(21) 19 (16) —-
Mo 6,5(13) 5,5(21) 8,4 (16) —-
Ta2O5 7,6(21) 6(48) 5,7 (25) 9,4(31)
Nb2O5 17,6(21) 31 (48) 21(25) 28,5(31)
K/Na 1,45 1,23 1,28 1,31
K/Rb 170 127 116 109
Таблица 5
Кларки лития, рубидия, цезия, бериллия
(В %)
Породы Исследователь Литий Рубидий Цезий Бериллий
Граниты мира Э. Л. Хорстман 0,0040 0,0170 0,0006 —
Граниты, гранодиориты А. П. Виногра- дов 0,00055 0,0200 0,0005 0,00055
Граниты СССР Л. И. Сажина 0,0250
Таблица 6
Содержание элементов-примесей в некоторых гранитоидах
послеэйфельского и послевизейского возраста
(К и Na в %, прочие в г]т, в скобках количество проб)
Компоненты Граниты и щелочные граниты С.-З. Алтая Гранитоиды Амелихинского и Чингильского массивов О гнейсованные гранитоиды Монгольского Алтая Гранитоиды Калба-Нарым- ского плутона
главная фаза жильная фаза
к 2,81 (5) 2,83 (4) 1,53(6) 3,45(6) 1,11(4)
Na 3,43 (2) 2,33 (3) 2,91 (4) 2,56(6) 3,21 (3)
Rb 82(5) 117(4) 82(6) 174(9) 80(4)
Li 27(2) 19(3) 42(6) 143(9) 158(4)
Cs —- -— 35(3) 27(9) 50(1)
Be 2,4(4) —- 2,4(8) 41(8) 1,9(9)
K/Na 0,84 1,21 0,52 1,34 0,34
K/Rb 355 241 187 198 139
106
Таблица 7
Сравнение средних содержаний элементов-примесей в позднегерцинских гранитах
Алтая и Калба-Нарыма
(К и Na в %, прочие в г/m, в скобках количество проб)
Компоненты Горный и Монгольский Алтай Ка лба-Н арым
главная фаза дополни- тельная фаза жильная фаза главная фаза дополни- тельная фаза жпльная фаза
граниты поздние гранит- порфиры, микро- граниты
к 3,69 (31) 3,67 (35) 3,34 (28) 3,45 (12) 4,25 (14) 3,71 (21) 3,46(11)
Na 2,60 (26) 2,74 (26) 2,65 (23) 2,65(11) 2,82 (13) 3,31 (20) 3,39 (10)
Rb 220(31) 353(37) 295(29) 482(10) 237(20) 214(32) 279(15)
Li 68 (28) 84 (32) 79 (28) 368(13) 106(20) 72(32) 114(15)
Cs 24(13) 68(16) 41 (22) 126(3) 26 (18) 58 (30) 43(10)
Be 4 1 (77) 4,8 (69) 6(61) 28.9 (18) 6,1 (33) 7.9 (59) 8,4(52)
Sn 7,3 (7) 13,3 (16) 20,7(10) — 17(6) 30(5) 16(6)
Mo 7(7) 5(16) 11(10) — 6(6) 6,6 (5) 4(6)
Ta2O 10(9) 7,6(18) 5,6(12) 25(6) 5,8(12) 8,8 (30) 5,8(13)
Nb2O6 21 (9) 33,3 (18) 23,3(12) 60(6) 15(12) 30 (30) 19(13)
К /Na 1,4 1,3 1,26 1,3 1.5 1.1 1.02
K/Rb 168 104 113 71 180 173 124
Nb2O6:Ta2(J5 2,1 4,4 4,1 2,4 2,6 3,4 3.3
Таблица 8
Содержание элементов-примесей
в позднегерцинских гранитах Калбы (111 а вл о, 1958)
Элементы Главная фаза (14 проб) Дополнительная фаза (25 4 пробы) Жильная фаза (226 проб)
W 12 11 19,3
Sn 29 29 19.8
Be 1 3 1
Li 478 66 67,5
в системе родоначальный интрузив — его дериваты может занимать
различное положение.
Перечисленные три типовые ситуации можно расшифровать следу-
ющим образом: а) редкие элементы задерживаются родоначальным рас-
плавом или «расточаются» при обособлении поздних интрузивных фаз;
б) дополнительная интрузия явилась коллектором редких элементов,
не передав их дальше, в жильные отводы; в) налицо итог правильно
шедшей ступенчатой дифференциации расплава, чему не могут противоре-
чить случаи пониженных содержаний редких элементов в гранитах пред-
шествовавшей дополнительной интрузии, составлявшей, как правило,
одну систему с жильными гранитами.
Из таблиц 4, 7, 8 видно, что максимальные содержания редких эле-
ментов особенно часто приходятся на граниты дополнительной фазы.
Интересно остановиться на примере Калгутинского массива, в ко-
тором с обогащенными таким образом дополнительными интрузивами
107
ассоциированы в пространстве не одна, а две последовательные серии
жильных пород.
Калгутинские поздние жильные гранит-порфиры и микрограниты,
«надстраивающие» обычный возрастной ряд жильных лейкократовых гра-
нитов, образуют тесный пространственный и временной парагенез с наи-
более поздними известными в составе формации генерациями редкометаль-
ных гидротермалитов. Эти породы обладают повышенным содержанпем
редких элементов-примесей, превосходящим таковое в более ранних гра-
нитах до четырех раз. Судить о природе этих концентраций и их носите-
лей — гранит-порфиров — помогает то, что в возрастном ряду соответ-
ствующих грейзеноносных массивов Алтая второй по значению максимум
в содержаниях почти всех редких элементов приходится на граниты до-
полнительных интрузивов, а не на ранние жильные граниты. Таким обра-
зом, последовательное накопление редких элементов в этом случае проис-
ходит в ряду главная фаза — дополнительная фаза — поздние жильные
породы, минуя ранние жильные, где наблюдается тенденция к ослаблению
редкометальной нагрузки. Если учесть, что в некоторых случаях (Щепе-
тинский массив) редкометальная минерализация и высокие фоновые содер-
жания редких металлов связаны с ранними жильными гранитами, то это
хорошо согласуется с нашей гипотезой о дополнительной интрузии как
«коллекторе-распределителе» редких элементов и о независимом (из раз-
ных остаточных очагов такого «коллектора») поступлении ранних и позд-
них жильных инъекций во вмещающие породы.
Во всех известных нам случаях рудные пегматиты и гпдротермалиты
являются составной частью той или иной, пространственно выделенной
серии жил или интрузивов гранитного состава. Поэтому можно сказать,
что в этих случаях высокий фон редких элементов в породе и их рудные
концентрации в сопряженных рудных жилах с разных сторон характери-
зуют положение фронта геохимического обогащения в системе родона-
чальная интрузия — ее внутриинтрузивные инъекции (дериваты) — жиль-
ные продукты этих инъекций.
В указанной системе, которую можно сравнить с генеалогическим
древом, нормальное продвижение фронта геохимического обогащения
происходит в направлении от ранних к поздним членам возрастного ряда
и от пород, однородных по составу и структуре (родоначальные граниты
в целом, главная фация дополнительных интрузивов), к породам неодно-
родным (пегматоидным, ритмически зональным, миаролитовым) и химиче-
ски специализированным. Последние, как правило, ассоциируют с апи-
кальными и краевыми участками дополнительных интрузивов, если собст-
венно жильных пород вообще мало, или с удаленными, периферическими
участками жильных полей, с жилами, наиболее разобщенными с их
интрузивным источником, — если жил много.
Как можно заключить из наших материалов, преемственная линия
постепенного накопления элементов-примесей в возрастном ряду грани-
тов иногда пресекается в одной серии жил и усиливается в другой в за-
висимости от их пространственного положения, времени внедрения и дру-
гих не поддающихся учету обстоятельств. В числе возможных причин
такого пресечения следует назвать «внеурочные» (чаще всего с опереже-
нием) тектонические подвижки во время кристаллизации интрузива, приво-
дящие к сбросу летучих компонентов расплава, или наоборот, относительно
полное отсутствие подвижек и перепадов давления внутри интрузива.
С другой стороны, и для максимальной реализации редкометальной
нагрузки расплава в форме рудных концентраций необходимы необыч-
108
ные условия — запаздывающие тектонические подвижки, спосооству-
ющие отторжению «зрелых» отдифференцированных продуктов (Леонтьев,
1963), или достаточно длительное сохранение режима полупроницаемых
контактов кристаллизующегося интрузива с вмещающими породами (см.
Курановский участок).
ПОЛОЖЕНИЕ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ПЕГМАТИТОВ,
ГПДРОТЕРМАЛИТОВ И ГРАНИТОВ В ВОЗРАСТНОМ РЯДУ
ИНТРУЗИВНЫХ ПОРОД
Имеющиеся материалы позволяют детально проследить тесную связь
редкометального рудообразования с отдельными этапами становления
формации (см. рис. 39). Характерными для нее рудообразующими процес-
сами являлись пегматитообразование и позднемагматическая дифферен-
циация с сопутствовавшим иногда отделением рудных кварцевых жил.
Пегматитообразование в той или иной форме происходило в связи
со всеми возрастными подразделениями комплекса. Во II главе описаны
пегматиты, сингенетичные биотптовым гранитам главной интрузивной
фазы, лейкократовым гранитам ранней и поздней дополнительных интру-
зий, жильным лейкократовым гранитам, аплитам, микрогранитам и даже
гранит-порфирам. Таким образом, характерной особенностью формации
являлось многократное повторение условий, стимулировавших пегматито-
образованпе на всех этапах ее становления. Однако практически значи-
мые обширные поля редкометальных пегматитов Монгольского, Горного
Алтая и Центральной Калбы связаны только с довольно крупными «вну-
тренними» (внутри материнского массива), но в большей степени с «внеш-
ними» дополнительными интрузивами второй, или поздней, генерации.
Исходя из установленного возрастного ряда комплекса, необходимо
различать три формы или степени родства (связи) жильных редкометаль-
ных пегматитов с конкретными гранитами.
А. Пегматиты различного состава и строения являются составными
частями жил и пластообразных тел лейкократовых гранитов, находясь
с ними хотя и в различных, но статистически выравнивающихся количе-
ственных соотношениях (15—30% от общего числа жильных гранитов
и пегматитов, по нашей ориентировочной оценке). Лейкократовые гра-
ниты в этих случаях сосуществуют (в одном жильном сгущении или в од-
ной жиле) с любыми по сложности внутреннего строения и составу пегма-
титами, в т. ч. содержащими акцессорный сподумен (рис. 41,42). Подавля-
ющее количественное преобладание гранитов и простых гранит-пегматитов
в жильном поле и их значительно более ровный, чем у пегматитов, петро-
графический состав позволяют рассматривать их как субстрат дифферен-
цированных пегматитов. При этом строго формальная возрастная корре-
ляция пегматитов с их гранитовыми аналогами или друг с другом в ряде
случаев затруднена. Кроме систематически повторяющихся секущих отно-
шений между породами, положенных в основу предложенной возрастной
схемы, наблюдаются и эпизодические местные пересечения однотипных
пород, например, пегматоидных гранитов пегматитами, аплитов пегматит-
аплитами, пегматитов сингенетичными аплитовидными прожилками
(рис. 43). Тем не менее во всех изученных пегматитовых полях одновременно
удавалось видеть не больше одной генерации продуктивных пегматитов;
выделение В. И. Кузнецовым (1953) семи генераций пегматитов в одном
поле по-видимому, основано на ложных пересечениях (см. рис. 33).
109
Б. Ближайшим предшествующим звеном возрастного ряда для пег-
матитов и гранит-пегматптов являются лейкократовые граниты дополни-
тельных интрузий. Между ними устанавливаются (не всегда), с одной
Рис. 41. Пример сосуществования гранитов
п пегматитов разного состава в одновозраст-
ной жильной серии (Карагоин-Сарыозекское
пегматитовое поле)
1 — альбитовый пегматит; 2 — микроклиновый пег-
матит; 3 — лейкократовый гранит; 4 — допегматито-
вая кварцевая жила; 5 — метаморфические сланцы
Рис. 42. Ветвление пегматита в лей-
кократовом граните (Карагоин-Сары-
озекское пегматитовое поле)
1 — кварц; 2 — микроклиновый пегматит;
3 — гранит; 4 — метаморфические сланцы
стороны, секущие соотношения, с другой — явная и систематическая
пространственная сближенность (рис. 44, 45, 46). Наличие пегматоидных
апофиз, фациальных оторочек и гнезд в эндоконтакте дополнительных
Рпс. 43. Тройное пересечение жил в пегматитовом
штокверке (Мерткенскип массив)
J — пегматиты; 2 — порфпровпдные биотитовые граниты
интрузивов (рис. 47, 48),
зональность пегматитового
поля, обусловленная пере-
ходом от ортотектитов
к более сложным формам
пегматитов в удалении от
интрузива, указывают на
генетический, а не случай-
ный характер связи. Уча-
стки шлпровых пегмати-
тов в зоне эндоконтактов
интрузива непосредствен-
но не пересекаются жиль-
ными пегматитами; напро-
тив, пересечение пегма-
тоидных шиловидных апо-
физ дополнительного ин-
трузива редкометальными
пегматитами — дело весьма
обычное (см. рис. 31. 32,
35—38). Из этого можно
заключить, что прямая генетическая связь этих образований на том пли
ином горизонте может переходить (с удалением от интрузива пли гипсо-
метрически выше) в парагенетическип тип отношений.
В. Жильные гранит-пегматпты и редкометальные пегматиты являются
нормальными и иногда единственными представителями жильной серии
формации; тем самым они находятся в определенной степени родства
к биотитовым гранитам крупных массивов, сформировавшихся в началь-
ную (главную) фазу внедрения. Эта хотя и опосредованная и наименее
110
Рис. 44. Ветвление пегматита в лейкократовом
динское пегматитовое поле)
I — кварц; 2 — гнездо крупночешуйчатого мусковита;
пегматит; 4 — двуслюдяной лейкократовый гранит;
граните (Чебун-
з — микроклиновый
5 — гранитопд
Рис. 45. Сложная гранит-пегматитовая
жила в краевой части Колбалинского ин-
трузива (см. рис. 28).
1 — микроклиновый пегматит; 2 — лейкокра-
товый гранит; 3 — двуслюдяной гранит фазы
дополнительных интрузий; 4 — метаморфиче-
ские сланцы
EZ3/ [±тр ®
Рис. 46. Характер примыкания пегмати-
товых жил к Кушбарлыкскому интрузиву
(см. рис. 28).
1 — микроклиновый пегматит; 2 — двуслюдяной
гранит фазы дополнительных интрузий; з — ме-
таморфические сланцы
Ш
Н' ! п111-? Н+'Ф 1ХХИ
Рис. 47. Пегматитовые апофизы крупного
дополнительного интрузива (Тпгирек,
см. рис. 13)
1 — кварц; 2 — пегматпт; з — лейкократовый
гранит фазы дополнительных интрузий; 4 — пор-
фировидные мелкозернистые граниты (останец
интрузива девонского возраста); 5 — перекристал-
лизованная замещенная альбитом порода
Рис. 48. Характер контакта гранитов
главной и дополнительной фаз внедре-
ния (Калгуты. см. рис. 17).
1 — кварц; 2 — пегматит; 3 — аплитовид-
ный гранит; 4 —• среднезериистый лейкократо-
вый гранит; 5 — порфировидный биотитовый
гранит главной фазы внедрения; 6 — экзокон-
тактно измененный альбитизпрованный гранит
Рис. 49. Пересечение апофизой до-
полнительного интрузива кварцевых
жил Коккульского месторождения
1 — мелкозернистый двуслюдяной гранит;
2 — кварц; 3 — метаморфические сланцы
Рис. 50. Пересечение гра-
нитами раннего дополни-
тельного интрузива полево-
шпатовых сегрегации, уча-
стков грейзенпзацип и квар-
цевых прожилок в грани-
тах главной фазы (Чпнда-
гатуйское месторождение)
1 — порфировидный мелкозер-
нистый биотитовый гранит до-
полнительного интрузива; 2 —•
кварц; 3 — мусковит-кварцевый
грейзен; 4 — сгущения порфи-
ровидных выделений калиевого
полевого пшата
очевидная форма связи тем не менее является вполне реальной генетиче-
ской связью, подтверждаемой сходным и зависимым размещением редко-
метальных пегматитовых полей относительно материнских интрузивов.
Подлинный характер этой связи возможно представить, лишь учитывая
«посредническую» роль дополнительных интрузий.
Наиболее продуктивный этап позднемагматической дифференциации
и гидротермального рудообразования в большинстве позднегерцинских
массивов связан также с дополнительной интрузией (с поздней, если при-
сутствуют две генерации). На примере рудоносных дифференцированных
гранитных куполов Монгольского Алтая (см. рис. 22, 23) устанавливаются
два этапа и соответственно два механизма такой дифференциации. Во
время первого, позднемагматического этапа происходило обогащение апи-
кальных участков интрузивных штоков альбитом, кварцем, мусковитом
и иногда акцессорным бериллом. Ко второму, грейзеновому этапу отно-
сится выполнение ветвящихся трещин и полостей контактовых срывов
высокотемпературным кварцем с одновременным отложением акцессор-
ного берилла, молибденита, вольфрамита в зонах околожильного при-
контактового выщелачивания. Для подобных одиночных штоков развитие
протяженных типично гидротермальных жил не показательно, в отличие
от мелких пластообразных или штоковидных дополнительных интрузивов,
находящихся внутри материнского массива.
С гранитами главной интрузивной фазы и ранней дополнительной
интрузии поздне- и послемагматические явления связываются лишь в еди-
ничных случаях и в иной форме. Так, в Орочаганском массиве большей
частью безрудные кварцевые жилы, возникшие на участке площадной
грейзенизации биотитовых гранитов главной фазы, пересечены и смещены
жильными апофизами дополнительного интрузива, не затронутого грейзе-
нпзацией и собственно жильными пегматитоидными гранитами (рис. 49,
50). Однако другой дополнительной интрузив, выходящий во вмещающие
метаморфические сланцы в нескольких сотнях метров от первого, пол-
ностью грейзенизирован и сопровождается серией вольфрамит-кварцевых
жил. В Верхнебухтарминском массиве того же района Алтая вольфрамит-
молибденит-кварцевые жилы Чиндагатупского рудного поля (см. рис. 15)
исходят из автогрейзенизированных участков раннего дополнительного
интрузива порфировидных микрогранитов (их возрастное положение
обосновывается единственным и не вполне отчетливым пересечением
рудоносных микрогранитов более обычными для массива среднезер-
нистыми лейкократовыми гранитами поздней дополнительной ин-
трузии).
Для жильной фазы характерно формирование гидротермальных квар-
цевых жил в закономерном чередовании с жилами гранитов, аплитов,
пегматитов и гранит-порфиров. Так, почти во всех изученных массивах
проявлена генерация кварцевых жил, следовавшая непосредственно после
внедрения жильных аплитов и пегматит-аплитов. В одном случае (Калгу-
тинский массив) наблюдается троекратное циклическое повторение одной
и той же возрастной последовательности: жильные граниты (гранит-пор-
фиры) — пегматиты — рудные кварцевые жилы.
Связанные с дополнительными интрузиями редкометальные пегматиты
и гидротермально-грейзеновые образования являются практически одно-
возрастными и в общем случае сменяют друг друга фациально, но не во
времени. Это следует из вполне доказуемой общности магматического
источника и подкрепляется наблюдениями сопряженных между собой
зональных (фациальных) переходов в характере рудной минерализации
8 Леонтьев А. Н.
113
и в петрографическом составе рудоносных гранитов (см. Черновско-Оси-
новское рудное поле и Коктогайское пегматитовое поле). Поскольку
небольшое количество пегматитов ассоциирует с гидротермалитами, нет
оснований говорить о принципиальном различии в глубинности их обра-
зования. Тем не менее пегматиты (в том числе редкометальные) распре-
деляются в значительно большем диапазоне глубин, на что указывает
широкое варьирование площадей выходов пегматитоносных интрузивов
и повсеместное распространение пегматитов на различных уровнях эро-
зионного среза. Участки же развития грейзенов и рудных кварцевых жил
относятся к уникальным по своему положению апикальным частям интру-
зивов и отдельных апофиз. На сравнительно небольшой диапазон верти-
кального распространения гидротермалитов указывает крайне редкая их
приуроченность к пегматитовым полям с выходами глубокоэродирован-
ных пегматитоносных интрузивов.
Влияние литологического фактора на характеристику возрастного
ряда мало. Интрузивы рудоносные или безрудные, с пегматитовой или
гидротермальной схемой рудообразования располагаются в одних и тех же
комплексах пород. Исключением до некоторой степени могут считаться
кислые эффузивы среднего девона, среди которых пегматитовые поля встре-
чаются реже, а грейзенизированные рудоносные граниты чаще, чем в кри-
сталлических или метаморфизованных терригенно-осадочных нижнепалео-
зойских породах.
Генетическая связь скарнообразования с позднегерцинскими грани-
тами иллюстрируется пространственной связью скарнов с Тигирекским
(см. рис. 13), Убино-Белореченским (см. рис. 14) и некоторыми масси-
вами Монгольского Алтая, причем только наложенная на скарны редко-
метальная грейзеновая минеральная ассоциация (фазы дополнительных
интрузий) имеет несомненно доказанный позднегерцинский возраст.
К этому нужно добавить, что наличие карбонатной среды не меняет прин-
ципиально характер возрастного ряда формации и петрографические
свойства рудоносных гранитов.
ТИПЫ ОРУДЕНЕНИЯ И ЗОНАЛЬНОСТЬ РУДНЫХ ПОЛЕЙ
В формации позднегерцинских гранитов отмечаются следующие
типы редкометальных проявлений, входящие в ее рудный комплекс:
а) редкометальные пегматиты в составе крупных, реже мелких пег-
матитовых жильных полей (Монгольский Алтай, Центральная Калба);
б) рудоносные дифференцированные (обычно грейзенизированные)
гранитные штоки («купола»), пластообразные залежи, жилы лейкократо-
вых гранитов и связанные с ними полевошпат-кварцевые линзы, альбити-
товые, грейзеновые участки, кварцевые штокверки с редкометальными
минералами, молибденитом, вольфрамитом, висмутином (Монгольский
Алтай, Северо-Западный Алтай);
в) кварцевые и полевошпат-кварцевые жилы с вольфрамитом, молиб-
денитом, касситеритом, минералами висмута и редких металлов — в со-
ставе небольших кварцево-жильных полей (Юго-Восточный, Северо-За-
падный и Монгольский Алтай, Калба);
г) кварцевые жилы с преобладающими в их составе шеелитом или
касситеритом и редкометальными минералами, а также арсенопиритом,
сульфидами меди, свинца и железа, сульфосолями висмута и свинца,
самородным золотом (Калба-Нарым, Монгольский Алтай, Северо-Запад-
ный Алтай).
114
Кроме того, имеются единичные примеры: д) массивных мусковит-
кварневых грейзенов с молибденитом, полностью заместивших небольшой
кольцевой шток микрогранитов (Юго-Восточный Горный Алтай) и е) зон
наложенной грепзенизации по скарнам и карбонатным породам, с редко-
метальными минералами, шеелитом — в связи с дифференцированными
лейкократовыми гранитами (Северо-Западный Алтай).
Перечисленные типы редкометальных проявлений или являются само-
стоятельными, или входят в состав зональных месторождений и рудных
полей. Объединенная (полная) колонка зон идеального рудного поля,
или рудный комплекс формации, состоит из: 1) зоны слабо дифференции-
рованных гранитоидных пегматитов альбиг-микроклинового состава, свя-
занных непосредственно со штоками двуслюдяных существенно микро-
клиновых лейкократовых гранитов; 2) зоны слабо дифференцированных
графических пегматитов с биотитом и шерлом: 3) зоны дифференцирован-
ных блоковых микроклиновых (редко плагиоклазовых) пегматитов;
4) зоны сложно дифференцированных микроклин-альбитовых пегматитов;
5) зоны в различной степени дифференцированных альбитовых пегмати-
тов; 6) зоны редкометальных грейзенов и полевошпат-кварцевых жил
и линз в мусковит-альбитовых и амазонит-альбитовых лейкократовых
гранитах (обособленные штоки); 7) зоны молибденнт-вольфрамитовых, реже
касситеритовых кварцевых жил с околожильными грейзенами; 8) зоны
сульфидных кварцевых жил с преобладанием золото-висмутовой или
свпнцово-цинковой минерализации, не связанных непосредственно с на-
блюдаемыми выходами гранитов.
Перспективы на редкие металлы, очевидно, неодинаковы в разных
рудных районах и могут так или иначе согласовываться с большей или
меньшей полнотой зонального ряда, структурными и петрохимическими
факторами.
Тип рудного поля определяется на практике почти всегда условно —
по количественному преобладанию или промышленной значимости одной
из разновидностей рудных тел. Наиболее универсальным признаком,
характеризующим зоны рудного жильного поля, является то или иное
соотношение гранитового субстрата жил с их пегматитовыми, кварцевыми
или иначе специализированными дифференциатами. Последние могут от-
сутствовать, но могут и резко преобладать; кроме того, имеет значение
их состав и строение — простые микроклиновые или расслоенные микро-
клин-альбитовые пегматиты, альбититы в форме гнезд или отшнурован-
ных прожилков. На участках совершенного разделения (обособления)
разнохарактерных дифференциатов в одном пегматитовом поле парал-
лельно друг другу наблюдаются два-три фациальных ряда парагенетп-
чески связанных между собой разновидностей, с одной стороны жильных
гранитов, с другой — пегматитов. Последние значительно более резко,
чем граниты, изменяют свои свойства в зависимости от удаленности их
от общего интрузивного центра и от принадлежности к той или иной харак-
терной системе трещин. Фациальные переходы внутри отдельных крупных
пегматитов иногда близки, но не тождественны последовательности руд-
ных зон пегматитового поля. Последовательность зон (то же, что и фациаль-
ный ряд) жильного пегматитового поля, как правило, осложнена измен-
чивостью отдельных жил по простиранию и падению и, по существу,
является статистической.
Для большинства комплексных рудных жильных полей Монгольского
Алтая и Центральной Калбы характерна относительно четкая разделен-
ность в пространстве пегматитов и гидротермалитов. Напротив, во многих
8*
115
рудных полях Юго-Восточного Горного Алтая, Северо-Западного Алтая
и Нарыма отмечается совместное существование разнообразных рудных
тел — от «зачаточных» форм сингенетичных пегматитов в гранитах до
грейзенов и вольфрамиг-кварцевых жил (Калгутинский, Казандинский,
Каракольский, Белокурихинскпп, Каиндинскип, Буландинский массивы).
Из сказанного следует, что типы известных нам рудных полей и ме-
сторождений не могут быть достаточно четко определены ни по их морфо-
логии, ни по температуре их образования, ни по полному списку минера-
лов, но только по типу сочетаний минеральных парагенезисов. Другими
словами, месторождение само определяется как геологический парагенез,
развернутый как во времени (возрастная последовательность магматиче-
ских и рудных образований), так и в пространстве (отношение к рудоло-
кализующей структуре и рудная зональность).
Проиллюстрируем сказанное несколькими примерами зональных руд-
ных полей Алтая и Центральной Калбы, отличающихся друг от друга
набором рудных зон, их взаимным расположением, конфигурацией и отно-
шением к интрузивному источнику. Приводятся примеры концентриче-
ской, продольной и поперечной зональности, которая во всех случаях
является моноасцендентноп.
Концентрический тип зональности. Этот тип зональности присущ
пегматитовым и смешанным рудным полям, окружающим достаточно
глубоко вскрытые материнские гранитные массивы и их дополнительные
интрузивы. Ярким и наиболее характерным примером концентрической
зональности являются пегматитовые поля Аральского массива (см. Корум-
ты-Цагангольский район). На территории в радиусе до 14 км наблюдается
параллельное изменение состава (а также морфологии и строения) грани-
тов мелких дополнительных интрузивов — от двуслюдяных микроклино-
вых до мусковит-альбитовых — и пегматитов — от гранитовидных и блоко-
вых микроклиновых до альбитовых. По мере удаления от материнского
массива непосредственная (через серию переходов) генетическая связь
редкометальных пегматитов с их гранитовым субстратом (ближайшими
к массиву дополнительными интрузивами) прерывается и сменяется пара-
генетической, на данном эрозионном срезе, связью. Роль пегматитоносных
гранитных штоков дополнительной фазы в Коктогайском пегматитовом
поле заключается в том, что они, будучи производными крупного плутона
и зонально (концентрически) располагаясь вокруг него, для своих произ-
водных — пегматитов — устанавливают собственные, более мелкие изо-
фациальные концентры (зоны второго порядка). Поэтому каждая изо-
фациальная зона вокруг Аральского массива, включающая, как правило,
различные по составу дериваты гранитовой магмы, может характеризо-
ваться не одним, а несколькими дифференциальными признаками и может
быть оконтурена независимо, исходя из рассмотрения или гранитов, или
их производных пегматитов.
В Мерткенском массиве отмечается более резкий, чем в Аральском,
переход между зонами: мелкие недифференцированные безрудные жиль-
ные пегматиты непосредственно сменяются кварцевьши жилами и участ-
ками прожилково-вкрапленноп редкометальной минерализации в муско-
вит-альбитовых пегматоидных, местами грепзенизированных гранитах.
Концентричность зон здесь проявлена слабо и притом только на участке
дробления вмещающих пород.
В Тигирекском массиве зона распространения пегматитов камерных,
а также трубообразной и жильной формы ограничена контурами допол-
нительных интрузивов лейкократовых гранитов. Непосредственно к ней
116
примыкает внешняя зона кварцево-потиметаллических жил и кварцево-
карбонатных метасоматических образований во вмещающих породах.
В Белокурихинском массиве (см. рис. 11) недифференцированные
пегматиты в форме сингенетичных обособлений среди лейкократовых гра-
нитов либо сразу сменяются в пространстве вольфрамит-кварцевыми жи-
лами. либо переходят в них через промежуточную зону высокотемпера-
турных полевошпат-кварцевых тел и альбититовых участков с редкометаль-
ной минерализацией прожилково-вкрапленного типа в аналогичных лейко-
кратовых гранитных интрузивных залежах.
На Калбе также имеются примеры концентрического расположения
редкометальных пегматитов вокруг центрального интрузива. Один из
таких примеров — Нальчикский шток лейкократовых гранитов, окру-
женный кольцом редкометальных пегматитов (см. рис. 34). Аналогия с пег-
матитовым полем Аральского массива напрашивается здесь ввиду того,
что данный шток является сателлитом более крупного Плачгоринского
пегматитоносного интрузива, а возникшая вокруг штока система концен-
трических зон как бы вписывается в систему более крупных линейновы-
тянутых зон (показана стрелками на рис. 8) и несколько искажает
последнюю.
Продольный тип зональности. Примерами рудных полей с продоль-
ным типом зональности могут служить смешанные поля, вытянутые вдоль
Женишкекранского и Шарасуминского разломов в Монгольском Алтае
(см. рис. 6). Эти разломы представляют собой северные ответвления Локтев-
ско-Караиртышской зоны разломов и ограничивают Шарасуминскип гра-
бен, выполненный вулканогенно-осадочными отложениями среднего девона;
они прослеживаются более чем на 100 км в северо-западном напра-
влении.
Рудоносные образования, являющиеся производными позднегерцин-
ских гранитов, размещены вдоль Женишкекранского разлома в следующей
и односторонней последовательности (с востока на запад): 1) относительно
высокотемпературные плагиоклазовые редкометальные пегматиты Чебер-
тинского участка с биотитом, ильменитом и магнетитом, связанные с био-
титовыми гранитами в месте соединения Женишкекранского разлома
с Локтевско-Караиртышской зоной разломов; 2) существенно микрокли-
новые редкометальные пегматиты Обогоньского участка, связанные с не-
большими штоками лейкократовых гранитов; 3) грейзенизированные
мусковит-альбитовые лейкократовые граниты Женишкекранского штока
с прожилково-вкрапленной редкометальной минерализацией и с минера-
лами молибдена, вольфрама, висмута (на выклинивании разлома).
Сходная последовательность редкометальных проявлений обнаружи-
вается и в юго-западном крыле Шарасуминского грабена: 1) плагиокла-
зовые пегматиты Чебертинского участка, упоминавшиеся выше; 2) су-
щественно микроклиновые и микроклин-альбитовые редкометальные пег-
матиты Карасуйского участка с акцессорными стрюверитом, ильменитом
и бертрандитом; 3) грейзенизированные мусковит-амазонит-альбитовые
лейкократовые граниты Шарасуминского участка и, в частности, жильные
граниты Джандженсапского массива с редкометальной минерализацией
акцессорно-вкрапленного и метасоматически-вкрапленного (во вмеща-
ющих биотитовых гранитах) типов.
Показанная последовательность смены фации позднегерцинских гра-
нитов и редкометального оруденения сходна с той, что наблюдается вокруг
Аральского массива. Она предполагает наличие некоего температурного
центра у «основания» рудоконтролирующего разлома, т. е. в пределах
117
Локтевско-Караиртышской зоны разломов. Вероятнее всего, что таким
«центром» окажется невскрытый гранитный массив.
Поперечный тип зональности. Этот тип зональности охарактеризован
примером Черновско-Осиновского рудного поля (см. рис. 11), в котором
продольная осевая линия системы рудных зон совпадает с зоной разлома.
Наиболее высокотемпературные образования смещены в обе стороны от
разлома — к периферии рудного поля, в результате чего зональная схема
является здесь перевернутой, а осевая приразломная зона до некоторой
степени сравнима с депрессионной зоной в температурном поле.
Совмещение поперечного и продольного типов зональности иллюстри-
руется примером Карагоин-Сарыозекского пегматитового поля (см.
рис. 28). Продольная зональность в нем обусловлена главным образом
геохимическими различиями пегматитов. Поперечная зональность поля
выражается в том, что дифференцированные редкометальные пегматиты,
как правило, занимают периферийное положение по отношению к осевой
полосе мощных слабо дифференцированных безрудных пегматитов и ориен-
тированы под большими углами к ней, оперяя ее с одной или с обеих сто-
рон (прямая схема зональности).
Примером полиасцендентной зональности до некоторой степени
могла бы служить зональность Калгутинского рудного поля (см. рис. 19),
где устанавливается несколько генераций рудных кварцевых жил раз-
ного состава. Но с этой точки зрения рудное поле никем не было изучено.
В принципиальном отношении наличие такой зональности не противоре-
чит высказанному утверждению, что пегматиты (в целом) и гидротерма-
литы (в целом) комплексных рудных полей одновозрастны. Очевидно,
в основу этого утверждения кладутся не возрастные генерации пегматито-
вых и кварцевых жил, выделяемые нами, а их единый, в известных слу-
чаях, источник — граниты той или иной фазы внедрения.
ОБОБЩЕННЫЙ ФАЦИАЛЬНЫЙ РЯД II ЗОНАЛЬНОЕ
СТРОЕНИЕ РУДОНОСНЫХ ИНТРУЗИВОВ
Фациальные ряды (ряды разновидностей гранитов, связанных взапмо-
переходами в границах одного тела), аналогичные рядам латеральных
переходов в осадочных формациях, устанавливаются отдельно для каждой
интрузивной фазы. Фациальная изменчивость выражается в изменении
микроструктур, состава, соотношений полевых шпатов, некоторых петро-
химических характеристик, морфологии интрузивных тел. Особенно важ-
ной переменной характеристикой является та или иная степень контраст-
ности составов и микроструктур, содержания акцессориев и элементов-
примесей. Разработка классификации типов строения отдельных, и в том
числе рудоносных, интрузивов, являющаяся, на наш взгляд, актуальной
практической задачей петрологов и рудников, вероятно, должна начи-
наться с выделения петрографических фациальных разновидностей пород
и их оконтуривания. Тот или иной набор оконтуренных зон, характер
переходов между ними и способ их сочетания определяют тип строения
интрузива, его структурный рисунок. Это позволяет в свою очередь по-
ставить вопрос о том, существует ли связь между типом строения рудо-
носного интрузива и типом рудообразования, и влияет ли на них сколько-
нибудь определенным образом характер вмещающей палеотектонической
структуры.
Наиболее гибко изменяются в зависимости от характера вмещающей
структуры фациальные ряды жильных и в меньшей степени дополнитель-
118
пых интрузивов; родоначальные граниты характеризуются наибольшим
постоянством состава. В них фация эндоконтактов слабо отличается от
главной фации. В штокообразных и в удлиненных приразломных интру-
зивах относительно глубоких уровней (нижнепалеозопский структурный
ярус) от центра к краям резко порфировидные микроклиновые граниты
сменяются слабо порфировидными с не-
сколько более высоким содержанием
раннего плагиоклаза (олигоклаз-анде-
зин № 29—34). Корневые части лакко-
литообразных тел характеризуются
переходом от грубопорфировидных гра-
нитов к равномерно-крупнозернистым,
более светлым и иногда более калие-
вым гранитам (Мерткенский, Чигир-
тэйский. Аральский массивы). Лак-
у 1усм
Рис. 52. Первичная полевошпа-
товая сегрегация в гранитах
Верхнебухтарминского массива
1 — порфировидный биотитовый гра-
нит; 2 — сгущение порфировидных вы-
делений калиевого полевого шпата;
3 — гранодиорит; 4 — биотитовый кри-
сталлический сланец
Рис. 51. Зона охлаждения в западном эндо-
контакте Миролюбовского массива
I — крупнозернистый микроклиновый гранит; 2 —
то же с мелкозернистым базисом; з — сегрегация
крупных зерен калиевого полевого шпата; 4 — мелко-
зернистый гранит с редкими порфировидными выде-
лениями^ полевого шпата и кварца; 5—плотный апли-
товидный гранит; 6 — пегматитовая оторочка гра-
нитов на контакте их со сланцами; 7 — наносы
Рис. 53. Дифференцированные гра-
ниты зоны эндоконтактов Верхне-
бухтарминского массива
1 — кварц; 2 — мелкозернистый биотито-
вый гранит; з —- порфировидный средне-
зернистый биотитовый гранит; 4 — сгуще-
ние порфировидных выделений полевых
шпатов; 5 — биотитовые роговики и мета-
морфические сланцы
колитообразные тела на границе нижнего и среднего структурных
ярусов (Калгутинский массив) и штоки (Сибинскпй, Миролюбовский,
Белокурихинский массивы) имеют иногда лейкократовую закаленную
корку (мелкозернистые порфировидные граниты, рис. 51); сопряженно
с нею в прикровлевых частях тел местами встречаются полосовид-
ные или беспорядочные сегрегации фенокристов калиевого полевого
шпата (рис. 52, 53) и линзы грубозернистой пегматоидной породы грано-
сиенитового состава, иногда переходящей в пегматит (рис. 54). В эндо-
контактах резко дискордантных интрузивов этого уровня отмечается
119
грепзенизация, предшествовавшая дополнительной фазе гранитового внед-
рения (см. рис. 49, 50) или пегматитовые оторочки (рис. 55).
Дополнительные интрузивы отличает более резкий градиент фациаль-
ных изменений. Характерен следующий обобщенный ряд горизонтальной
и вертикальной зональности на расстояниях в сотни метров: средне-
крупнозернистый биотитовый или двуслюдяной микроклиновой гранит
внутренних частей интрузива — двуслюдяной, иногда порфировидный
микроклин-альбитовый гранит промежуточной зоны — средне-мелкозер-
нистый мусковит-альбитовый гранит апикальных частей и эндоконтактов
с участками альбитита и пегматоидными, полевошпат-кварцевыми и мус-
ковит-кварцевыми сегре-
гациями. В небольших
пластообразных телах осо-
бенно широко распростра-
Рис. 55. Пегматитовая оторочка гранитов глав-
ной фазы Западно-Сарыозекского массива
1 — пегматит; 2 — порфировидный биотитовый гранит;
3 — плагпогранит (останец)
Рпс. 54. Сингенетичный пег-
матит в гранитах главной фазы
Калгутинского массива
1 — микроклиновый пегматит; 2 —
сгущение порфировидных выделе-
ний калиевого полевого шпата; 3 —
порфир обидный биотитовый гранит
йена следующая разновидность этого
ряда (снизу вверх): двуслюдяной лейко-
кратовый гранит-легматоидный гранит миаролитовой или полосчатой
текстуры — пегматитовая оторочка.
Жильные граниты совмещают в себе перечисленные фациальные раз-
новидности пород дополнительной фазы с собственными специфическими
(многочисленные разновидности пегматитов и альбититы), причем те и
другие отличаются относительно более высокой степенью сегрегации
и более резкими взаимопереходами.
Рудоносные интрузивы в преобладающем большинстве относятся
к дополнительной фазе внедрения и в меньшей части к жильной. Из них
интрузивы, несущие рассеянную редкометальную минерализацию,
являются наиболее дифференцированными. Они дифференцированы на
зоны или участки, различающиеся структурой и (или) составом пород,
нередко вплоть до центральных частей. Неоднородность пород, слагающих
эти зоны и участки, нарастает по направлению к апикальной части интру-
зива и в меньшей степени к его боковым контактам, будучи выражена там
в форме зональных или ритмично зональных, участковых и жиловидных
сегрегаций пегматоидной породы или отдельно полевых шпатов, кварца
и слюд.
Используя морфологический подход к сравнительному изучению рудо-
носных интрузивов, известных нам на территории Прииртышья (см. при-
меры главы II), необходимо признать их общую структурную сопостави-
120
мость. В них могут быть выделены следующие гомологичные, хотя нередко
и имеющие различное петрографическое выражение, зоны: а — централь-
ная (соответствует главной интрузивной фации); б — переходная (тыло-
вая зона дифференциационного ряда); в — пегматоидная (зона крупнозерни-
стых существенно микроклиновых гранитов участковой текстуры и грубо-
кристаллических кварц-полевошпатовых сегрегаций); г — аплитовидная
(зона мелкозернистых существенно альбитовых и иногда грейзенизиро-
ванных гранитов); д — зона преимущественно мономинеральных (альбп-
титовых. кварцевых) и грейзеновых сегрегаций.
Генезис перечисленных морфоструктурных элементов интрузивов,
вероятно, может быть различным (первично магматическим, позднемагма-
тическим, автометасоматическим), некоторые из них могут выпадать или
быть лишь слабо намеченными, но в принципе существование такого эм-
пирического ряда и представляющих его полных или суженных реальных
парагенезисов зон позволяет сделать более рациональной операцию срав-
нения пегматитоносных, грейзеноносных и прочих интрузивов. Выделя-
емые элементы, очевидно, могут рассматриваться как фациальные зоны
постольку, поскольку они параллельны контактам интрузива, лишены
корней и каких бы то ни было подводящих каналов, непрерывно связаны
с гранитами главной фации интрузива общей последовательностью мине-
ралоотложения и отличаются от них лишь структурой, количественными
соотношениями породообразующих минералов и содержанием минералов
(и элементов)-примесеп. Все эти условия выполняются для рассмотренного
весьма сложного Курановского интрузива, — строение других рудонос-
ных интрузивов, так или иначе затронутых во II главе, является более
простым и отвечает обычным представлениям об инъекционных магмати-
ческих телах.
Сравнение фациальных рядов рудоносных интрузивов Прииртышья
вскрывает обратную зависимость между уровнем дифференцированности
самого интрузива и его жильных производных *. Крупные жильные поля
сложных (дифференцированных) редкометальных пегматитов связаны
с умеренно дифференцированными и не несущими рудной минерализации
гранитными телами. Напротив, полно дифференцированные гранитные
штоки обычно не сопровождаются пегматитовыми жилами — редкометаль-
ная минерализация сосредоточена непосредственно в гранитах или в квар-
цевых жилах, линзах и штокверках. В эндоконтакте пегматитоносных
интрузивов обычно находится слабо выраженная пегматоидная зона или
обычный недифференцированный гранит. В интрузивах с сопутствующим
гидротермальным оруденением с вмещающими породами контактируют
грейзенизированные граниты и грейзены, реже пегматоиды. В редкоме-
тальных гранитах внешняя зона весьма неоднородна по составу и харак-
теризуется относительным преобладанием альбититов, полевошпат-квар-
цевых пегматоидов пли грейзенов.
Выявляемая специфика фациальных рядов пегматитоносных и грей-
зеноносных гранитов может быть использована для характеристики ин-
трузивных узлов и крупноплощадных рудно-петрографических зон. уста-
навливаемых в строении всей формации. Сравнение фациальных рядов,
ведущих в одних случаях к жильным пегматитам, в других — к рудным
кварцевым жилам, указывает на возможность диагностировать и отли-
чать потенциально пегматитоносные и грепзеноносные интрузивы еще до
того, как найдены рудные тела и жилы.
* Этот вопрос подробно рассматривается в специальной работе (Леонтьев, 1968).
121
РЕГИОНАЛЬНЫЕ РУДНЫЕ ЗОНЫ II ФАЦИАЛЬНЫЙ
РЯД ФОРМАЦИИ
Анализ материалов по рудным районам Прииртышья показывает, что
большее или меньшее развитие пегматитоносных или грейзеноносных
лейкократовых гранитов характеризует не только индивидуальные позд-
негерцинские массивы, но и довольно крупные структурные ассоциации
интрузивов в целом. Эти различия и их не вполне еще ясную в деталях
петрологическую обусловленность можно было бы рассматривать как
своего рода фациальную изменчивость по простиранию и по ширине
ареала единой позднегерцинской магматической формации. Наиболее
очевидная частная сторона этой изменчивости состоит в смене характера
жильной серии и господствующего типа оруденения. Более общим, ин-
тегральным, и в то же время менее очевидным выражением фациальных
переходов в составе формации являются: варьирующий возрастной ряд
отдельных массивов, состав фациальных рядов и соответственно более
или менее глубинный облик интрузивов, сформированных в ту или иную
фазу, и та или иная направленность развития в возрастном ряду пород.
Вначале охарактеризуем фациальную изменчивость формации, от-
талкиваясь от ее конечного выражения — региональных рудных зон, а за-
тем обратимся к собственно петрохимической зональности формации как
к одному из возможных объяснений рудной зональности.
Региональные рудные зоны
Как было показано выше, рудные районы и узлы редкометальных
поясов Прииртышья объединяют редкометальные рудные поля и место-
рождения различных генетических типов. Главные сгущения позднегер-
цинских интрузивов и их рудных полей (рудные районы) приходятся
на Верхнеиртышскую (Монгольский Алтай) и Укокскую (Горный Алтай)
антиклинальные зоны, Талицкий антиклинорий, Локтевско-Карапртыш-
скую зону разломов и центральную зону Прииртышского (Калба-Нарым)
геоантиклинального поднятия. В Монгольском Алтае в составе одних
и тех же рудных узлов совмещены редкометальные пегматиты и рудонос-
ные дифференцированные гранитные штоки, в Центральной Калбе —
редкометальные пегматиты и оловянно-вольфрамовые гидро терма литы,
в Горном и Северо-Западном Алтае пространственно сближены между
собой позднегерцинские, раннегерцпнскпе п девонские молибден-воль-
фрамовые гидротермальные месторождения или пегматиты и зоны грейзе-
нпзации в скарнах.
Группировка месторождений по генетическим типам оруденения,
а не по сгущениям дает иную картину их пространственного распределения.
Выделяются системы рудных зон разной величины. Ниже рассматри-
ваются наиболее крупные региональные рудные зоны *. Они предста-
вляют собой связанные в систему, вытянутые на согни километров и до-
статочно широкие (10—60 км) зоны, продольные по отношению к рудным
поясам и отличающиеся друг от друга по генетическому типу господству-
ющего оруденения (пегматиты, гидротермалиты; рис. 56). Региональная
рудная зональность в очевидной форме проявлена не повсеместно, а лишь
* Они до некоторой степени соответствуют металлогенпческпм подзонам (Шата-
лов, 1959).
122
в районах Монгольского Алтая и Центральной Калбы, где наблюдается
наибольшее сгущение рудных полей. Обе группы районов, каждая со своей
стороны, примыкают к ограничивающим структуру Рудного и Южного
Алтая шовным разломам. От границ поднятий вглубь их региональные
рудные зоны сменяют друг друга в следующей очередности:
а) редкометальная пегматитовая зона:
б) редкометальная грейзено-гидротермалитовая зона (W, Sn, Мо,
Bi, редкие металлы);
Рис. 56. Редкометальные рудные пояса Прииртышья в их строение
Рудные пояса: ТМА и КН — Талицко-Монголо-Алтайский и Калба-Нарымский, редкоме-
тальные; РА и АЧ — Ру дно-Алтайский и Ануйско-Чуйский медно-полиметаллические. Региональ-
ные рудные зоны: 1 — рёдкометальные пегматитовые; 2 — редкометальные грейзено-гидротермали-
товые; з — висмут-золоторудные гидротермалитовые; 4 — зоны распространения рассеянной мине-
рализации в гранитах, 5 — жильные ноля; 6 — границы гео антиклинальных поднятий (по Н. Л. Во-
лочковичу), совпадающие с зонами шовных разломов; 7 — рудоконтролирующие разломы; 8 —
третично-четвертичные отложения Зайсанской впадины
в) золоторудная гидротермалитовая зона, проблематично связыва-
емая с первыми двумя.
Преобладающая часть территории Горного и Северо-Западного Алтая
характеризуется локальным и прерывистым проявлением более или менее
однотипного редкометального оруденения в грепзено-гидротермалитовых
полях, в связи с чем почти целиком может быть отнесена к зоне «б». Ору-
денение всех трех типов зон является практически одновозрастным, а его
отличия в разных зонах обусловлены преобладающим типом дифферен-
циации продуктивных лейкократовых гранитов и интрузивного комплекса
в целом.
Редко метальные пегматитовые региональ-
ные зоны. Поля жильных редкометальных пегматитов Монгольского
Алтая и Калбы, открытые в 30—50-е годы, сосредоточены в краевых мо-
бильных участках геоантиклинальных поднятий, примыкающих с юга
к Иртышской и с севера к Локтевско-Караиртышской зонам шовных
разломов; основные поля находятся в гранитоидах более ранних этапов
123
внедрения и в останцах габброидов и кристаллических сланцев, образуя
пояса большой протяженности — 400 л 50 км в Монгольском Алтае
и 200 X 30 км на Калбе. Пегматитоносным гранитным массивам свой-
ственно непропорционально большое развитие лейкократовых и двуслю-
дяных калиевых гранитов дополнительной и жильной фаз формирования.
Дополнительные интрузивы достигают размеров в сотни квадратных
километров, нередко выходят далеко за пределы материнских массивов
и сопровождаются многочисленными сателлитами. Относительно повы-
шенное содержание раннего плагиоклаза (андезина) и соответственно каль-
ция и пониженное калия в материнских биотитовых гранитах харак-
теризуют некоторые из них как наиболее высокотемпературные и глубоко
вскрытые.
Связанные взаимными переходами жильные пегматиты, аплитовидные
и среднезернистые лейкократовые граниты распространены по всей длине
пегматитовых региональных зон без сколько-нибудь значительных пере-
рывов. Особо выделяемые жильные сгущения (поля) обычно имеют пло-
щадь порядка 50—200 км2 и насчитывают тысячи и десятки тысяч жильных
тел. Количественные соотношения между разновидностями переход-
ных пород очень изменчивы, однако преобладают пегматоидные лейко-
кратовые граниты и низшие формы пегматитов — существенно микро-
клиновых и микроклин альбитовых, незональных, полосчатых, безрудных.
Простые пегматиты образуют в приразломных зонах гигантские
крутопадающие жилы и жильные штокверки, протягивающиеся почти
непрерывно на десятки километров, или многоэтажные системы маломощ-
ных пологопадающих жил (Центральная Калба, Нарым). Лишь ничтож-
ная часть суммарного объема пегматитового вещества приходится на более
развитые — дифференцированные — формы пегматитов. Последние харак-
теризуются в одних случаях расслоением на существенно калиевые, на-
триевые и другие зоны при валовом составе, отвечающем лейкократовому
граниту, а в других — специализированным (по натрию или натрию
и литию) валовым составом при соответственно ограниченном количестве
зон. Дифференцированные пегматиты, как правило, обогащены рудными
компонентами. При этом в них наиболее ярко воплотились и усилились
черты геохимической специализации материнских гранитов. Присутствуют
акцессорные минералы бериллия, лития, цезия, тантала и ниобия, реже
титана, висмута, олова, редких земель, урана, очень редко золота, молиб-
дена, меди и цинка.
Редкометальные г р е й з е н о - г и д р о т е р м а л и т о-
в ы е региональные зоны. На Алтае западная часть данной
зоны включает Восточный молибден-вольфрамовый пояс (по В. П. Не-
хорошеву) и редкометальные поля Северо-Западного Алтая; ее восточное
продолжение намечено нами (Волочкович, Леонтьев, 1964) в результате
открытия А. X. Ивановым в 1950 г., К. Л. Волочковичем в 1952 г.
и автором в 1955 г. новых пунктов молибден-вольфрамовой и молибден-
редкометальной минерализации в Монгольском Алтае и обобщения более
ранних данных В. П. Нехорошева, В. М. Синицына, М. Я. Столяра
и Н. И. Зайцева. Общая длина этой прерывистой зоны составляет около
850 км, в том числе ее восточной части около 400 км. В Калба-Нарым-
ском рудном поясе аналогичную зону, протяженностью 350 км, образуют
гидротермалитовые поля с оловянной, оловянно-вольфрамовой и редко-
метальной минерализацией, открытые там в начале 30-х годов (Моро-
зенко, 1937; Айталиев и др., 1956; Шавло, 1958). Характерные для этих
зон высокотемпературные грейзеновые полевошпат-кварцевые и кварце-
124
вые рудные жилы, линзы и штокверки группируются вдоль северной
периферии пегматитовых полей Верхнеиртышской антиклинальной зоны
(Монгольский Алтай) и вдоль южной — пегматитовых полей Прииртыш-
ского геоантпклинального поднятия (Калба-Нарым). Грейзенизирован-
ные существенно альбитовые лейкократовые граниты, контролирующие
оруденение указанного типа, слагают жиловидные апофизы или куполо-
видные окончания обособленных штоков дополнительной фазы внедре-
ния, обычно более удаленные от крупных материнских интрузивов, чем
пегматитоносные гранитовые штоки той же фазы. Характерно их поло-
жение вблизи продольных осевых разломов, ранее контролировавших
вулканические излияния и интрузивные внедрения в девоне, и на окон-
чаниях разломов, оперяющих краевые швы геоантиклин ал ьных поднятий.
Относительно более низкотемпературные собственно кварцево-жиль-
ные поля с разнообразной минерализацией смещены еще далее, к внутрен-
ним частям геоантиклинальных поднятий и соответственно к краям
Прииртышского ареала распространения позднегерцинских гранитов.
Интрузивные массивы, с которыми связаны эти поля, в известных случаях
отличаются от пегматитоносных массивов повышенным калиевым соста-
вом гранитов главной фазы внедрения, наличием не только одной, но
и двух генераций дополнительных интрузий, малыми размерами послед-
них, их пластообразной и жильной формой и нередко существенно аль-
битовым составом, коррозионной тонкозернистой микроструктурой пород.
В отличие от пегматитовых региональных зон, для грейзено-гидро-
термалитовых зон не характерна непрерывная протяженность жильных
полей. Отдельные месторождения отстоят друг от друга на десятки кило-
метров; связь между ними усматривается лишь в их принадлежности
к одной гранитовой формации и в их сходном структурном положении.
В Монгольском Алтае группа однотипных грейзенизпрованных гранитных
куполов (Леонтьев, Бойко. 1959) вытянута вдоль Корумты-Цаганголь-
ской зоны разломов. «Оловянный пояс» Калбы с его рудопроявлениями
преимущественно кварцево-жильного типа связан с небольшими, в том
числе жиловидными, интрузивами лейкократовых гранитов, располо-
женными в южной краевой части Прииртышского плутона со свойствен-
ной ему повышенной трещиноватостью. Значительно удаленные друг
от друга рудные поля Горного и Северо-Западного Алтая связываются
с интрузивными массивами, расположенными в Локтевско-Караиртыш-
скоп и Бащелакской зонах разломов.
Весьма показательна унаследованная позиция позднегерцинских
редкометальных гидротермалитовых проявлений по отношению к средне-
палеозойским. Она иллюстрируется, в частности, совмещением в одном
рудном узле Юго-Восточного Горного Алтая Коккульского и Чинда-
гатуйского редкометальных проявлений с молибден-вольфрамовыми про-
явлениями Рахмановского и Кипнбулакского гранитоидных массивов
более древнего, предположительно девонского, возраста.
Оловянные и вольфрамовые месторождения грейзепо-гидротермалито-
воп зоны Калба-Нарымского рудного пояса расположены закономерно
относительно друг друга. Вольфрамовые месторождения Миролюбов-
ского массива занимают внешнее положение по отношению к оловянному
поясу Калбы. Рудный узел Канайского, Буландинского и Сергеевского
массивов (Нарымский хребет) довольно четко дифференцируется на цент-
ральную редкометально-оловянную, промежуточную оловянно-вольфра-
мовую и внешнюю вольфрамовую подзоны. Характер расположения
названных и золоторудных зон (подзон) подчеркивает внутреннюю
125
симметрию нарымскоп ветви грейзен о-гидротермалптовой зоны относи-
тельно ее продольной оси (проявления редкометальных пегматитов в районе
Калгутского массива), в то время как центральнокалбинский интервал
этой зоны построен резко асимметрично. Такое различие согласуется
с тем, что гидротермалитовые поля Нарыма больше отдалены от Иртыш-
ской зоны разломов и в меньшей степени испытали ее влияние, искажа-
ющее естественную симметрию.
По элементному составу грейзено-гидротермалитовых рудных полей
Алтай и Калба-Нарым различаются между собой резче, чем по элемент-
ному составу пегматитовых полей. Уже неоднократно отмечалось широкое
развитие молибдена в Горном Алтае, а олова в Калба-Нарыме. Для Та-
лпцко-Монголо-Алтайского рудного пояса это отличие не является аб-
солютным. С востока на запад состав минерализации в гидротермали-
товых полях Монгольского Алтая меняется следующим образом: редко-
метальная — молибден-редкометал ьная с висмутом — молибден-воль-
фрам-редкометал ьная с оловом — оловянная. В Северо-Западном Алтае
наряду с типичной молибден-вольфрам-редкометальной минерализацией
отмечается также и оловянная.
Геохимическая характеристика месторождений грейзено-гидротер-
малитовых региональных зон существенно дополняется при учете мине-
ралов, не имеющих промышленного значения. Наиболее широко распро-
странены минералы висмута. Вольфрамит-кварцевые жилы Калгутпн-
ского массива содержат висмутин, самородный висмут, сульфовисмутиты
меди, галеновисмутит, относящиеся к позднему минеральному парагене-
зису. В составе Каракольского месторождения содержатся поздние вис-
мутин, базобисмутит, эмплектит, сульфовисмутигы свинца, а также
самородное золото и теллурид золота — калаверит. В Белокурихинском
массиве систематически встречаются висмутит и базобисмутит в прото-
лочках гранитов, а в Тигирекском — самородный висмут и висмутин
в кварцевых прожилках среди роговиков экзоконтакта. В грейзено-
гидротермалптовых месторождениях широко развиты апатит, турмалин,
топаз, пиролюзит, в гораздо меньшей степени флюорит. В собственно
кварцево-жильных проявлениях относительно более низкотемператур-
ного интервала (Восточная Калба. Юго-Восточный Горный Алтай) мине-
ральный состав и соответственно список элементов обладают своей спе-
цификой: Sn, W, Mo, Bi, Ап, Си, Zn, Pb, As, Те.
3 о л о т о р у д н ы е (в и с м у т о - з о л о т о р у д н ы е) г и д р о-
т е р м а л и т о в ы е зоны. В Монгольском Алтае эта зона выделена
проблематически по ореолам шлихового рассеяния золота и минералов
висмута вокруг позднегерцинских гранитов и по верхней (северной)
границе многочисленных разрабатывавшихся в 191U—192U гг. аллю-
виальных россыпей золота в истоках рек Бурчум, Кран, Кара-Пртыш
и Саксайгол. Золотое оруденение связывалось М. Я. Столяром и Н. II. Зай-
цевым с мелкими кварцевыми линзами и прожилками, распространенными
в зеленых метаморфических сланцах горноалтайской серии, вдоль се-
верного контакта Верхнеиртышского плутона, без выделения соответ-
ствующего золотоносного интрузивного комплекса. Наличие упоми-
навшихся выше поздних сульфидного и сульфосольного парагенезисов,
включающих минералы висмута и золота, в составе грейзено-гидротер-
малитовых образований достоверно позднегерцинского возраста позво
ляет предположить и возможность обособленного существования этих
парагенезисов в жильной или иной форме; очевидно, оно наиболее вероятно
в пределах низкотемпературной, периферийной зоны жильных полей
126
позднегерцинского гранитового комплекса. Это подтверждается соглас-
ной конфигурацией и закономерным обособлением данной зоны относи-
тельно двух других. Подобно им она под углом подходит к юго-западной
границе Верхнеиртышской антиклинальной зоны и прослеживается
далее в пределах синклинория Южного Алтая и вдоль Иртышской зоны
смятия. Золотая минерализация Западной Калбы, по свидетельству
И. С. Яговкина (1934), А. И. Паукер (19-46), Н. И. Бородаевского (1962),
В. И. Нехорошева (1966), гетерогенна, однако часть золотоносных жил
непосредственно с юга примыкает к позднегерцинским редкометальным
жильным полям и связана с ними зональными переходами. Так, при
поперечном пересечении восточной части Калбы редкометальные пегма-
титы (в одном случае с золотом и сульфидами меди) сменяются к югу
касситерит-вольфрамитовыми кварцевыми жилами и далее все более
низкотемпературными золоторудными жилами — сначала с арсенопири-
том. халькопиритом и альбитом, а затем с сульфосолями свинца и теллу-
ридами золота (Яговкпн, 1934).
Элементный состав золотоносных жил, как видно из предыдущего,
принципиально не отличается от состава грейзено-гидрогермалптовых
редкометальных проявлений. Для всех трех типов региональных рудных
зон отмечается такие проходные элементы, как Bi. Au. Be, Sn, Мо; переход
от пегматитовых проявлений к грепзено-гидротермалитовым совершается
при сохранении главных типоморфных элементов, характеризующих
рудный процесс, — Sn, Be, Bi, В, F, Р, Мп.
Примером связи золотооруденения с по.зднегерцинскими гранитами
может служить месторождение Манка на Южном Алтае. Полностью
грейзенизированные граниты небольшого штока с типичной золото-
висмутовой минеральной ассоциацией (Панков, Чухров, 1962) могут
быть с известной долей вероятности признаны дополнительным интрузи-
вом Алексеевского массива. Однако обращает на себя внимание отсутст-
вие именно таких тел в самом Алексеевском массиве и неподверженность
грепзенизацин крупных жильных тел последнего.
Содержание рассеянного золота в позднегерцинских гранитах (Колы-
ванского массива), по данным Ю. Г. Щербакова (1967), невысокое —
от O,UUU6 до U,U(J23 г т, но повышается до десяти раз в грейзенах Бело-
курихинского массива.
В расположении рассмотренных региональных рудных зон намечается
определенная двойственность. С одной стороны, образуемый ими нисхо-
дящий температурный ряд устанавливается по обе стороны от конкрет-
ных цепей позднегерцинских массивов Монгольского Алтая и Калба-
Нарыма (в Центральной Калбе осью такой двусторонней зональности
является цепочка дополнительных интрузивов, см. рис. 24). С другой
стороны малозначительные единичные проявления позднегерцинских
редкометальных гидротермалитов во внутренних частях рассмотренной
системы зон не идут ни в какое сравнение с мощными внешними зонами
гидротермалитов. Поэтому каждый в отдельности Талицко-Монголо-
Алтайский и Калба-Нарымский рудные пояса имеют резко асимметрич-
ное строение, но при этом являются как бы зеркальным отражением
друг друга.
Петрохимическая зональность
Большой интерес представляет задача количественной характери-
стики петрографических, петрохимических и геохимических признаков
позднегерцинских гранитов, параллелизующихся с той или иной формой
127
Таблица 9
Сравнение средних минеральных составов пегматитоносных, грейзеноносных и безрудных гранитов *
(в %)
Район, формация Минерал Пегматитоносные интрузивы Грсйзеноноспые интрузивы Бсзрудные интрузивы
Граниты Гр аниты Граниты
главной фазы ДОПОЛНИТ СЛЫЮЙ фазы главной фазы дополнительной фазы главной фазы дополнительной фазы
Алтай Микроклин Пла- гиоклаз Кварц Слюды 36,4 21,2 29,9 8,8 27 подсчетов по 2 массивам 32,7 24,6 36,1 5,4 47 подсчетов по 3 массивам 36,7 23,6 33,4 4,9 38 подсчетов по 3 массивам 37,2 22,1 37,1 4,7 28 подсчетов ттг> А мяггтгпаът 38,3 24.0 33.9 2,7 6 подсчетов по 4 массивам (только Р. Алтай) —
Центральная Калба Микроклин Пла- тной паи Кварц Слюды 35,2 22,2 36,5 4,4 8 подсчетов (только Сп- бинскпп мас- сив) 27,1 30,4 34,2 8.0 53 подсчета по 10 масси- вам 34,3 24,3 37,2 4,0 10 подсчетов по 2 масси- вам — 45,0 22,1 29,4 4,3 15 подсчетов по 2 масси- вам 28,2 34 9 29,8 6,2 9 подсчетов (только Мо- настыри)
Формация в целом Микроклин Пла- гиоклаз Кварц Слюды 35,6 22,6 33,5 6,3 35 подсчетов по 4 масси- вам 28.6 28,8 34,7 7,3 1(>0 подсчетов по 13 масси- вам 36,0 23,6 35,0 4,4 38 подсчетов по 5 масси- вам 37 2 22.1 37 1 4,7 28 подсчетов по 4 массивам / ТОЛЬКо Г. Алтай) 41,7 23,2 31,6 3,5 16 подсчетов по 3 масси- вам 28,2 34,9 29 8 6,2 9 подсчетов (только Ц. Калба)
* Использованы подсчеты Л. И. Леонтьева, Л. 11. Никольскою (1948), Г>. Л. Дьячкова (1'66) и 13. Л. Филиппова
рудоносности. Эга задача, несомненно, очень сложна. Она требует спе-
циальной методики отбора и усреднения проб и большого числа анализов.
Эти условия не были полностью соблюдены, в силу чего изложенный
ниже цифровой материал имеет назначение лишь иллюстрировать каче-
ственные геологические закономерности и обосновать постановку задачи
на будущее.
Минеральный состав пегматитоносных и грейзеноносных гранитов
(табл. 9) различается по содержанию плагиоклаза и в меньшей степени
кварца, при более ровном содержании калиевого полевого шпата. Пегма-
титоносные дополнительные интрузивы в среднем являются более плагио-
клазовымп (альбитовыми) — особенно калбинские — и с большим со-
держанием кварца. К этому следует добавить, чго в подсчете не фигури-
руют граниты непосредственно пегматоидные или автогрейзенизированные,
для которых, вероятно, имело бы место обратное соотношение. «Без-
рудные» (т. е. не сопровождающиеся редкометальными пегматитами
или гидротермалитами) массивы характеризуются наиболее высокими
содержаниями щелочных полевых шпатов и существенно альбитовым
составом гранитов дополнительной фазы.
Попарное сравнение некоторых алтайских массивов по относитель-
ному содержанию в них акцессорных минералов (табл. 10) выявляет
стандартную картину направленного изменения состава акцессориев
от южного борта Талицко-Монголо-Алтайского геоантиклинального под-
нятия к северному. Граниты всех фаз южных (для данной пары) массивов
превосходят граниты северных массивов по содержанию в них магнетита,
сфена, ильменита и, как правило, эвксенита. Кроме того, их отличает
относительное преобладание флюорита и топаза. Для северных массивов
показательны монацит, гранат, ксенотим, а из минералов, характеризу-
ющих рудный процесс, апатит и турмалин. Из редкометальных и других
рудных минералов берилла относительно больше в южных, а тантало-
ниобатов и минералов молибдена, вольфрама, урана, цинка — в северных.
Циркон и минералы висмута распределены не так закономерно.
Сравнение некоторых петрохимических характеристик редкометалло-
носных гранитов по профилям через редкометальный пояс Горного и Мон-
гольского Алтая (табл. 11) показывает повышение содержания кремнезема
в гранитах от пегматитоносных интрузивов к грейзеноносным. Во 2-м
и 3-м пересечениях нарастание кислотности гранитов главной фазы про-
исходит последовательно от южного к северному краю Талицко-Монголо-
Алтайского геоантиклинального поднятия, причем особенно резкий
скачок происходит при переходе от синклинальной зоны к антиклиналь-
ной зоне поднятия.
В дополнительных и жильных интрузиях отмеченная закономерность
повторяется, причем для жильных гранитов различия между соседними
по профилю грейзеноносными интрузивами по кремнезему минимальны.
Сумма К2О и Na2O в гранитах главной фазы изменяется произвольно
однако можно заметить, что почти по всем профилям наиболее высокие
значения относятся к интрузивам, занимающим центральное положение
в тектонической структуре поднятия. Последнее в еще большей степени
характеризует дополнительные интрузивы. В жильных гранитах значения
этой величины наиболее близки по всему профилю.
Величина калий-натриевого отношения гранитов главной фазы имеет
минимальные (1,1—1,3) значения для пегматитоносных интрузивов,
промежуточные — для смешанных и наиболее высокие (1,5—1,6) — для
грейзеноносных. В дополнительных интрузивах эта величина варьирует
9 Лсонттез Л. H.
129
Таблица 10
Попарное сравнение гранитов некоторых позднегерцинских интрузивов
по относительно преобладающим в них акцессориям *
Фаза внедре- ния Северо-Западный Алтай Юго-Восточный Горный Алтай
юг север юг север
Убино-Белоречен- ский массив Б елокурихинский массив Верхнебухтармин- ский массив Орочаганскпй массив
Главная Магнетит Сфен Эвксенит Флюорит Висмутинит Монацит Ксенотим Гранат Апатит Турмалпн Магнетит Сфен Ильменит Флюорит Топаз Рутил Молибденит Монацит Ксенотим Гранат Шеелит Берплл Минералы Zn, U
Дополнительная У бино-Белоречен- ский массив Талицкий массив Верхнебухтармин- ский массив Орочаганскпй массив
Магнетпт Сфен Циркон Эвксенит Ксенотим Флюорит Топаз Монацит Гранат Апатит Турмалпн Магнетит Ильменит Циркон Флюорит Топаз Рутил Монацит Гранат Апатит Минералы Та, Nb, Bi, W, Mo
Жилыгая Тигирекский массив Талицкий массив Верхнебухтармин- ский массив Орочаганский массив
Магнетит Ильменит Сфен Циркон Минералы Ti, Be, Mo Монацит Ксенотим Эвксенит Апатит Турмалин Минералы Bi, W, Мо Нет данных Монацит Гранат Циркон Ильменит Апатит Турмалпн Минералы Та, Nb, Zn, Mo
* Исходные количественные содержания акцессорных минералов в пробах
см. Волочкович, Леонтьев, 1964.
незакономерно, что можно было бы объяснить наблюдающейся весьма
гибкой индивидуальной изменчивостью соотношения в них калиевого
полевого шпата и альбит-олигоклаза.
Сравнение гранитов по величине коэффициента агпаитности было
предпринято с целью прослеживания условий, в которых могла бы про-
явиться щелочная тенденция в развитии позднегерцинского комплекса.
Наиболее высокие значения коэффициента обычно сочетаются с большим
суммарным содержанием щелочей. Как и эта последняя величина, агпаит-
ность чаще всего возрастает в интрузивах, занимающих центральную
позицию в геоантиклинальном поднятии и понижается в интрузивах
бортовых частей поднятия. Общий уровень агпаитности для комплекса
в целом — нормальный и низкий. Субщелочная разновидность гранитов
130
Таблица 11
Изменения петрохимических характеристик позднегерцинских гранитов по проФнлям вкрест простирания
региональных рудных зон Талицко-Монголо-Алтайского редкомет'альиого пояса
(окислы, %)
Граниты О кислы и индика- торные отношения 1-е пересечение 2-е пересечение пересечение 4-о пересе- чение 5-е пересе- чение
Тигирсн- ский * Интрузивы Талицкого узла ** Белокури- хинский ** Бобровский Верхнебух- тарминский Орочаган- ский »» Ак-Алахин- ский * Жамаяка- бинский * 1 I Калгутин- ский ** Орочаган- ско-Акала- хинский х К ар асу й- ский * Джавджеи- сайский * * Коктогай- ский * Аскыртин- ский * *
Биотитовые S1O2 70,47 73,07 71,49 65,32 72,13 72,78 73,37 72,08 72,91 70,62 69,07
граниты К2О Na2O 8,03 7,69 8,67 7,95 8.25 7,82 7 60 8.30 7,77 6,79 8,64 — —
главной фазы К2О/ Na$O 1,25 1,50 1,31 1,30 1,50 1,60 1.34 — 1,54 1,54 1,10 1,89 — —
Na
“ Al-К 0,50 0,49 0,66 0,45 0,60 0,53 0,54 — 0,60 0,53 0,50 0,48 — —
Число анализов 4 7 2 1 7 7 2 8 9 2 1
Лсйкократо- SiO2 71,60 74.40 75,22 74.58 70,35-78,12 73,11 74,48 74,23 72.75 75,25 72,43 74,06
пыо граниты К-2 О 8,10 8,12 7,63 — 8,01 9,91 -5,75 7,60 8,39 7,83 7,48 8,41 8,40 7.36
фазы доиол- K2O/Na2O 1,30 1,10 1.53 — 1,30 175-1,51 1,21 1,40 1,63 1,68 0,81 1,70 1,34
пительных Na
питрузмй. а Al-К 0,62 0,66 0,55 — 0,61 0,40 — 0,58 0,65 0.40 0,46 0,79 0.53 0,45
Число анализов 8 5 2 8 2 1 2 1 1 2 1
Лепьоьрнто 8102 74,11 74 20 74,22 75,06 75,75 73.56 75,54 75,75 74,30 — — —
тын граниты К2О -j- NSljO 7,75 7,96 8,05 — 8,20 8,05 — 7,99 8,23 8,05 9,26 — — —
жильной K2O/Na2O 1.81 1,10 1,20 — 1,20 1.16 —— 1,13 1,59 1,16 2,70 — — —
фазы т. Na
K;l Al-К 0,62 0,58 0,56 — 0,66 0,62 — 0,53 0,61 0,62 0,49 — — —
Число анализов 4 3 1 8 1 2 4 1 1
* Пегматитолосныс интрузивы.
** Гройзспоносные интрузивы.
(Кл = 0,79) отмечена в дополнительном интрузиве Джандженсайского
массива, для которого характерна миаролитовая текстура, развитие
амазонита и редкометальной минерализации грепзенового типа.
Содержания калия, натрия и редких щелочей в гранитах, получен-
ные спектрофотометрическим методом (табл. 12), указывают на более
калиевый характер всего возрастного ряда грейзеноносных массивов по
сравнению с рядом пегматитоносных. Отмечается значительно более вы-
сокий рубидиевый фон грейзеноносных гранитов и однонаправленное
нарастание содержания натрия, олова, молибдена и понижение бериллия
и тантала в их возрастном ряду. Б пегматитоносных массивах наблюдается
такое же однолинейное нарастание рубидия и понижение натрия, ниобия,
молибдена, а также сравнительно более высокий бериллиевый фон в до-
полнительных и жильных гранитах.
Таблица 12
Сравнение средних (Алтай и Калба-Нарым) содержаний элементов-примесей,
калия и натрия в гранитах пегматитоносных и грейзеноносных интрузивов
(К п Na в %, прочие в г/m, в скобках количество проб)
Элементы- примеси и индикаторные отношения Пегматитоносные интрузивы * Грейзеноносные интрузивы **
главная фаза дополни- тельная фаза жильная фаза главная фаза дополни- тельная фаза жильная фаза
граниты поздние гранит-пор- фиры, микро- граниты
к 3,66(10) 3,64 (38) 3,45 (17) 4.08 (26) 3,59(16) 3,43(17) 3,45 (12)
Na 2,93 (8) 3,17(31) 3,07 (15) 2,56(26) 2,64 (15) 2,71 (16) 2,65(11)
Rb 165(11) 240(45) 288(19) 262(28) 385(22) 320 (20) 482 (10)
Li 85(10) 67(41) 120(18) 91(26) 111(21) 81(21) 368(13)
Cs 24 (7) 55(30) 54(11) 19(17) 73(15) 36(19) 126 (3)
|Be 4,2 (43) 7,7 (87) 7(56) 6,1 (43) 5,9 (37) 5,2 (42) 28,9(18)
Sn 8,5(4) 26(6) 14(5) 8.7 (7) 16.7 (16) 22 (9) —
Mo 6,5 (4) 5,3 (6) 3,4(5) 6(8) 13,4(16) 12(9) —
Ta2O5 8,7 (8) 10 (28) 6.2(12) 12,8 (Ю) 6,5(19) 5,2 (10) 25 (6)
Nb2O6 30,4(8) 24 (28) 17(12) 15,4(10) 33 (1.9) 23(10) 60 (6)
K/Na 1,25 1,14 1,12 1,6 136 1,27 1,3
K/Rb 222 151 123 156 93 107 71
Nb2O6 : Ta2O6 3,5 2,4 2.7 1,2 5,0 4,4 2,4
* Тпгпрекскпй, Жаман-Кабппскпп, Карасуйскпй, Аральский, Спбпнскпй мас-
сивы п дополнительные интрузивы Центральной Калбы.
** Белокурихпнскпй, Талпцкий, Колыванскпй, Убипо-Белоречепскпй, Верхпе-
бухтармпнский, Калгутпнскпй, Аскыртпнскпй, Дупгалинскпп, Дельбегетейский,
Койтасский, Алексеевский массивы.
Фациальный ряд формации
Приведенные материалы доказывают, во-первых, существование об-
щих родовых признаков у позднегерцинских редкометаллоносных гра-
нитов Алтая и Калба-Нарыма, что позволяет рассматривать их в качестве
единой формации (главы II, III), и, во-вторых, свидетельствуют о ее
симметричном зональном строении. Генетическое единство возрастного
ряда пород было подтверждено неизменными пространственными свя-
зями гранитов главной, дополнительной и жильной фаз и связывающей
их во времени направленной петрохимической эволюцией. Единство
удаленных друг от друга интрузивов доказывалось принципиальным
подобием их возрастных рядов и сходным структурным положением.
132
Показывая, с другой стороны, что формация неоднородна, мы косну-
лись лишь отдельных частных проявлении этой неоднородности. Так,
региональная рудная зональность, описанная выше, отражает особенности
распределения главным образом пород третьей, жильной фазы. Сопряжен-
ная с рудной зональностью петрохимическая зональность родоначальных
гранитов п их дополнительных интрузивов предстает пока в форме раз-
розненных эмпирических наблюдений. Еще преждевременно пытаться
установить прямую причинную связь между этими явлениями, но следовало
бы стремиться упорядочить представление о их парагенезисе. Попытаемся
это сделать на основе понятия — «ряд интрузивных фаций формации»,
связывая вещественные проявления гранитового магматизма со струк-
турными условиями (Усов, 1932; Кузнецов, 1960).
Ранее было показано, что фациальные ряды устанавливаются прежде
всего для каждой интрузивной фазы. Развернутая фациальная характе-
ристика отдельно взятого сложного интрузива включает в себя характери-
стики гранитов всего возрастного ряда, в том числе и разобранные выше
фациальные ряды. Среди множества вариантов реально наблюдаются
некие устойчивые отношения между частными характеристиками отдель-
ных интрузивных фаз. Так, например, редкометальные сложнодифферен-
цированные пегматиты проявляются на фоне общего изобилия жильных
гранитов п пегматитов, группирующихся в жильные поля. Последние
принадлежат интрузивам с непропорционально большим развитием до-
полнительных инъекций. В свою очередь, эта последняя особенность
присуща наиболее высокотемпературным разновидностям гранитов глав-
ной фазы. Этот набор признаков свойствен целой группе интрузивов
сходного структурного положения, которым может быть противопоста-
влена другая группа интрузивов с более низкотемпературной ассоциацией
минералов, со слабым развитием дополнительных и жильных образований
и с доминирующей ролью рудных гидротермалитов. В совокупности обе
эти группы, а также интрузивы аляскитоидного состава с хрусталенос-
ными пегматитами и резко дифференцированными интрузивами рибекит-
альбитового состава и те интрузивы, которые полностью лишены дополни-
тельных интрузивных тел, образуют фациальный ряд формации. В ка-
честве гомологичных членов в этом ряду при собственно мегаллогениче-
ском подходе к нему могут быть объединены: а) пегматитоносные массивы
(более глубинный интервал) и массивы с конфокальными расслоенными
штоками пегматоидных гранитов и рибекитовых альбититов (малоглубин-
ный интервал, см. рис. 39); б) массивы с сопутствующими им рудными
гидро гермалитовыми полями и одиночные дифференцированные штоки
с прошедшей в них сегрегацией кварца и мощным кислотным выщела-
чиванием; в) безрудные массивы с сокращенным до минимума рядом
дифференциалов.
Выводы
Описанная форма крупноплощадной рудной зональности внутри
редкометальных поясов Прииртышья наряду с соподчиненными ей си-
стемами рудных зон в пределах отдельных рудных полей и узлов является
главным основанием для металлогенического прогноза, чем она в особен-
ности и интересна. Еще не достигнута цель — уяснить все геологические
условия, сопутствующие результату, той или иной форме оруденения.
Однако можно показать, что нового привносит наш развернутый пример
в дискуссию о рудной зональности (Смирнов, 1965; Pouba, 1963; Твалч-
релидзе, 1963, и др.).
133
Своеобразие его заключается в непосредственной, наглядной (и притом
на разных масштабных уровнях) связи оруденения с магматическим источ-
ником и в полноте моноасцендентного ряда (от редкометальных пегматитов
до молибденит-вольфрамито-кварцевых рудных жил), связанного с одной
и той же интрузивной фазой формации. Кроме того, устанавливается,
по-видимому, наиболее сложная из известных иерархия рудных зон (че-
тыре порядка), коррелируемость петрографических фаций гранитов
и оруденения, а также симметрия в расположении весьма крупных руд-
ных зон первого порядка (Леонтьев, 1962, 1963, 1965). Значение устано-
вленных регулярных и непрерывных переходов между одновозрастными
пегматитами и гидротермалитами на большой территории заключается
в возможности отказаться в этом случае от гипотезы полигенности тех
и других (Pouba, 1963) или от транспортировки рудного вещества с раз-
ных уровней земной коры (Смирно^, 1963), т. е. заметно уменьшить не-
определенность в объяснении региональной рудной зональности. Наблю-
даемая полнота зональных рядов жильных рудных полей и формации
в целом и высокая упорядоченность в размещении месторождений сводят
к минимуму возможность их объяснения идущими с глубины наложен-
ными метасоматическими процессами — слишком точно запрограмми-
рованы должны были бы быть в этом случае пути метасоматических раст-
воров. Значительный теоретический интерес представляет и то, что бли-
жайшие аналоги изученного рудного комплекса находятся не в геосин-
клинальных складчатых областях (в том числе терригенных геосинклина-
лях; Твалчрелидзе, 1963), а в областях мезозойской активизации (Восточ-
ное Забайкалье) и в активизированных платформенных областях (Южная
Родезия, Конго, Западная Австралия, Бразилия; Колотухина и др.,
1964, 1968).
Кроме главных, на наш взгляд, структурных причин (они рассматри-
ваются далее), обусловивших образование региональной рудной зональ-
ности, можно предположить существование следующих геологических
факторов, способствовавших ее возникновению.
1. Одну из причин раздельного размещения пегматитов и гидро-
термалитов допустимо связывать с неодинаковым гипсометрическим
положением соответствующих интрузивных фаций (выступы магмати-
ческой короны; Поспелов, 1963). При этом нужно вспомнить, что пегма-
титы «избегают», а редкометальные граниты, кварцевые жилы и грей-
зены «предпочитают» девонские эффузивы (средний структурный ярус),
что является указанием на возможное соответствие уровня эффективной
глубинности при формировании гранитов их стратиграфическому уровню.
К тому же редкометальные грейзенизированные граниты занимают
на Алтае относительно более высокий, чем пегматиты, (2000—3200 м)
гипсометрический интервал.
2. Пегматитовые поля располагаются в зоне высокого метаморфизма
пород (Монгольский Алтай), а гидротермалпты смещены за ее пределы.
По данным Уотсона (Soper, 1963), тип внедрения гранитных тел и их раз-
личные свойства отражают особенности их положения в складчатом
поясе и, в частности, в «температурной антиклинали», унаследованной
от предшествовавшего цикла метаморфизма и гранитообразования, от
чего могла зависеть неравномерная теплоотдача при застывании гранитов.
3. Наконец, первичная неоднородность состава гранитовой магмы,
зависящая от глубинных причин, могла также предопределить характер
рудной дифференциации. Некоторые материалы, служащие проверкой
этой гипотезы, были представлены выше (см. табл. 6 — 9).
134
ГЛАВА IV
РЕДКОМЕТАЛЬНЫЕ РУДНЫЕ ПОЯСА И ИХ СВЯЗЬ
С ТЕКТОНИКОЙ
ОСОБЕННОСТИ ТЕКТОНИЧЕСКОГО ПОЛОЖЕНИЯ
РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ПОЯСОВ
Алтае-Зайсанская складчатая система, к которой относятся рас-
сматриваемые редкометальные пояса, отличается от смежных с ней Алтае-
Саянской и Центрально-Казахстанской складчатых областей линейным
типом структур, существенно сиалическим профилем магматизма,
затянувшимся до нижнекаменноугольного времени геосинклинальным
развитием и герцинским возрастом завершающей складчатости. Как
и в Центральном Казахстане, максимальное проявление гранитоидного
магматизма приходится здесь на верхний палеозой, однако при умеренном
развитии вулканической деятельности в это время. К числу других
отлпчий складчатой системы Н. Г. Маркова (1964) относит особенно
резкое здесь различие антиклинальных и синклинальных структур,
их унаследованное от каледонского этапа развитие и относительно более
тесную связь мульдового (эпигеосинклинального орогенного) этапа Сх—Р
с предшествовавшим геосинклинальным.
В отличие от Алтае-Зайсанской системы территории Алтае-Саяна
и Центрального Казахстана в целом, будучи сходны между собой в глав-
ных чертах развития (Янов, 1964), характеризуются мозаично-блоковым
строением, фемическо-сиалическим профилем (Красный, 1961), не-
геосинклинальным характером девонских и более молодых отложений
и каледонским возрастом главной складчатости.
По данным, заимствованным из сводки Е. П. Пучкова и Л. И. Пуч-
ковой (1967), в пределах рассматриваемой системы наблюдается регио-
нальная гравитационная аномалия, выражающаяся плавным понижением
силы тяжести в юго-восточном направлении. Она связывается с погруже-
нием в том же направлении поверхности Мохоровичича до глубины 50 км,
не обнаруживает соответствия с палеозойскими структурами, но корре-
лируется с новейшими поднятиями. Локальные гравитационные мини-
мумы первого порядка отмечаются под обоими редкометальными поясами,
причем отдельные частные аномалии отвечают крупным гранитным масси-
вам. Зона Юго-Западного Алтая, напротив, выделяется резко повышен-
ными гравитационными и магнитными полями, а ограничивающие ее
Иртышская и Северо-Восточная зоны смятия отмечены полосами больших
градиентов силы тяжести и отрицательными магнитными аномалиями. По
3. Э. Фотиади и Ф. С. Моисеенко (1967), Иртышскому приразломному
135
поднятию и прилегающей части Калбы соответствует крупная в ре-
гиональном плане гравитационная ступень, сопровождаемая минимумом
силы тяжести, что аналогично Успенской зоне смятия.
Из рисунков 57, 58, 59 очевиден линеаментный характер тектониче-
ской структуры, контролировавшей редкометальные пояса. Линеамент,
под которым понимается возрожденный герцинский геосинклинальнып
прогиб Юго-Западного Алтая и наследовавшая ему верхнепалеозойская
приразломная блоковая структура, является наложенным по отношению
к элементам нижне-среднепалеозойской складчатой структуры, хотя
и следует их генеральному северо-западному направлению. Наиболее
к > [Ж>
Рис. 57. Мощность земной коры и рельеф подкорового слоя. По Ф. С. Мои-
сеенко, 1967 г.
1 — линии равных мощности”! земной коры по гравиметрическим данным; 2 — гра-
ницы тектонических зон; 3 — редкометальные пояса; 4 — цепочки интрузивов ред-
кометаллоносных гранитов
наглядно это видно в юго-западном борту Талицко-Монголо-Алтайского
геоантиклинального поднятия (см. рис. 2—4), где происходило попереч-
ное или косое срезание крупных антиклинальных зон, синклинальных
прогибов, брахиформных складок и разрывов по линии Локтевско-Кара-
иртышской зоны разломов, с перекрытием погребенных частей поднятия
отложениями Dx—Сх Белоубинско-Маймырского приразломного прогиба
(Хисамутдинов, 1963) и его синьцзянского продолжения. По’линип назван-
ной зоны разломов происходит резкая смена поперечно-вытянутых раз-
дувов гранитного слоя в Горном Алтае продольными пережимами и раз-
дувами в Юго-Западном Алтае и Калба-Нарыме. Продольная вытяну-
тость цепей верхнепалеозойских гранитоидов в северо-западном напра-
влении, резко отличающая их от доверхнепалеозойских, указывает,
вероятно, на их чуждую первоначальной геосинклинальной структуре
наложенную активизационную природу.
Прииртыгаский линеамент прослеживается до подошвы диоритового
слоя (см. рис. 58). Тем не менее интересно отметить, что в той интерпре-
тации гравиметрических наблюдений, которая дана Ф. С. Моисеенко
136
к’-’*
Рис. 58. Рельеф базальтового слоя. По Ф. С. Моисеенко, 1967 г.
1 — линии равных глубин залегания кровли базальтового слоя по гравиметрический
и магнитометрическим данным; 2 — границы тектонических зон; з — редкометаль-
ные пояса; 4 — цепочки интрузивов редкометаллоносиых гранитов
Рис. 59. Мощность условно гранитного и рельеф диоритового слоя. По Ф. С. Мои-
сеенко, 1967 г.
Усл. обозн. см. на рис. 58.
137
на приведенных нами схемах, линеаменту соответствует региональный
флексурообразный изгпб в спокойной «моноклинали» поверхности Мохо-
ровичича. Ненарушенные части «моноклинали» соответствуют районам
Алтае-Саянской и Центрально-Казахстанской складчатых областей, где,
как и в Алтае-Зайсанской системе, имели место 3—4 цикла магматизма,
но с относительно более высоким удельным весом нижне- и среднепалео-
зойских внедрений и более низким — верхнепалеозойских.
Происхождение флексурообразного изгиба, как и утолщение земной
коры под современными горными поднятиями, допустимо объяснять
новейшими процессами в верхней мантии (Белоусов, 1964). Но, кроме того,
кажется допустимой и мысль о древнем заложении флексуры и о возмож-
ной роли тангенциальных сдвиговых напряжений в верхней мантии как
источника энергии, потребной для тектонической активизации и возобно-
вления магматизма в вышележащих ярусах земной коры.
Рассматривая проблему послегеосинклинального магматизма и свя-
занной с ним редкометальной металлогении, необходимо выбрать соот-
ветствующий этой задаче угол зрения на тектоническое развитие Алтая
и Калба-Нарыма. Одно из основных противоречий выражается в насто-
ящее время в споре между сторонниками концепций полициклического
(бициклического) (Нехорошев, 1966; Кузнецов и др., 1964; Унксов и др.,
1958) и моноцпклнческого (Белостоцкий и др., 1959; Красильников.
1966; Волков, 1966; Дергунов, 1967; и др.) развития Горного Алтая.
Исходя преимущественно из оценки палеозойского магматизма Алтая,
данной В. А. Кузнецовым и др. (1964), и изложенных материалов, для
нас естественнее признать полициклическое развитие рассматриваемой
территории, хотя вопрос о соответствии этапов и циклов магматизма
в ее разных тектонических зонах еще в достаточном объеме не изучен.
С этих позиций Талицко-Монголо-Алтайское геоантиклинальное под-
нятие прошло полный геоспнклинальный цикл развития в течение
каледонского тектогенеза и испытало последовательные активизации
в девоне и верхнем палеозое. Превращение его в консолидированное
складчатое сооружение также совершалось через несколько стадии дро-
бления, в основном совпадавших с периодами усиления тектонических
движений в каледонских геоспнклинальных прогибах (Cm.,, Of, Sj. D)
и с проявлениями магматизма.
В числе особенностей исторического развития Алтае-Зайсанской
геоспнклинальной складчатой системы важно отметить следующие:
а) полицикличность развития с последовательным уменьшением от-
носительного значения или полным выпадением основных вулканоген-
ных и аллохтонных терригенных (т. е. собственно геоспнклинальных)
формаций и с одновременным увеличением роли более грубообломочных
молассовидных отложений и гранитоидного магматизма в каждом после-
дующем цикле;
б) растянутость верхнепалеозойского этапа орогенного развития,
наступившего после замыкания герцпнских геосинклинальных прогибов,
напряженность тектонических перестроек и циклическая завершенность
магматизма, что ставит этот этап в положение особого (третьего) тектоно-
магматического цикла;
в) связь подавляющего большинства изверженных пород с верхне-
палеозойским орогенным этапом и в пространстве — с переработанными
блоками ранней каледонской консолидации. Обособившиеся в два или
три приема зоны нижне- и среднепалеозойской консолидации испытали
на себе все катаклизмы, связанные с возрождением геосинклинальных
138
прогибов в верхнем палеозое, в силу чего имело известные основания
условное отнесение их к герцинидам ^(Волочковпч, Леонтьев, 1962,
1964).
Узловым и наиболее острым является вопрос о двойственной природе
активизации тектонических движений в девоне. В разделяющих редко-
метальные пояса Рудно-Алтайской и Южно-Алтайской зонах девонские
отложения представляют герципский геосинклинальный цикл; заложив-
шиеся в нижнедевонское время на нижнепалеозойском складчатом осно-
вании геосинклинальные прогибы Алтае-Зайсанской системы замкнулись
перед намюром, т. е. непосредственно перед началом верхнепалеозой-
ского интрузивного цикла. В Ануйско-Чуйской (Ануйско-Цаганурскоп)
зоне девонские отложения с несогласием лежат на различных толщах
от кембро-ордовикских до силурийских и отличаются от них по типу
дислокаций (Нехорошей, 1966); состав и строение их соответствуют классу
орогенных формаций; они близки одновозрастным отложениям Уйменско-
Лебедского прогиба, Чулышманской и др. зон каледонид (Дергунов,
1966). Это объясняет отнесение Ануйско-Чуйской зоны к «нетипичным
геосинклиналям» (Нехорошев, 1966), «пригеосинклинальпым прогибам»
(Янов, 1964), хотя и возникшим в орогенном этапе развития зон каледон-
ской складчатости, но лишь как отзвук более мощной герцинской акти-
визации в Алтае-Зайсанской геосинклинальной системе. В зависимости
от выбранных критериев одни исследователи считают, что геосинклиналь-
ное развитие закончилось здесь перед девоном (Унксов и др., 1958).
другие — в середине франского века (Нехорошев, 1966), третьи —
к среднему карбону, относя эту зону к герцинским складчатым соору-
жениям (Кузнецов, 1962; Белостоцкий и др.. 1959).
Указанные черты двойственности девонского этапа, во время которого
формировались орогенный осадочный комплекс каледонид п геосинклп-
нальный комплекс герцинид, целиком распространяются на Талицко-
Монголо-Алтайское поднятие, ввиду чего дать однозначную характери-
стику явлениям девонской активизации на этой территории особенно
затруднительно. Здесь большое развитие получили гранитоиды после-
эйфельского возраста (см. рис. 2), в том числе сопровождающиеся мо-
либдено-вольфрамовыми проявлениями; на территории поднятия они
отвечают типу «окологеосинклинальных» — по отношению к герцинской
геосинклинали (Кузнецов, Яншин, 1967), или эпигеосинклинальных
орогенных — по отношению к каледонскому геоспнклинальному циклу.
Этап нижнекаменноугольного (с намюра) — пермского развития
Алтае-Зайсанской складчатой системы и всей Алтае-Казахстанской обла-
сти большинством геологов рассматривается как орогенный эпигеосин-
клпнальный орогенный, мульдовый, т. е. в любом случае отличный от
геосинклинального. Вопрос заключается в оценке степени самостоятель-
ности этого этапа по отношению к предшествующему геосинклинальному.
С одной стороны, Н. П. Херасков (1963), М. В. Муратов (1967) и другие
исследователи считают этот этап закономерным продолжением геосинкли-
нального и как бы его неотъемлемой принадлежностью. С другой стороны,
Н. Г. Маркова (1966), Э. Н. Янов (1964) и др. подчеркивают в Алтае-
Зайсанской и Джунгаро-Балхашской областях наложенный характер
формации этого этапа, О. А. Мазарович (1967) указывает на значительный
отрыв орогенного развития северной части Центрального Казахстана
в D—Р от геосинклинального. выделяя так казмваемую «молассу акти-
визации». С. С. Шульц (1964), А. М. Смирнов (1964), К. В. Боголепов
(1967), каждый на своем материале, фактически уравнивают в правах
139
эпигеосинклпнальное и внегеосинклпнальное развитие складчатых об-
ластей.
Проведенная К. В. Боголеповым (1967) систематизация стадий раз-
вития и типов морфоструктур складчатых областей Сибири в мезозойскую
эру подкрепляет вывод, что Алтае-Зайсанская складчатая система уже
с нижнего карбона вступила на путь негеосинклинального развития,
в котором ничто уже принципиально не менялось после. Соответственно
п верхнепалеозойский интрузивный цикл, устанавливаемый в Прииртышье
не должен заведомо связываться с развитием герцинских геосинклиналь-
ных прогибов. Н. П. Херасков (1963) давно уже справедливо заметил,
что гранитовые интрузии следует исключить из состава геосинклиналь-
ных формационных комплексов, а Масайтис и Старицкип (1963) писали
о «гипнозе существующих представлений о гранитной магме, которая
якобы может проявляться лишь в геосинклпнальных складчатых обла-
стях». Мы можем опереться в этом вопросе на мнение М. А. Нагибиной
(Тектоника Евразии, 1966), Ю. А. Кузнецова и А. Л. Яншина (1967),
показавших исключительно широкое распространение внегеосинкли-
нальных гранитоидов, удаленных на 1—2,5 тыс. км от одновозрастных
с ними областей складчатости.
Обращает на себя внимание замкнутый в плане, конакспальный
характер верхнеиалеозопского магматического ареала в Прииртышье
и в особенности редкометаллоносных гранитов. Последние формировались
в то время, когда сетка разломов разнообразных направлений (преиму-
щественно северо-западных и субширотных) приобрела более или менее
законченный вид. Тем не менее гранитные интрузивы группируются
главным образом по периметру ареала в виде гирлянд или овалов — их
замыкание наблюдается в северо-западной частп Рудно-Алтайской зоны
(Новошульбинский массив), близко к Рубцовскому гравитационному
максимуму. Такая конфигурация одновозрастных интрузивов, допол-
ненная поперечными и радиальными виргирующими цепями интрузивов
Северо-Западного и Юго-Восточного Горного Алтая (см. рис. 4). может
указывать на существование в верхнем палеозое субширотно вытяну-
того сводового поднятия, направленного под острым углом к более древ-
ним Талицко-Монголо-Алтайскому и Припртышскому геоантиклиналь-
ным поднятиям и сформировавшегося задолго до неоген-четвертичного
свода, о котором писали В. И. Корешков (1960) и В. П. Нехорошев
(1966).
Связь редкометальных рудных поясов с тектоникой можно рассмат-
ривать с различных точек зрения. Одной из них — как влияли палеотек-
тонические структурные формы на распределение позднегерцинских
интрузивов и их разнообразные свойства — мы отдавали предпочтение
при описании структурного положения формации и рудной зональности
(Волочкович, Леонтьев, 1964, 1967; Волочкович, 1965; 1967; Леонтьев,
1965). При этом было показано, во-первых, что скопления интрузивов
данной формации избирательно приурочены к древним (О,—CJ гео-
антиклинальным поднятиям и их положительным элементам — антикли-
нальным зонам. Во-вторых, характер магматической дифференциации,
выражающийся в большем или меньшем удельном количестве поздних
и побочных продуктов интрузивного внедрения, рисуется более сложным
в поднятиях и особенно в их положительных элементах, если сравнивать
их с геосинклинальнымп прогибами.
Редкометаллоносные гранитовые формации в девоне и в верхнем
карбоне были наложены на всю совокупность уже консолидированных
140
перед этим (частично или полностью) смежных структурных зон, но
продуктивные фации этих формаций избирательно локализовались только
в геоантиклинальных поднятиях, избегая зон, до конца геосинклиналь-
ного цикла развивавшихся как геосинклинальные прогибы. И другие
гранитоидные формации, возникавшие на разных этапах развития гео-
синклинальной области и в ее различных тектонических зонах, в гео-
антиклинальных поднятиях неизменно характеризуются такими мест-
ными особенностями, которые обычно ассоциируют с высокой металло-
генической активностью магм, в среднем более кислым составом грани-
тоидов, обилием поздних интрузивов с их контрастными по составу диф-
ференциатами, большим объемом жильных пород (кислого состава).
То обстоятельство, что подобная избирательность в распределении
металлоносных интрузивных фаций ярко проявилась и после консоли-
дации всей Алтае-Зайсанской складчатой системы, может указывать на
существовавшие ранее и сохранившиеся до перми отличия глубинной
структуры фундамента геоантиклинальных поднятий, обусловивших обра-
зование рудоносных фаций, а вслед за этим и рудных полей.
Непосредственное влияние тектонических структурных форм пред-
шествовавших этапов на специфику возрастного ряда формации выража-
ется в том, что дополнительные интрузивы и пегматитовые жильные
поля возникают в зонах древних (залеченных в главную интрузивную
фазу) разломов и трассируют собою границы антиклинальных зон, нижнего
структурного яруса, если даже эти границы и не были подчеркнуты
разрывами.
Из вышесказанного видно, что понятие редкометальной специали-
зации можно в определенном смысле отнести в целом и к участкам земной
коры под геоантиклинальными поднятиями. Основы этой специализации
стали закладываться со времени обособления поднятий, однако основ-
ное значение для формирования рудных поясов имел последний по времени
этап верхнепалеозойской тектонической активизации, в течение которого
на территории геоантиклинальных поднятий были образованы много-
численные молибден-вольфрамовые и комплексные редкометальные место-
рождения от мелких до крупных. В Калба-Нарыме устанавливается
относительно более узкий, чем на Алтае, магматический ряд — от сред-
него девона до перми, с безусловным преобладанием верхнепалеозойских
пород, и редкометальное оруденение только позднегерцинского возраста.
Это не мешает нам расценивать рудные пояса вообще как полигенные
образования, хотя и с полным, как в данном случае, преобладанием место-
рождений одного возраста.
ВЕРХНЕПАЛЕОЗОЙСКИЙ ИНТРУЗИВНЫЙ ЦИКЛ
И ВНЕГЕОСИНКЛПНАЛЬНАЯ ТЕКТОНИЧЕСКАЯ
АКТИВИЗАЦИЯ
Гранитоидные формации верхнепалеозойского возраста образуют
циклический ряд, который начинается с внедрений габброидов, и с наи-
более глубинной «батолитовой» гранитоидной формации (см. главу I)
и заканчивается резко гипабиссальной монцонит-гранодиорит-гранито-
воп. Изученная формация редкометаллоносных гранитов наиболее
вероятно находится в возрастной «вилке» между двумя названными фор-
мациями и неопределенно сближена во времени с последней. Простран-
ственно редкометаллоносные граниты ближе к начальной батолитовой
формации и как бы окаймляют ее, распространяясь дальше, чем она,
от краев в глубь геоантиклинальных поднятий.
141
О соотношении формации редкометаллоносных гранитов с субвулкани-
ческой ыонцонит-гранодиорит-гранитовой формацией в настоящее время
приходится говорить крайне осторожно, допуская как возможные разные
варианты этих отношений. Предлагаемый нами рабочий вариант интру-
зивной последовательности (см. главу I), кажущийся привлекательным
с позиций циклизма, все же практически лишен несомненных фактиче-
ских подтверждений. Из противостоящих ему вариантов самый сильный,
на наш взгляд, не тот, в котором утверждается, что сержихинский комплекс
древнее, чем «змеиногорские» и «калбинские» граниты (Звягинцев, 1966),
а тот не высказывавшийся ранее вариант, который допускает одновремен-
ное или асинхронное, но во всяком случае независимое формирование,
с одной стороны, вулкано-плутонической ассоциации Сержихинского
и Холодного белков, Секисовки и Углоухи, и с другой — более глубин-
ных интрузивных формаций, в частности редкометаллоносной гранито-
вой. Возможность независимых параллельных внедрений магм разного
состава из самостоятельных очагов была показана в последнее время
М. А. Фаворской, В. А. Кигай (1964).
Приведем некоторые данные к обоснованию циклической последо-
вательности гранитоидных формаций Прииртышья в верхнем палеозое.
Ось симметрии формации редкометаллоносных гранитов совпадает
с осью симметрии других верхнепалеозойских интрузивных формаций
и с линейной тектонической зоной Рудного и Южного Алтая, развивав-
шейся по особому плану — как вторичный (наложенный или возрожден-
ный) геосинклинальный прогиб в D*—Сх и затем как молассовый прогиб,
характеризующийся усиленной магматической деятельностью и общим
подъемом геоизотерм (см. рис. 3, 4).
Другим аргументом является то. что рассматриваемые формации
образуют ряд от более глубинных к менее глубинным, с соответственным
изменением величины плутонов, их строения, формы, связи с зффузивами,
предполагаемого механизма внедрения. Ранние гранитоидные батолиты
близки парааутохтонным плутонам среднеглубинного интервала
(Рид, 1957). С гранитами мезозоны (Баддингтон, 1963) их сближает на-
личие вокруг них мигматитово-метаморфического окружения и разно-
образных контактных отношений с ним, сводов, шлпровых куполов, пе-
ремычек и провесов пород кровли, а также гнейсовидных текстур и кли-
важа, с деформацией краевых частей плутона (Клоос, 1931). Поздне-
герцинские гранитные интрузивы, подобно типичным плутонам эпизоны
(Баддингтон, 1963), дискордантны, в большинстве лишены зон закалки
и даже в краевых частях обладают «гомофановой», квазиизотропной
структурой. Редко в них встречающиеся текстуры течения параллельны
контактам и имеют крутое падение (что расценивается А. Ф. Баддингто-
ном как указание на крутой конформный подъем магмы). Тем не менее
они, с их относительно слабо развитой структурой обрушения, все же
не находят сколько-нибудь полного соответствия с эталонными для эпи-
зоны штоками, батолитами, кольцевыми и кальдеро-плутонамп монцо-
нитов, монцонит-порфиров и пр. третичного возраста. Зато этому типу
полностью удовлетворяют сложные плутоны монцонит-гранодпорит-гра-
нитовой формации в Рудном Алтае, Зайсане и Тарбагатае, непосредственно
связанные с вулканическими комплексами.
Из сказанного и пз временной сближенности формаций делается
вывод о едином верхнепалеозойском магматическом цикле и соответ-
ствующем ему ряде интрузивных формаций. Состав зтого ряда можно
охарактеризовать как обычный для большинства геосинклинальных склад-
142
чатых областей, для областей платформ в дочехольную стадию их раз-
вития и для тех областей «автономной активизации» (Щеглов, 1967),
которые располагаются унаследование к структуре, образованной в гео-
синклинальную стадию. Этот ряд является полноразвитым, отличаясь
этим от формационных рядов активизированных поясов платформ,
платформенных щитов и некоторых складчатых областей (Нигерийско-
Сахарский, Кодаро-Удоканский, Катазиатский пояса). Особенности
ряда заключаются в чрезвычайно высокой роли продуктов кислых,
гранитовых магм, подчиненной — основных и ультраосновных пород
и в отсутствии щелочных.
Развитие верхнепалеозойского магматизма было центробежным по
отношению к осевой структурной зоне Рудного и Южного Алтая. Ранние
гипербазиты, габброиды, диориты группируются главным образом в этой
осевой зоне; следующая гранитоидная батолитовая формация охватывает
как эту зону, так и прилегающие краевые зоны геоантиклинальных бло-
ков; собственно гранитовая формация располагается повсеместно, но пре-
имущественно по внешнему краю батолитового пояса, вблизи осевых раз-
ломов геоантиклинальных блоков. Следующая субвулканическая гранито-
идная формация вновь тяготеет только к осевой зоне линеамента, как бы
указывая на исчерпавшую себя центробежную тенденцию, но это «дви-
жение вспять», возможно, следует связать с тем, что монцонит-грано-
диорит-гранитовая субвулканическая формация сама по себе предста-
вляет интрузивный цикл в миниатюре, свидетельствуя о новой, хотя
и менее значительной фазе тектонической активизации, произошедшей
на границе карбона и перми. Наконец, пермская формация малых интру-
зий вновь выходит далеко за пределы Рудного Алтая, подобно редко-
металлоносным гранитам, служа примером формации «космополита».
Чрезвычайно важно заметить, что, во-первых, оруденение (редко-
метальное в одном случае и полиметаллическое в другом) в обоих случаях
формировалось в заключительном звене интрузивного цикла, в момент,
когда прежние отличия между структурными зонами на время переста-
вали влиять на распространение интрузий, так как наступало состояние
максимальной консолидации. Во-вторых, если принять гипотезу о само-
стоятельном, хотя и недоразвитом, интрузивном цикле после того, как
образовались редкометаллоносные граниты (она основывается на стан-
дартном порядке внедрений от пород основного состава для аляскитов),
то оба верхнепалеозойских интрузивных цикла достаточно сильно отли-
чаются друг от друга по длительности, суммарному объему интрузий,
относительной роли отдельных звеньев и их химизму, чтобы было по-
нятным резкое несходство их оруденений.
В самом деле, для первого цикла характерна растянутость на целый
период, громадное распространение формаций, ведущая роль батолитов
и щелочноземельная специфика. Для второго, проблематического цикла —
его сжатость во времени, локальная приуроченность к прогибам, при-
поверхностный характер всей серии пород и щелочный уклон в их химизме,
появление диабазо-порфировой формации в конце цикла.
Представляется закономерным, что наиболее крупные (до 5 тыс. км2)
плутоны, окруженные мощным гнейсо-мигматитовым ореолом, возникли
на участке наложения поздних глыбовых дислокаций на унаследованные
древние выступы фундамента — Верхнеиртышскую антиклинальную зону,
Курчумско-Кальджирский выступ и пр. Возникшие таким образом в на-
чале цикла аномальные сосредоточения кристаллических (изверженных
и метаморфических) пород в дальнейшем сами послужили фактором,
143
влиявшим на распределение позднегерцинских интрузии и на характер
их дифференциации. «Цепи» позднегерцинских интрузивов вытянуты
вдоль границ кристаллических ядер, а наиболее интенсивная жильная
деятельность характеризует те из них, которые локализованы внутри
древних плутонов. Отсюда следует вывод, что тектоническая активизация,
произошедшая в стадию образования батолитов, явилась непосредствен-
ной подготовкой к появлению формации редкометаллоносных гранитов,
а структура зтоп стадии в значительной мере определила их размещение
(в I главе была, кроме того, показана подобная же роль наложенных
вулканогенных структурных форм девонского возраста). При этом сле-
дует подчеркнуть не вполне самостоятельную, а скорее, опосредующую
роль среднедевонской и нижнекаменноугольной глыбовой структуры,
которая и сама развивалась неравномерно, как бы приспосабливаясь
к элементам древней складчатой структуры фундамента поднятия.
К структурным формам, возникшим или омоложенным одновременно
с образованием позднегерцинских гранитов, отнесены сравнительно
мелкие разломы поперечных и произвольных направлений, безусловно
«послебатолитовые» (послесреднегерцинские) и обычно залеченные поздне-
герцинскими гранитами.
СООТНОШЕНИЕ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ПОЯСОВ
С ЗОЛОТОРУДНЫМИ И ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИМИ
Установленная в Прииртышье четкая пространственная обособлен-
ность редкометального полиметаллического и золоторудного оруденений
еще не решает проблему их возрастных взаимоотношений. Если принять
как наиболее подтвержденный в настоящее время факт, что свинцовое
и полиметаллическое оруденение Теректинской зоны Горного Алтая одно-
возрастно полиметаллическому оруденению Юго-Западного Алтая, а редко-
метальное оруденение Монгольского и Горного Алтая одновозрастно
редкометальному оруденению Калба-Нарыма, то наиболее проблематич-
ным будет возрастное положение золоторудных месторождений.
В настоящее время можно считать установленной гетерогенность
золотой минерализации Прииртышья (Яговкин, 1934; Паукер, 1946;
Бородаевский, 1962; Нехорошев, 1966; Щербаков, 1967). На территории
Алтая и Калба-Нарыма известны следующие золотоносные рудные пло-
щади:
а) Бипско-Катунское, или Катунско-Абаканское, поднятие, золо-
тая минерализация связана здесь преимущественно с выходами кембрий-
ских вулканогенных пород среднего и основного состава и кембрийскими
габброидами, но в основном является более молодой, так как проникает
в ордовикские флишоидные и девонские вулканогенно-осадочные отло-
жения; у контакта Саракокшинского массива она находится в парагенезе
с жильными микрогранитами, аплитами, фельзитами, абсолютный воз-
раст которых 250 млн. лет (Щербаков, 1967);
б) Белокурихинско-Анупский район (Ануйско-Чуйский пригеоспн-
клпнальный прогиб; Янов, 1964). Золото сопутствует многим дизъюнкти-
вам в ордовпкско-силурийских сланцах и ассоциирует с молодой (мезо-
зойской) барит-киноварной минерализацией (там же);
в) приводораздельная часть южного склона Монгольского Алтая.
Золото сосредоточено южнее области сноса, в аллювиальных россыпях
долин рек Саксайгол, Кара-Иртыш, Кран, Бурчум, а также в элювии
на денудационной поверхности позднегерцинских Саксайского и Чигпр-
тэйского массивов (Иванов, 1950; Леонтьев, 1965);
144
г) Рудный Алтай. Золото связано с полиметаллическим оруденением
(Нехорошев, 1966);
д) «Приир гышская линия золотого оруденения», протягивающаяся
вдоль Иртышской зоны смятия. Золото связано с верхнепалеозойскими
гранитами (там же);
е) «Калбинский пояс золотого оруденения» (там же). Золотая минера-
лизация парагенетически связана с посленамюрскими и посленижнеперм-
скими малыми интрузиями (Бородаевский, 1962), но в некоторой части
может быть связана с верхнепалеозойскими гранитами Нарыма и Централь-
ной Калбы.
Возрастные соотношения редкометального и основного промышлен-
ного золотого оруденения наиболее ясно характеризуются пересечением
кассптерит-кварцевой жилы золотоносной жилой наМынчункуре, а редко-
метального и полиметаллического — пересечением вольфрамит-кварце-
воп жилы тетраэдритовой на Колыванском месторождении (Нехорошев,
1966), при отсутствии обратных соотношений. Имеются примеры залега-
ния медно-полиметаллических кварцевых прожилков непосредственно
в позднегерцинских гранитах Тигирекского и Белоубинского массивов.
Большинство исследователей в настоящее время признают парагенети-
ческую связь промышленного полиметаллического оруденения с «пост-
калбинскими» малыми интрузиями и дайками. Аналогичная связь уста-
навливается для золоторудных полей западной части Калбы, в силу
чего В. И. Нехорошев полагает, что «золотое оруденение Калбы и отло-
жение золота, завершающее полиметаллическое оруденение Рудного Алтая,
были более или менее одновременны, а следовательно, полиметалличе-
ское оруденение, так же как и золотое, моложе редкометального» (там же,
стр. 235).
Вопрос осложняется некоторыми фактами, указывающими на су-
ществование в формации редкометаллоносных гранитов своего, хотя,
по-видимому, и небогатого, золотого и полиметаллического оруденения,
и неопределенностью границ, отделяющих его от оруденения более моло-
дого. Рудные пояса неоднородны и подразделяются на рудные зоны.
Последние фиксируют различные фации одной интрузивной формации
с соответствующим им типом рудного процесса (пегматитовые и гидро-
термалитовые зоны в редкометальных поясах) или различные стадии
и температурные градации одного процесса (редкометальные и висмут-
золоторудные гидротермалиты). В периферических зонах обоих редко-
метальных поясов возникают свойственные им золотые и полиметалли-
ческие рудопроявления, в полиметаллическом поясе Рудного Алтая
проявлена своя золотая и висмутовая минерализация, сдвинутая к концу
рудного процесса, а рудные жилы собственно золоторудного Калбинского
пояса в некоторой своей части обогащены вольфрамом.
Наблюдающаяся сложность рудных комплексов каждого пояса, пол-
нота их температурного (или геохимического) ряда, зональное и иногда
симметричное распределение разновидностей одного оруденения свиде-
тельствуют о самостоятельности рудных поясов Прииртышья, каждый
из которых в принципе, казалось, мог бы находиться в разнообразных
(случайных) пространственных отношениях с любыми другими, иновоз-
растными поясами.
Тем не менее рудные пояса с их сложным строением сами образуют
систему с достаточно правильным расположением однотипных элементов.
Последнее справедливо, если и для этапа образования полиметалличе-
ского оруденения считать Рудно-Южно-Алтайский пояс осевым, наиболее
10 Леонтьев А. Н.
145
интенсивно проявленным, а Анупско-Чупский и Зайсанскнй — перифери-
ческими, ослабленными. Такая картина подтверждается и действительным
«выклиниванием» верхнепалеозойского полиметаллического оруденения
к северо-востоку от Теректинского горст-антиклинория и характеристи-
кой Ануйско-Чуйского рудного пояса, как бывшего пригеосинклиналь-
ного прогиба (Янов, 1964), занимавшего краевое положение в Алтае-
Запсанской системе геосинклинальных прогибов, если при этом пред-
полагать продолжавшееся в перми влияние неоднородной складчатой
структуры геосинклинального зтапа на локализацию эндогенных обра-
зований. Что же касается золото-сульфидного оруденения в Западно-
Калбинском поясе, то его условно можно было бы считать эквивалентом
полиметаллического оруденения в структурно-фациальной зоне с более
мощным и более вулканогенным, чем в Рудном Алтае, разрезом, учи-
тывая вероятную одновозрастность того или другого оруденения.
К ПРОБЛЕМЕ СООТНОШЕНИЯ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ПОЯСОВ
ПРИИРТЫШЬЯ И ЧИНГИЗА — ТАРБАГАТАЯ
Следующий за Калба-Нарымским к юго-западу редкометальнып
рудный пояс — Западно-Тарбагатайский, или Дегелен-Ленинжольский
(см. рис. 56). Мы сознательно не затрагивали его в этой работе ввиду
того, что его соотношения с редкометальными поясами Калба-Нарыма
и Алтая, на наш взгляд, составляют особую проблему, которую еще
предстоит решить. А. П. Никольский с сотрудниками и позднее Т. Я. Де-
мидова и Т. А. Лутковская (1964) разработали унифицированные воз-
растные интрузивные схемы для всего региона, но в исходных данных
содержится неопределенность.
Очевидно значительное сходство интрузивных рядов всех трех редко-
метальных поясов, включая редкометаллоносные граниты. Имеются,
однако, и отличия, касающиеся как свойств формаций-гомологов, так
и положения продуктивных гранитов.
В пределах Западного Тарбагатая расчленение верхнепалеозойских
гранитоидов по возрастным комплексам затруднено не только отсутствием
стратиграфических опорных реперов, но и пограничным положением
этой территории между прииртышским и прибалхашским ареалами
магматизма. Последним обстоятельством, возможно, обусловлена неот-
четливость, переходность формационных признаков главнейших групп
гранитов.
Для юго-восточной части Дегелен-Ленинжольского редкометального
пояса (хр. Манрак, Саур, Тарбагатай) Г. В. Нехорошей, Г. П. Клей-
ман, Н. Л. Добрецов выделяют в рассматриваемом цикле следующие
интрузивные комплексы:
а) саурский (внугривизепскип?, намюрский?) габбро-тоналитовый
комплекс;
б) манракский (С2) комплекс субвулканических и малоглубинных
гранитоидных малых интрузий;
в) пеструю группу пермских (среднекаменноугольно-пермских) ма-
лых интрузивов основного и кислого состава.
В северо-западном крыле Аркалыкского поднятия преобладающие
здесь посленамюрские интрузивные образования расчленяются (по
Н. А. Севрюгину, В. Н. Титову и др.) на ранний, средний и верхний
верхнепалеозопские гранитоидные комплексы, из которых последний
по своему петрографическому составу больше, чем предыдущие, соответ-
146
ствует редкометаллоносным гранитам Алтая. Это соответствие подчерки-
вает А. П. Никольский, который относит некоторые редкометаллоносные
интрузивы зтого района к монастырскому комплексу щелочных калиевых
гранитов (Са). Иначе расчленяют интрузивные породы Тарбагатая В. Е.
Гендлер, В. Г. Чуйкова, Е. А. Савочкина, основывающиеся на эталонах
не Алтае-Зайсанской, а Джунгаро-Балхашской складчатой зоны. Почти
все гранитоиды района отнесены этими авторами к трем пермским ком-
плексам:
а) нижнеперскому — габбро-тоналитовому;
б) постнижнепермскому — субщелочному гранитовому;
в) верхнепермскому — гранит-сиенит-монцонитовому.
Учитывая неодинаковую датировку стандартного, казалось бы,
формационного ряда, необходимо в этом случае принять во внимание
возможность скольжения возраста однотипных формаций от прииртыш-
ского ареала к чингиз-тарбагатайскому и как бы «надстраивания» во
времени одного циклического ряда гранитоидов другим. Тем не менее
обращает на себя внимание поразительная аналогия известных нам Ак-
жайляуского (частично), Биесимасского, Жельдыкаринского, Окпе-
тинского массивов Западного Тарбагатая с формацией редкометаллонос-
ных гранитов Прииртышья.
Интересно отметить те особенности названных массивов, которые
помогли бы объяснить связь с ними в зтом рудном поясе не редкометаль-
ных пегматитов, а рассеянной редкоземельно-ниобие-циркониевой рас-
сеяной минерализации в гранитах.
Интрузивы, содержащие граниты с минерализацией данного типа,
сосредоточены только в Аркалыкском геоантиклинальном поднятии,
которое в сравнении с двумя другими характеризуется преобладающим
вулканогенным составом стратиграфического разреза, наименьшими раз-
мерами при наиболее вытянутой форме и чрезвычайно высокой раздроб-
ленностью (в период верхнепалеозойской активизации) пород нижнего
и среднего структурных ярусов (Волочкович, 1967). Позднегерцинские
редкометаллоносные граниты представлены менее глубинными, чем на
Алтае, фациальными разновидностями интрузивов. Значительная часть
интрузивов обнажена на уровне перехода от нижнего (Ст—О) структур-
ного яруса к верхнепалеозойскому чехлу и локализована в зонах нижне-
каменноугольной активизации (Сарсазанская зона; там же). Наряду
с изометрпчными овальными в плане интрузивами наблюдаются гарпо-
литы и — в соседних к западу интрузивных узлах — плутоны кольце-
вого строения. Обычна пространственная (структурная) ассоциирован-
ность этих гранитов с более древними гранитоидными плутонами.
Облик гранитовой ассоциации, с которой пространственно связана
редкоземельно-цирконие-пиобиевая минерализация данного узла, опре-
деляется аляскитоидным, со шлировыми и полостными пегматитами
характером родоначальных гранитов, наличием достаточно крупных
дополнительных интрузивов лейкократовых гранитов (чаще они вообще
отсутствуют) и малочисленной жильной серией. Дополнительные интру-
зивы характеризуются широким диапазоном фациальных изменений —
от биотитовых и двуслюдяных гранитов устойчивого облика до резко
дифференцированных гранитов, которые представляют собой зональные
серии пород, различающихся по минеральному составу, а также по соот-
ношению щелочей и второстепенных (редких и редкоземельных) элемен-
тов. Градиент фациальной изменчивости гранитов нарастает в направлении
к контактам интрузива с вмещающими породами.
10*
147
Колонка петрографической зональности рудоносных интрузивов
Акжайляуского массива включает:
а) биотитовые и биотит-рибекитовые лейкократовые граниты;
б) среднезернистые рибекит-альбитовые граниты;
в) пегматоидные существенно микроклиновые биотитовые граниты,
кварц-микроклиновые пегматиты и флюорит-кварц-микроклиновые пег-
матоидные породы, перемежающиеся с рибекит-альбитовыми гранитами;
г) мелкозернистые рибекит-альбитовые граниты (зоны «а», «б», «в»
и «г» с повышенным содержанием редких элементов-примесей — нио-
бия, циркония, бериллия, рубидия и лития);
д) минерализованные мелкозернистые породы рибекит-альбитового и
эгирин-рибекит-альбитового состава с кварцем или без кварца (альбититы).
Несмотря на то что пунктов минерализации немного, можно думать,
что их тяготение к краевому Калба-Чингизскому разлому является не
случайным. Конкретные участки минерализации находятся в северных,
обращенных к краевому разлому окончаниях дифференцированных
Рудоносных интрузивов, их жильных апофизах и в метасоматически
измененных вмещающих метаморфических сланцах. Предполагается,
что на Верхне-Эспинском участке происходило экранирование альбити-
зирующих растворов и минерализаторов лоздне- и послемагматического
этапа со стороны сравнительно полого наклоненных (30—40 ) пород
кровли. Последние слабо дислоцированы. Отмечаются редкие разрывы,
радиальные и концентрические по отношению к рудоносному интру-
зиву. С ними связаны единичные сильно удлиненные в плане складки
с флексурообразными, осложненными плойчатостью (в результате раз-
двигания) перегибами в крыльях. Рибекит-альбитовые граниты внедри-
лись в полости отслоения алевролитов в ядрах этих складок; в оконча-
ниях гранитных апофиз иногда находится сливной кварц. Очень важно
отметить совершенный конфокальный характер перечисленных выше
зон. выклинивание с глубиной автометасоматитов зндоконтакгных зон
и намечающуюся комплементарность составов существенно калиевых
и натриевых пород относительно состава гранита.
Другие массивы интрузивного узла отличаются от Акжайляуского
отсутствием дополнительных интрузивов и слабее проявленной тенден-
цией родоначальных и жильных гранитов к образованию хрусталенос-
ных камер. На фоне преобладающих аляскитов (главной фазы внедрения)
отмечаются фациальные граносиенитовые участки. Относительная распро-
страненность жильных лейкократовых гранитов убывает по направлению
к Жельдыкаринскому и далее к Окпетинскому массивам.
Особого замечания заслуживают дифференцированные интрузивы
рибекит-альбитовых гранитов. Они принципиально сопоставимы с рудо-
носными слюдяными лейкократовыми гранитами по признаку сходства
фациальных рядов. Разделяемое автором представление о рибекит-альби-
товых гранитах Тарбагатая как о продуктах особой формы позднемагма-
тической дифференциации позднегерцинских дополнительных интрузий
подкрепляется следующими фактами и соображениями:
1. Несущие рассеянную минерализацию дифференцированные гра-
ниты с участками пород рибекит-альбитового состава пространственно
сближены с позднегерцинскими массивами биотитовых гранитов, про-
рывают их или являются их сателлитами.
2. Штоки дифференцированных гранитов с участками пород рибе-
кпт-альбитового состава локализованы в тех же массивах, где вообще
широко развиты дополнительные интрузивы; отношения зтих пород
148
с нормальными слюдяными гранитами фациальные, местами с переходом
в секущие, что указывает на проходившую здесь дифференциацию вещества,
еще не утратившего подвижности.
3. Фациальный ряд, состоящий из разновидностей интрузивов лейко-
кратовых гранитов дополнительной фазы, допускает включение в него
зональных штоков рибекит-альбитовых гранитов в качестве крайнего,
наиболее глубоко и контрастно дифференцированного члена( см. рис. 39)*.
* Уже после сдачи рукописи в набор автором, совместно с С. М. Бескиным
и В. Н. Лариным, получены новые материалы, выдвигающие па первый план другую
гипотезу — о существовании самостоятельного щелочногранптного интрузивного ком-
плекса (преимущественно дайковые рибекитовые гранпт-порфпры, мпкрогранпты
п граниты), по всей вероятности, более молодого, чем аляскитовый комплекс, с его
двумя или тремя генерациями дополнптельпых интрузий, лейкократо-гранптовымп
и пегматпт-амплитовымп жпламп.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Изложенные материалы характеризуют определенный тип рудо-
образовательного процесса, интересного наглядной связью с интрузив-
ным первоисточником и проявленного широким генетическим рядом
месторождении, от пегматитовых до гидротермальных, обычно не услож-
ненным полиасцендентностью и целиком укладывающимся в понятие
фациальный ряд. Определяющие геологические условия этого рудообра-
зовательного процесса в необходимой степени уточнены тем, что в доста-
точно полном объеме изучены материнская гранитовая формация и вме-
щающая тектоническая структура.
Редкометаллоносные граниты Прииртышья представляют собой одно
из частных проявлений редкометально специализированной собственно
гранитовой средне- и малоглубинноп формации орогенного ряда. Боль-
шая часть петрографических и металлогенных свойств этой формации
определяется ее интрузивной (аллохтонной) природой, высококислым
эвтектоидным составом родонального вещества и его первичной геохими-
ческой специализацией, а также относительно поздним, в пределах магма-
тического цикла, внедрением. Формация образована в результате одной
глубинной инъекции и последующей дифференциации исходной магмы,
главным образом, у границы нижнего и среднего структурных ярусов.
Ее особенностью является отсутствие основных и средних пород порфиро-
вых и порфиритовых даек «второго этапа», видимое отсутствие связи плу-
тонов с вулканическими аппаратами одного с ними возраста, умеренное
метаморфизующее воздействие на вмещающие породы и практически пол-
ное отсутствие явлений ассимиляции и гибридизма.
Особая металлогеническая роль в формации принадлежит дополни-
тельным интрузиям, которые относятся к типу внутрпинтрузивных инъек-
ции (Негрей, 1967), дифференциатов родоначальной магмы. Многим из
них свойствен наиболее высокий в возрастном ряду геохимический фон
редких элементов; в непосредственно связанных с ними жильных сериях
этот фон понижается или, наоборот, повышается вплоть до образования
рудных концентраций в гранитах пли самостоятельных рудных жпл.
Из этого сделан вывод о присущей дополнительным интрузиям функции
быть коллектором редких элементов — накопителем и передаточным
звеном в трехступенном дифференциационном ряду формации, что позво-
ляет и в других районах рекомендовать подобные образования в качестве
первоочередных объектов поисковых работ.
Сравнение верхнепалеозойских дополнительных интрузивов При-
иртышья с их генотипом в Центральном Казахстане (Коптев-Дворников,
1952) показывает значительно большую степень их пространственного
150
отрыва от родоначальных интрузивов и их возрастающую автономность
в тех районах, где с ними связано массовое иегмагитообразование.
Из работ, осветивших особенности оловоносных интрузивных ком-
плексов (Изох и др., 1967), и из нашего обзора следует, что изученная
формация не имеет ничего общего с ними и, в частности, с Мяо-Чанскими
(Приамурье). Омсукчанскими (Северо-Восток СССР), Пиа-Оак (Север-
ный Вьетнам), Андийскими оловоносными гранитами мелового и третич-
ного возраста. При оценке формационного типа позднегерцинских грани-
тов нельзя согласиться с тем. что они относятся к «типу батолитовых
гранигоидных формаций» (Кузнецов и др., 1964), так же как и с тем, что
они субвулканические. Рассмотренные соотношения между формациями
одного интрузивного цикла выявляют необходимость расширения и де-
тализации предложенной Ю. А. Кузнецовым (1964) систематики за
счет включения в нее средне-малоглубинных гранитовых формаций типа
изученной нами, занимающих промежуточное положение между бато-
литовыми и субвулканическими.
Сравнение возможно лишь с собственно гранитовыми формациями —
верхнепалеозойским акчатауским комплексом Центрального Казах-
стана. верхнепалеозойской гранитовой формацией Молданубской зоны
Центральной Европы, верхнеюрской формацией Восточного Забайкалья,
иеныпанскими гранитами Юго-Восточной Азии и т. п. Они также
сопровождаются оловорудными месторождениями, но в комплексе с
редкометальными и вольфрамовыми, часто при полном преобладании
последних.
Благодаря неодинаковым условиям дифференциации магмы в осевой
части линеаментной активизированной разломно-блоковой структуры
(зоны Рудного и Южного Алтая и их продолжение в Монгольском Алтае)
и в окончаниях оперяющих ее разрывов (Талицко-Монголо-Алтапской
и Калба-Нарымской геоантиклинальные блоки) гранитовая формация
приобрела отчетливо зональное строение. Петрографические и соответ-
ствующие им региональные рудные зоны, характеризующиеся большей
или меньшей сложностью возрастного ряда, видоизменениями фациаль-
ных рядов, температурностью и составом разнообразных продуктов,
являются элементами строения интрузивной формации.
Анализ строения формации имеет практический интерес, так как
вскрывает соотносительность между пегматитовыми и гидротермалитовыми
рудными полями — производными одной формации — и общую законо-
мерность их пространственного положения.
Сравнительное изучение положения этапов редкометального рудо-
образования в возрастном ряду нескольких десятков однотипных интру-
зивов Алтая и Калба-Нарыма позволило прийти к выводу о том, что редко-
метальные пегматиты, в одних случаях, и редкометальные грейзены и
кварцевые жилы, в других, занимают одно место в этом ряду, будучи тесно
связаны каждая со своей разновидностью лейкократовых гранитов до-
полнительной интрузии и ее жильных ответвлений. По этой причине
установленная региональная рудная зональность, обусловленная раз-
общенностью и различным структурным положением пегматитов и гидро-
термалитов, параллелизуется со сменой петрографических фаций грани-
тов в зависимости от структурных условий их локализации.
Показанные в III главе сложные иерархические отношения между
рудными поясами и зонами разных порядков отражают подобные же о тно-
шения между петрографической формацией и ее частями, между ее
центром и периферией, более древними и более молодыми членами
151
формации, между родоначальным гранитовым веществом и его дпф-
ференциатами.
Основываясь на изложенных материалах, отношения между зонами
рудных полей, региональными рудными зонами и рудными поясами
можно представить себе по следующей схеме (см. табл. 13). Самые мел-
кие подразделения рудной зональности, устанавливаемые с помощью
дробной классификации рудных тел, регулируются относительной уда-
ленностью от интрузивного источника. Региональные рудные зоны,
которые представляют собой совокупности однотипных рудных полей
или однотипных элементов рудных полей, пространственно совпадают
с крупными элементами анизотропной тектонической структуры и соот-
ветствующими им петрографическими фациями рудоносного интрузивного
комплекса. Рудные пояса, объединяющие зоны охарактеризованных выше
типов, сопоставляются с геоантиклинальными поднятиями, геосинкли-
нальными прогибами и, с другой стороны, с материнским ареалом или его
частями. Рудный пояс представляется уже вполне самостоятельной
единицей, которая может находиться в разнообразных (случайных)
пространственных соотношениях с любыми другими, иновозрастными
зонами.
Единство редкометальных рудных поясов Алтая и Калба-Нарыма,
которые можно представить как экстенсивные аномалии в распределении
редкометальных месторождений (без различия их классов), в нашем
случае коренится в увеличенной мощности гранитного слоя и его отно-
сительной «жесткости» на соответствующем этапе верхнепалеозойской
активизации, другими словами, в составе «активного» (Wegmann, 1966),
или магмагенерирующего, слоя и в характере его реакции на соответству-
ющие тектонические импульсы.
Касаясь более общих закономерностей в положении редкометальных
поясов Прииртышья, более правильным представляется признание перво-
степенной роли в их локализации не стадийности геосинклинального
развития частных геосинклинальных прогибов, а длительно и унаследо-
ванно развивавшихся блоков земной коры, характеризующихся специфи-
ческими для них формационными (осадочными и магматическими) комплек-
сами (Херасков, 1963). Согласно этой концепции избирательное размещение
редкометаллоносных гранитовых формаций и их рудных место-
рождений следует объяснять тем, что тектонические структуры длитель-
ного унаследованного развития продолжают оказывать глубокое опре-
деляющее влияние на состав формационных рядов и на этапе орогенного
развития, независимо от того, тесно или слабо связан последний с пред-
шествовавшим геосинклинальным этапом. Однонаправленное, минимум
через три (два геосинклинальных и один орогенный) цикла, развитие
геоантиклиналей Алтае-Зайсанской складчатой системы заставляет ис-
кать причины образования редкометальных поясов в специфике рядов
магматических формаций, образованных на скрещении линеамента и гео-
антиклинальных блоков. Поэтому на примере Прииртышья можно опро-
вергнуть распространенное мнение о формировании редкометальных
пегматитов с батолитами «среднего», «соскладчатого» этапа (Серпухов,
1955; Архангельская, 1964 и др.). Изученная формация является «позд-
ней», «послескладчатой», негеосинклинальной и небатолитовой.
Сопоставление сходных между собой формаций редкометаллоносных
гранитов Алтае-Саянского, Алтае-Зайса некого и Центрально-Казахстан-
ского регионов указывает на отчетливо выраженное зональное строение
этих формаций в линейных областях (рудные пояса и зоны Алтае-Зайсан-
152
Таблиц а 13
Сопоставление рудных зон с элэментами рудоконтролирующей структуры
и рудоносной формации
Типы металлоге- нической (рудной) зональности Характеристика типов металлогенической зональности на рассма- триваемой площади Структурные элементы, контролирующие зональ- ное размещение металло- носных гранитов и оруденения Элементы позднегерцин- ской гранитовой форма- ции, контролирующие рудную зональность разных порядков
Металлогени- Талицко-Монголо- Талицко-Моаголо- Гранитные массивы
ческие зоны Алтайская и Калба- Алтайское и При- северо-восточной и
(РУДные Нарымская редкоме- ир тышск ое ге оанти- юго-западной частей
пояса) тальные металл оге- нические зоны — аномальные сгуще- ния разнообразных по своему генетиче- скому типу редкоме- тальных рудных по- лей преимущественно одного возраста клинальные поднятия ареала позднегерцин- ского магматизма, совпадающих с гео- антиклинальными поднятиями
Региональные Система сопряжен- Локтевско-Кара- Интрузивные фа-
рудные зоны ных между собою линейных рудных зон, симметричная по отношению к шов- ным разломам При- пртышского линеа- мента, — пр отяжен- ные зоны и узлы рудных полей одного возраста, различа- ющиеся по генетиче- скому тшгу господ- ствующего орудене- ния (пегматитовые и гидр отермалитовые) иртышская и Иртыш- ская зоны шовных разломов, ограничи- вающие геоантикли- на льные поднятия; с ними совпадают срединные части позднегерцинского ареала; в то время как с оперяющими эти зоны разломами совпадают краевые части ареала ции, сменяющие друг друга от срединных к краевым частям ареала позднегерцин- ского магматизма и отмечающиеся по направленному изме- нению вещественного состава гранитов и преобладающей фор- ме рудообразования от одной группы мас- сивов к другой
Зоны рудных Система концентри- Омоложенные древ- Отдельные гранит-
полей I по- ческпх рудных зон ние тектонические на- ные массивы, ело-
рядка Зоны рудных полей II по- рядка вокруг материнского интрузива; каждая зона, прослежива- емая в одном или нескольких рудных полях, характеризу- ется оруденением одного генетического типа (разновидности) и сходного элемент- ного состава Обычно незавер- шенная система кон- центрической рудной зональности вокруг непосредственного источника орудене- ния (лейкократовых гранитов дополни- тельной интрузии), обус л ов лив ающая местные отклонения от нормального чере- дования концентри- ческих зон I порядка в данном рудном поле рушения произволь- ных направлений: си- стемы радиальных и концентрических, по отношению к метал- лоносному интру- зиву, разрывов, одновозрастных его внедрению; мелкие структурные формы; общие для геоанти- клинального подня- тия в целом женные преимуще- ственно биотитовымп гранитами главной интрузивной фазы Отдельные интру- зивные тела лейко- кратовых гранитов дополните льн ой фазы, находящиеся внутри или вне материнских биотитовых гранитов
153
ской системы и Восточного Санна), впротивовес отсутствию такой зональ-
ности в областях «мозаичного» строения. Лежащая в основе этого явле-
ния анизотропия тектонического строения наблюдается и в изометричных
структурных блоках, особенно при раздроблении их краевых зон (например,
в Агинском массиве и Колымском срединном массиве; Князев, 1967),
однако в линейных системах она выступает особенно рельефно и до из-
вестной степени упорядоченно, в форме симметричных или однотипно
построенных асимметричных систем зон.
Следует подчеркнуть огромное значение для образования металло-
генической и рудной зональности того антагонизма, который устанавли-
вается между смежными структурными блоками (зонами) в результате
их неравномерной консолидированности. Главным признаком редкоме-
тальных поясов является не столько относительно малая амплитуда
прогибания вмещающих их структурных зон, сколько жесткий стиль
деформаций — высокая консолидированность блока в целом, преобла-
дающий брахиформнып и разрывной тип дислокаций, слабо дифферен-
цированный в латеральном направлении и относительно маломощный
миогеосинклинальный разрез и т. д. Всякое расчленение рассматривае-
мых блоков воспринимается как активизация, разрушение, переход
в противоположное качество. Оно тем сильнее и катастрофичнее, чем
контрастнее различаются свойства соприкасающихся блоков.
В свете изложенного большое теоретическое значение приобретает
вопрос о характере смыкания золоторудных поясов и зон с редкометаль-
ными в приводораздельных частях Калбинского хребта и Монгольского
Алтая. Тот факт, что промышленное золотое оруденение Калбы в ряде
случаев достаточно определенно связывается с пестрой по составу перм-
ской формацией малых интрузий, не снимает другого факта, заключа-
ющегося в тесной конформности редкометальных и золоторудных зон
и в направленной и постепенной смене одного типа минерализации другим.
Естественно, что вопрос о гетерогенности золотооруденения и о рудных
поясах, как и в любом случае, восходит к проблеме соотношения интрузив-
ных формаций и их рудных комплексов, в данном случае неопределенно
мало различающихся по возрасту. Пока нет оснований для того, чтобы
решать проблему взаимоотношений между интрузивными формациями
так, как она решается для осадочных. Возможность непрерывных лате-
ральных переходов от формации одного типа к формации другого ограни-
чивается прерывным характером магматизма, связанного с отдельными
импульсами тектонической активизации. Понятие вертикальных пере-
ходов, очевидно, неравнозначно понятию возрастной связи между интру-
зивными формациями и поэтому к последним неприменимо.
Показанные в I главе особенности размещения формаций средне- и
верхнепалеозойских гранитоидов указывают на регулярное несовпадение
границ магматических ареалов с границами определенных палеотектонп-
ческих структур, выделенных на основании формационного анализа
осадочных комплексов пород. Значение разобранного в этой книге при-
мера заключается, в частности, в том, что найдены позитивные доводы
в пользу единства удаленных друг от друга интрузивов в разных струк-
турных зонах. Полученные результаты, по-видимому, указывают на
необходимость ограничить сферу применения известной концепции
о скольжении возраста однотипных интрузивных формаций от одной струк-
турной зоны к другой. Эта концепция, развиваемая в последнее время
Т. В. Перекалиной (1965) для верхнепалеозойских гранитоидов Цен-
трального Казахстана, очевидно, нуждается в более удачном полигоне
154
для своего подтверждения, чем орогенная область с редуцированным
стратиграфическим разрезом. Ее альтернатива состоит в отказе в этом
случае от заведомого применения геосинклинальной схемы магматизма
и металлогении и в признании особой наложенной субсинхронной специ-
фики магматизма в консолидированных орогенных областях.
По существу, теперь приходится подчеркивать главную для интру-
зивных комплексов особенность, заключающуюся в прерывном импульс-
ном ходе освоения пространства, определяемом преимущественно трещин-
ным характером магмапроводящей структуры. Последняя распростра-
няется на тем большие расстояния от осевой мобильной зоны и формиру-
ется тем более синхронно, чем глубже консолидирован соответствующий
блок земной коры. Эта мысль основывается на проделанном сравнении
ареалов различных интрузивных формаций D2—Pj (см. рис. 2, 3, 4)
и может опереться на расчеты, показывающие возможность относительно
быстрого застывания гранитовых интрузий (0,2—1 млн. лет). В этой связи
достаточно интересны сводные данные по абсолютному возрасту, свиде-
тельствующие о четкой прерывности и, в небольших пределах, одновре-
менности магматических внедрений в различных складчатых областях
(Рубинштейн, 1967).
Усложнившиеся к настоящему времени представления о магматизме
геосинклиналей и областей тектонической активизации и имеющиеся
веские указания на автономные проявления внегеосинклинального
магматизма в разных его вариантах (Горжевскип, Козеренко, 1964;
Щеглов, 1966; Кузнецов, Яншин, 1967) могут быть согласованы лишь
с полифилетичностью магм, во всяком случае с двух- и более ступенча-
тым расплавлением корового субстрата (Изох и др., 1967). Поэтому трудно
примириться с высказываемой иногда мыслью о длительном, соизмеримом
с седиментацией и складкообразованием формировании гранитоидов
и о долгоживущих очагах гранитовой магмы.
Нам представляется, что разрабатываемая Ф. Н. Шаховым и его
последователями (Шахов, 1965; Аношин, Потапьев, 1965) модель дли-
тельной пульсационной кристаллизации магматического очага на месте
справедлива лишь по отношению к предварительно перемещенным маг-
мам и при условии, что они в достаточной степени обогащены летучими.
Те глубинные условия, в которых формируются парааутохтонные гранит-
мигматитовые плутоны, обычно не способствуют пульсации, что доказы-
вается отсутствием или малочисленностью поздних дочерних продуктов.
Именно поэтому при изучении крупных «многофазных» массивов, в кото-
рых представлен широкий ряд петрографических типов пород, включа-
ющий габброиды, гранитоиды и лейкократовые граниты, необходимо
допускать, что некоторые из этих пород (и особенно те из них, которые
не укладываются в нормальный дифференциационный ряд) разновозрастны
и совмещены друг с другом лишь по чисто структурным причинам. Как
мы пытались показать, весьма важные критерии родства пород, обычно
не используемые сторонниками статической пульсационной гипотезы,
могут быть получены при сравнении ареалов однотипных пород, вы-
явлении типовых возрастных и фациальных рядов, оценке соподчинен-
ности и совместимости членов предполагаемого дифференциацпонного
ряда.
Изученная гранитовая формация может иллюстрировать поведение
безусловно аллохтонной магмы, интрудированной с более глубинного
уровня на этапе максимальной консолидации гетерогенной структуры
Алтае-Зайсанской складчатой системы палеозоид. Применение только
155
что названных критериев позволило нам считать внедрение родоначаль-
ной фазы формации в разнородных элементах складчатой структуры
Алтая и Калба-Нарыма синхронным, а дополнительную и жильную фазы
расценивать как продукты дифференциации исходной магмы или как
«внутриинтрузивные инъекции».
Строение интрузивной формации, под которым понимается взаимо-
зависимое расположение ее возрастных, фациальных и морфологических
элементов, в настоящей работе описано с точки зрения приоритета маг-
матической дифференциации и ее различного осуществления в неодина-
ковых структурных условиях. Показателями происходившей дифферен-
циации являются: а) более избирательная, чем у гранитов главной фазы,
приуроченность дополнительных интрузивов к ослабленным и мобильным
зонам, в частности к межформационным границам и границам стабиль-
ных блоков; б) относительное накопление некоторых породообразующих
и редких элементов в более поздних гранитах; в) тенденция центробеж-
ного перемещения фронта геохимического обогащения редкими элемен-
тами от родоначального интрузива к периферическим частям его жиль-
ной системы.
Механизм дифференциации в целом еще неясен. Если учесть накопле-
ние редких элементов и летучих в поздних фазах гранитов и в перифери-
ческих частях жильных систем, то допустима высокая роль эманацион-
ной дифференциации (Власов, 1956; Коптев-Дворников, 1961; Овчин-
ников, 1963). Убывание калиевого полевого шпата, накопление кислого
плагиоклаза по отношению к нему и одновременное дальнейшее покисле-
ние плагиоклаза в том же направлении, по-видимому, делают возможным
участие и кристаллизационной дифференциации (о ней, как и о роли
ликвации, можно было бы сейчас говорить лишь в самой предположитель-
ной форме). Наконец, пульсационная потеря летучих магмой как причина
ступенчатой кристаллизации интрузивов и обособления интрузивных
фаз, по Ф. Н. Шахову, тоже должна быть учтена как возможная, но толь-
ко, по-видимому, не в «статическом» (на месте образования расплава),
а в «динамическом» (во время продвижения расплава) варианте. Основу
перечисленных явлений, вероятно, составляет более универсальный
механизм кристаллизации.
Геологам-магматистам, работающим на Алтае и в Восточном Казах-
стане, предстоит решить многие задачи, чтобы установить фактическое
соотношение магматизма и оруденений в смежных секторах этой области.
Для этого особенно необходима ревизия некоторых слабо обоснованных
стереотипов, получивших известное распространение в настоящее время,
и замена их более рациональными представлениями. Положение с изу-
чением редкометальных пегматитов Калба-Нарымского пояса показывает,
в частности, что принятая там платформа вездесущего метасоматоза
слишком узка, чтобы удовлетворительно объяснить разномасштабные
и согласованные между собой проявления петрографической и рудной
зональности. Смешение или объединение в одну группу столь явно петро-
графически несходных гранитных массивов, как Тигирекский и Талицкий
в целом (Попов, Никольская, Зелепугин, 1962), Тигирекский, Талицкий,
Орешинский, Саракокшинский, Калгутинский, Аксайский, Тоштузек-
ский, Байлюгемский и пр. под маркой «калбинского» комплекса (Амшинский
и др., 1964), представляется нам тяжелым недоразумением. Не со-
ответствует истине утверждение некоторых геологов о том, что «змеино-
горские» граниты приурочены к граувакковым формациям, а «калбин-
ские»—к флишоидным но, из этого делается неправильно ориентирующий
156
вывод о заимствовании молодыми гранитами бериллия из вмещающих
пород. Если учесть, что типология «змеиногорских» и «калбинских»
гранитов в настоящее время стала крайне нечеткой, и наименования эти
в значительной мере утратили смысл, то пренебрежение к наглядным
петрографическим сходствам и различиям выглядит как особенно опасная
тенденция, ведущая в итоге к отчуждению геологической фразеологии
от реальных объектов и к бесполезной перетасовке «мнений». Отсюда
вытекает необходимость тщательной процедуры предварительного от-
бора объектов (массивов) по формационным признакам, без которой
обессмысливается последующая щепетильность при статистической обра-
ботке полученных данных о геохимическом распределении элементов,
об акцессорных минералах и пр.
Главным итогом настоящей работы является проведенный анализ
зонального строения конкретной интрузивной формации, который при-
водит к выявлению весьма наглядной тройной связи между некоторыми
петрографическими свойствами гранитов, формой их рудоносности и по-
ложением рудоносных гранитов в тектонической структуре. Сделаны
шаги к тому, чтобы раздельно оценить влияние древней унаследованной
складчатой структуры и одновозрастной с гранитами наложенной (акти-
визированной) блоковой структуры на ход магматической и рудной диффе-
ренциации. Вероятно, в принципе разрешима и обратная задача — рас-
шифровка тектонической структуры орогенных областей с фрагментар-
ным стратиграфическим разрезом по характеру магматических ареалов,
сменяющих друг друга во времени (контурных, площадных, линейных
и пр.) и по сопоставлению элементов строения последних.
Имеются возможности рационализировать и комплексную задачу
расшифровки сложных магматических последовательностей (формацион-
ных рядов) в районах с эродированным осадочным чехлом. Теоретиче-
ская модель зонального симметричного строения формаций позволяет
легче разделить группы однородных объектов, очертить их ареалы и по-
строить схему пространственно-временных отношений для каждой фор-
мации, даже пользуясь ограниченной, по тем или иным причинам, вы-
боркой исходных данных.
ЛИТЕРАТУРА
Александров А. И. Талицкий интрузивный массив. Сов. геология, 1947,
№ 27.
А м ш и н с к и й Н. Н., Мари и ч И. В., М о л ч а н о в В. И., О р л о-
в а Л. И., Г о р б А. М. Акцессорпи гранптопдов Горного Алтая и методика их изучения.
«Недра», 1964.
Аношин Г. Н., Потапьев В. В. Щелочи и элементы-мппералпзаторы
(В, F) в гранитах Колыванского массива. Геология и геофизика. 1965, № 7.
Архангельская В. В. Особенности условий образования и состава
пегматлтоносных гранптопдов СССР. В кп. «Вопросы геологии и генезиса пегматитов».
«Недра», 1964.
Афанасьев Г. Д. Опыт сопоставления интрузивных комплексов некоторых
областей СССР. Изв. АН СССР, 1949, серия геолог., № 4.
Афанасьев Г. Д. Магматизм п глубинное строение Земной коры. Сб. «Маг-
матические формации». Тр. 3-го Всесоюзн. петрогр. совещ. «Наука», 1964.
Баддингтон А. Формирование гранитных тел. Изд-во иностр, литер.,
1963.
Бакланов М. С. Калгутинское молпбдено-вольфрамовое м-нпе в Горном
Алтае. Сов. геология, 1945. ч. 8.
Б е л о с т о ц к и й И. И., 3 оненшапн Л. П., Красильников В. Н«
и др. Тектоническое районирование и закономерности формирования Алтае-Саянскоп
складчатой области. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 8, 1959.
Белоусов В. В. Явление тектонической активизации в развитии земной
коры. Сб. «Актпвпзпрованные зоны земной коры, новейшие тектонические движения
и сейсмичность». «Наука», 1964.
Б е л я е в с к и й Н. А., Б о р и с о в А. А. Возможная роль основных интрузий
в магматической активизации платформ и древних складчатых сооружений. В кн.
«Тектоника, магматизм и закономерности размещения рудных месторождений». «На-
ука», 1964.
Богданов А. А. Основные закономерности развития палеозойской склад-
чатости па территории СССР. В кн. «Каледонская орогенпя». Изд-во АН СССР, 1960.
Богданова К. Г., Логинова М. А. Интрузивный магматизм Юго-За-
падного Алтая в связи с закономерностями размещения полезных ископаемых. Информ.
сб. ВСЕГЕИ., 1960, № 32.
Богданова К. Г., Григайтпс Р. К., Демидова Т. Я., X и с а-
м у т д и н о в М. Г. Формационное деленпе магматических образований Алтая.
Тезисы докл. 1-го Казахск. петрограф, совещания. Изд-во АН КазССР, Алма-Ата,
1965.
Боголепов К. В. Мезозойская тектоника Сибири. «Наука», 1967.
851
Б о р о д а е в с к и и Н. II. О закономерностях размещения, генезисе и типах
золотоносных рудопроявленпй Калбы. Тр. ЦНИГРИ, вып. 41, М., 1962.
Виноградов А. П., Тарасов Л. С., Зыкова С. И. Изотопный
состав рудного свинца Алтая и Казахстана. Геохимия, № 1, 1957.
Виноградов А. П. Средние содержания химических элементов в главных
типах изверженных горных пород земной коры. Геохимия, 1962, № 7.
Власов К. А. Факторы образования различных типов редкометальных гра-
нитных пегматитов. Изв. АН СССР, 1956, серия геолог., № 1.
Волков В. В. Основные закономерности геологического развития Горного
Алтая. «Наука», Новосибирск, 1966.
Волочкович К. Л. Тектоническое положение Калба-Нарымского пояса
редкометальных пегматитов. В сб. «Новые данные по геологии, геохимии и генезису
пегматитов». «Наука», 1965.
Волочкович К. Л. Тектоническое положение редкометальных металлоге-
ническнх зон в Алтае-Зайсанской складчатой области. Сб. «Рифеиды юга Сибири и
структурная позиция их пегматитов». «Наука», 1967.
В о л о ч к о в и ч К. Л., Л е о и т ь е в А. Н. О размещении ареалов палеозой-
ского магматизма в структуре Талицко-Монголо-Алтайского геоантиклинального
поднятия. Докл. АН СССР, 1962, т. 147, вып. 1.
Волочкович К. Л-, Леонтьев А. Н. Талицко-Монголо-Алтайская
металлогеническая зона. «Наука», 1964.
Волочкович К. Л., Леонтьев А. Н. О положении редкометальных
поясов в геоспнклинальной системе. В кн. «Вопросы геологии, геохимии, методы
поисков и оценки новых типов редкометального оруденения», Бюлл. НТИ, вып. ВИЭМС,
1967.
Гаврилова В. Н. Геология и петрография интрузивных комплексов Ле-
ниногорского р-на на Рудном Алтае. Бюлл. МОИП, 1956, № 4.
Гендлер В. Е., Северов Э. А., Чуйкова В. Г. Щелочные граниты
северного склона хребта Тарбагатай. В кн. «Вопросы магматизма, метаморфизма
и рудообразованпя». Госгеолтехиздат, М., 1963.
Гинзбург А. II. О некоторых группах гранитных пегматитов, образовав-
шихся в различных геологических условиях, и их оценка. Разв. и охрана недр,
1952, № 2.
Григорьев II. Ф. Основные черты металлогении Рудного Алтая и Калбы.
В кн. «Большой Алтай». Изд.-во АН СССР, Л., 1934.
Г о р ж е в с к и й Д- И. О геотектонической позиции полиметаллического
пояса Рудного Алтая. Сов. геология, геол. сб. Львовского геол, об-ва, 1961, 7—8.
Горжевский Д. И., Козеренко В. Н. Главнейшие формации рудо-
носных интрузий глыбовых зон. Тр. 3-го Всесоюзн. петрогр. совещ. Магматические
формации, т. 1. «Паука», 1964.
Г р у з а В. В. О факторах, определяющих повышенную щелочность некоторых
магматогенных образований Атгае-Саянской области. Докл. АН СССР, 1967, т. 176,
№ 2.
Дергунов А. Б. Структуры зоны сочленения Горного Алтая и Западного
Саяна. «Наука», 1967.
Дьячков Б. А. Гранитопды Восточной Калбы и связанные с нпмп постмаг-
матические образования. Сб. «Геология, геохимия и минералогия месторождений
редких элементов Казахстана». Изд-во АН КазССР, Алма-Ата, 1966.
Елисеев Н. А. Петрография Рудного Алтая и Калбы. Петрография СССР,
сер. 1, вып. 6, 1938.
Ершов С. П. Кок-Кульское вольфрамо-молпбденовое месторождение. Тр.
Казахст. базы АН СССР. Сб. «Большой Алтай», т. II. 1936.
159
Иванов А.Х. Геология и полезные ископаемые Кобдоского района Мон-
гольского Алтая. Тр. Монгольск. компе. Изд-во АН СССР, вып. 2, 1953.
И з о х Э. П., Русс В. В., Кунаев И. В., Натовская Г. И. Интру-
зивные серии Северного Сихотэ-Алиня и Нижнего Приамурья, их рудоносность и
происхождение. «Наука», 1967.
Калюжный В. А. Петрография гранитоидов и вопросы металлогении во-
сточной части Катунскпх Альп Горного Алтая. Тр. Ин-та геол. рудн. м-ний, Петр,
мин. и геохимии, вып. 85. Изд-во АН СССР, 1963.
К а юп о в А. К. К вопросу о причинах зонального проявления эндогенного
оруденения на Алтае. Сб. «Основные идеи Н. Г. Касспна в геологии Казахстана.»
Изд-во АН КазССР, Алма-Ата, 1960.
Кен А. Н. Металлогения девона Саяно-Алтайской складчатой ^области. Сб.
«Материалы по геологии Саяно-Алтайской складчатой области». «Недра», Л., 1967.
К н я з е в Г. И. К систематике замкнутых рудных поясов. Геотектоника, 1967,
№ 2.
Колотухина С. Е., Первухпна А. Е., РожанецА. В. Геология
месторождений редких элементов Африки. «Наука», 1964.
К о л о т у х и н а С. Е., КлаповскаяЛ. И. Редкометальные место рож де"
нпя Южной Америки. «Наука», 1968.
Китай В. А., Фаворская М. А. О некоторых магматических формациях
Тихоокеанского пояса. В кн. «Магматические формации». Тр. 3-го Всесоюзн. петрогр.
совещ. «Наука», 1964.
Кононов А. Н. О возрасте позднепалеозойскпх гранитоидов центральной
части Горного Алтая. Геолог, и геоф., 1964, № 8.
Коптев-Дворников В. С. Проблема магматической петрографии в
связи с формированием гидротермальных месторождении. В кн. «Магматизм и связь
с ним полезных ископаемых». Изд-во АН СССР, 1955.
К о п т е в - Д в о р н и к о в В. С., Григорьев II. Ф., Доломано-
ва Е. И., Н е г р е й Е. В., П о л к в о й О. С., Р у б М. Г., С м о р ч к о в И. Е., Ш и-
пулин Ф. К. Гранитные формации малых глубин. Докл. сов. геологов на XXI
сессии МГК. Проблема 13. Петрографические провинции, изверженные и метаморфи-
ческие породы. Изд-во АН СССР, 1960.
Коптев-Дворнпков В. С. О геологических условиях развития явле-
ний дифференциации в гранитных пнтрузиях Бетпакдала, 1963.
Копте в-Д ворник о в В. С., Р у б М. Г., Шаталов Е. Т. О металло-
гепической специализации магматических комплексов. В кн. «Магматические форма-
ции». Тр. 3-го Всесоюзн. петрогр. совещ. «Наука», 1964.
Корешков И. В. Области сводового поднятия и особенности их развития.
Госгеолтехпздат, 1960.
Красильников Б. Н. Доорогенное развитие структуры Саяно-Алтай-
ской области и сопровождающие его глубинные процессы. «Наука», 1966.
Красный Л. И. Блоково-складчатые области. Сов. геология, 1961, № 10.
КропоткпнП. Н. К вопросу о поясовой зональности оруденения в древних
складчатых областях. Сов. геология, 1955, сб. 43.
К у ж е л ь н ы й Н. М. Об абсолютном возрасте гранитоидов Северо-Западного
Алтая. Геология и геофизика, 1962, № 3.
Кузнецов В. А. Тектоническое районирование и основные черты эндоген-
ной металлогении Горного Алтая. Тр. ИГпГСО АН СССР, вып. 13, 1962.
Кузнецов В. А., Лапин Б. Н., Михайлова Л. А., Оболен-
ский А. А., Оболенская Р. В., С к у р и д и и В. А., Кононов А. Н.
Магматические комплексы и формации Горного Алтая. В кн. «Магматические форма-
ции». Тр. 3-го Всес. петрогр. совещ. т. 1. «Наука», 1964.
160
Кузнецов Ю. А. О принципах выделения и класспфпкацпи фаций магмати-
ческих пород. В кн. «Основные идеи М. А. Усова в геологии». Изд.-во АН КазССР,
Алма-Ата, 1960.
Кузнецов Ю. А. Об особой роли гранптоцдных интрузий в истории магма-
тизма Алтае-Саянскоп складчатой области. Геол, и геофизика, 1960, № 1.
Кузнецов Ю. А. Магматические формации. «Недра», 1964.
Кузнецов Ю. А., Яншин А. Л. Гранптоидный магматизм и тектоника.
Геолог, и геофпз. 1967, № 10.
Лебедев В. II. Понятие агпаитности п его значение. Уч. зап. Лен. горн,
пн-та, № 312, серия геолог., вып. 13, 1962.
Леонтьев А. Н. Белокурихинскпй гранитный массив и связанное с ним
редкометальное оруденение. В кн. «Краткпе сообщения по научно-исслед. работам
за 1959 г.». Ротопрпнт ИМГРЭ, 1960.
Леонтьев А. Н. Некоторые особенности геологического положения редко-
металлоносных гранитов Алтая. Тр. ИМГРЭ АН СССР, вып. 5, 1961.
Леонтьев А. Н. Пегматпто-локализующпе структуры п зональность одного
из полей редкометальных пегматитов. Тр. ИМГРЭ, вып. 16, 1963.
Леонтьев А. Н. О симметричной системе пегматитовых п гидротермалп-
товых зон Прииртышья. Сб. «Новые материалы по геологии, геохимии и генезису
пегматитов». «Наука», 1965.
Леонтьев А. Н. О соподчиненных формах металлогенпческой и рудной
зональности. Докл. АН СССР, 1965, т. 163, № 6.
ЛеонтьевА. Н., БойкоТ. Ф. О грейзенпзированных гранитных куполах
Алтая. Тр. ИМГРЭ АН СССР, вып. 3, 1959.
Леонтьев А. Н., Волочковпч К. Л. Закономерности пространствен-
ного размещения пегматптовых полей Монголе-Алтайского антиклинория. Тр. ИМГРЭ,
вып. 8, 1962.
Леонтьев А. Н., Бескин С. М. Изменение гранптоидных рядов п их
редкометапьной специализации в ряду подвижных поясов от геосинклинальных
до автономных орогенных В сб. докладов на юбпл. сессии ИМГРЭ, 1968.
ЛопатниковВ. В., Н арсеев В. А.,Садовский Ю. А. Особенности
размещения полей редкометальных пегматитов, сформированных в неспокойной тек-
тонической обстановке. Сб. «Геология, геохимия и минералогия месторождений ред-
ких элементов Казахстана». Изд-во АН КазССР, Алма-Ата, 1966.
Л у т к о в с к а я Т. А. и др. Металлогения Калбы. Сов. геология, 1964, № 10.
Ляховпч В. В., Золотарев Б. П., Родионов Д. А., С о бо-
ле в С. Ф. Акцессорные минералы в гранитопдах Горного Алтая. Тр. ИМГРЭ, вып. 2,
1959.
М а з а р о в и ч О. А. Формации варпецнйского комплекса каледонпд Центр.
Казахстана (Тенизская и Джезказганская впадины) и Сарысу-Тенпзский водораздел.
Вести. МГУ, серия IV, № 5, 1967.
Маркова И. Г. Закономерности размещения разновозрастных складчатых
зон на примере Центрального Казахстана. В кн. «Складчатые области Евразии».
«Наука», 1964.
Михалева Л. А. Малые пнтрузпп Теректинского хребта в Горном Алтае
и пх роль в металлогении. Тр. Пн-та геол, и геоф. Спб. отд. АН СССР, вып. 13, 1963.
Моисеенко Ф. С. Строенпе земной коры южного горного обрамления Си-
бири. Региональные геофизические исследования в Сибири. «Наука», сиб. отделение,
Новосибирск, 1967.
М о р о з е н к о Н. К. Припртышский гранитный массив и связанные с ним
месторождения олова п вольфрама (В. Калба). Тр. ЦНПГРИ, вып. 91. Госгеолиздат,
1937.
11 Леонтьев А. Н.
161
Муратов М. В., Славин В. И. Краткий геологический очерк Калбы
Очерки по геОлогпп Сибири, вып. 16. Нзд-во АН СССР, 1953.
Муратов М. В. Геоспнкливальные складчатые пояса и системы. Их этапы
развития п магматизм. Изв. АН СССР, 1967, № 10.
II е г р е й Е. В. Дополнительные интрузивы в гранптопдах формации малых
глубпн (Центр. Казахстан). Автореферат канд. дисс., 1967.
Нехорошев В. П. Зоны смятия и зональность оруденения Алтая. Про-
блемы сов. геологии, № 3, 1938.
Нехорошев В. П. Есть лп археи на Алтае? Сов. геология, 1957, сб. 61.
Нехорошев В. П. Геология Алтая. Госгеолтехиздат, 1958.
Нехорошев В. П. Тектоника Алтая. «Недра», 1966.
Никольская Ж. Д. Металлогенические зоны Горного Алтая. Сов. геология,
1965. № 4.
Никольский А. П. Гранптопды Алтая и Калбы. Сов. геология, 1948,
№ 31.
Панков В. П., Чухров Ф. В. К минералогпп золото-теллуристых руд
месторождений Манка на Южном Алтае. Мин. сб. Львовского геол, об-ва, вып. 16,
1962.
ПерекалпнаТ.В. Геология герцпнских гранптопдных интрузий Централь-
ного Казахстана. «Недра», 1965.
П е п в е А. В. Тектоника и магматизм. Изв. АН СССР, серия геолог., № 3, 1961-
Поспелов Г. Л. Об «очаговой зоне» земной коры, «магматогенной короне»
землп, «ареалах магматизма», и «структурных ассоциациях интрузивов». Изв. АН
СССР, 1953, № 3.
Пучков Е. П., П у ч к о в а Л. II. Юго-Западный Алтай, Пртыш-Зайсанский
палеозойский прогиб. В кн. «Геол, результаты геофпз. псслед. в Сибири п на Дальнем
Востоке». «Наука», спб. отделение, Новосибирск, 1967.
Р а д к е в п ч Е. А. К вопросу о типах металлогенпческпх провинций п рудных
районов. В сб. «Закономерности размещения полезных ископаемых», т. II. Пзд-во
АН СССР, 1959.
Ревякин П. С., К у з е б н ы й В. С. Особенности глубинного строения
Рудного Алтая по геофпзпческпм данным в связи с проблемой магматизма. Сов. геоло-
гия, 1966, № 2.
Р п д Г. Г. Гранитные серии в подвижных поясах. В кн. «Земная кора». Пзд-во
иностр, литер., 1957.
Р уб пнштепп М. М. Орогенпческие фазы и периодичность складкообразова-
ния в свете данных абсолютной геохронологии. Геотектоника, 1967, № 2.
Серпухов В. II. Общие принципы регионального металлогенпческого ана-
лиза. Сов. геологпя, 1955, сб. 43.
С м п р н о в А. М. Активизация зоны сочленения Сибирской и Китайской плат-
форм и некоторые особенности процесса активизации. В кн. «Активизированные зоны
земной коры». «Наука», 1964.
Смирнов В. И. Металлогения тектонических секторов геоспнклпналей.
Вести. МГУ, 1961, серия геолог., IV, № 1.
С м п р и о в В. И. Региональная и локальная эндогенная рудная зональность.
Сб. «Конференция по проблемам постмагматического рудообразоваппя», т. 2,. Прага,
1965.
Соболев Н. Д. Фации гранптопдов п оруденение. В сб. «Основные идеи
М. А. Усова в геологпп». Пзд-во АН КазССР, Алма-Ата, 1960.
С о т н п к о в В. И. Вольфрамо-молпбденовые рудные формации. В кп. «Основы
формационного анализа эндогенной металлогении Алтае-Саяпскоп областп». «Паука»,
спб. отделение, Новосибирск, 1966.
162
ТвалчрелпдзеГ. А. К вопросу о региональной зональности рудных место-
рождений. Сб. «Конференция по проблемам постмагматического рудообразования»,
т. 1. Прага, 1963.
Тектоника Евразии. «Наука», Л., 1966.
Т и х о м п р о в Н. И., К а з п ц ы и Ю. В., К о з у б о в а Л. А., Рудако-
в а Ж. Н., X а р к е в и ч Д. С. Интрузивные комплексы Забайкалья, их размещение
в структурных зонах и металлогенпческое значение. В кн. «Магматические формации».
Тр. 3-го Всесоюзн. петрогр. совещ. «Наука», 1964.
Томсон И. Н., Лобанова Г. М. Структурные условия возникновения
специализированных рудных районов Восточного Забайкалья. В сб. «Металлогени-
ческая специализация магматич. комплексов». «Недра», 1964.
Т у е з о в И. К. Некоторые особенности переходных периодов пентр. части
Урало-Сибирской эпппалеозойской платформы. Геологпя и геофизика, 1966, № 6.
У н к с о в В. А. Тектоника Алтае-Саянской области. В кн. «Геологическое стро-
ение СССР», т. 3. Госгеолтехиздат, 1958.
У с о в М. А. Фации и фазы интрузивов. Изд. «Кубуч», Томск, 1932.
УстпевЕ.К. К вопросу о моногенных, полигонных и гетерогенных интру-
зиях. Матер, по геол. Северо-Востока СССР, вып. 5. Магадан, 1949.
Ф а в о р с к а я М. А. Роль магматизма в образовании редкометального и полп-
металлического оруденения. В кн. «Петрогр. провинции изверж. п метаморф. горн,
пород». Докл. сов. геолог, на XXI сессии МГК, 1960.
Ф о т и а д и Э. Э., Моисеенко Ф. С. Основные черты тектонического
строения Сибири и Дальнего Востока в свете геологических и геофизических данных.
В кн.: «Геологические результаты геофизических исследований в Сибири и на Даль-
нем Востоке». «Наука», спб. отделение, Новосибирск, 1967.
X а и н В. Е. О тектонической основе металлогенпческого районирования склад-
чатых зон. Геол. рудн. месторождений, № 4, 1962.
Херасков Н. П. Геологические формации (опыт определения). Бюлл. МОИП,
т. XXVII (5), 1952.
Херасков Н. П. Роль тектоники в изучении закономерностей размещения
полезн. пскоп. в земной коре. В кн.: «Закономер. размещ. полезн. пскоп.». Изд-во
АН СССР, т. I, 1958.
Херасков II. П. Тектоника и формации. Избранные труды. «Наука»,
1967.
X и с а м у т д и н о в М. Г. Основные черты тектоники и история геологиче-
ского развития структурно-формационных зон Зайсанской геоспнклпнальной области.
Тр. ВСЕ ГЕ И, нов. серия, т. 94, 1963.
X о р е в а Б. Я. Геологическое строение, интрузивный магматизм и метаморфизм
Иртышской зоны смятия. «Недра», 1965.
Чернов В. И., Гаврилова В.Н. Основные черты геологии и петрогра-
фии интрузивных пород Рудного Алтая. Тр. ВАГТ, вып. 3, 1957.
III а в л о С. Г. Пегматиты и гидротермалпты Калбпнского хребта. Изд-во
АПКазССР, Алма-Ата, 1958.
Шаталов Е. Т. О металлогенпческом районировании. Геол. рудн. месторо-
ждений, № 3, 1959.
Ш а т с к и й Н. С. Парагенезы осадочных и вулканогенных пород и формаций.
Изв. АН СССР, серия геолог., № 5, 1960.
Штрейс Н. А. Проблема связи магматизма и складчатости. Тезисы совеща-
ния «Проблемы связи тектоники и магматизма». Тектоп. комитет при ОНЗ АН СССР,
М., 1967.
Шульц С. С. Геоструктурные области и положение в структуре Землп об-
ластей горообразования по данным новейшей тектоники СССР. Сб. «Активизированные
зоны земной коры. «Паука», Л.. 1964.
И*
163
Щ е г л ов А, Д. Главные особенности эндогенной металлогении зон автономной
активизации. Докл. АН СССР, 1966, № 2, т. 169.
Щ е р б а Г. Н. К проблеме редкометальных поясов. В кн. «Закономер. размегц.
полезн. некой.», т. Ill, 1960.
Щ е р б а Г. Н. Геология Нарымского массива гранптопдов на Южном Алтае.
Изд-во АН КазССР, Алма-Ата, 1957.
Щербаков Ю. Г. Геохимия золота. «Недра», 1967.
Эммонс В. О механизме образования некоторых систем металлоносных рудных
жил, связанных с гранитными батолитами. Сб. «Геол. рудн. м-нпп западных штатов
США». ОНТИ, М—Л., 1937.
Яковлев Г. Ф. Тектонические закономерности размещения полиметалличе-
ских месторождений Рудного Алтая. В кн. «Закономерн. размещ. полезн. некой.»,
вып. V. Изд-во АН СССР, 1962.
Янов Э. Н. Сравнительная характеристика тектоники Саяно-Алтайской и
Центрально-Казахстанской складчатых областей. В кн. «Складчатые области Евра-
зии». «Наука», 1964.
Heinrich Е. W. Zoning in pegmatite districts. Amer. Mineralogist, N 7, 8,
1953.
J о p 1 i n G. An apparent magmatic cycle in the Tasman geocyncline. J. Geol. Soc.
Austeral., 9, N 1, 1962.
P о u b a Z. Polymagmatic zoning of ore deposits on a regional scale. Сб. Конфе-
ренция Проблемы постмагматического рудообразованпя. Т. I, Прага, 1963.
Stemprok М. Pravdepodobna nestejnorodost kapalne faze magmatickich
zdroju lozisek Sn—W—Mo-formace. Vestn. Ustred. ustavu geol., 36, N 2, 1961.
Wegmann F. Rapports entre les etages tectoniqnes et les deformations a la
surface de la terne. «Suomalais, tiedeakat. toimituks.» 1966, Sar. A III. N 90, 413—
423.
Whitten E. H. T. Areal variability of alkalis in the Malsburg granite, Ger-
many. — Neues Jahrbuch fiir Mineralogy, Heft 9, Stuttgart, 1962.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение. . . . . .......................................... 3
Глава I. Некоторые особенности геологического строения 8
История исследовании и состояние вопроса....................... 8
Тектоническая структура и особенности развития редкометальных по-
ясов Прииртышья в верхнем палеозое....................... ... 12
Положение формации в тектонической структуре.................. 19
Положение редкометаллоносных гранитов в ряду грантггопдных форма-
ций .......................................................... 31
Глава II. Рудные районы, опорные интрузивы и связанные с ними рудные поля 38
Район Северо-Западного Алтая . ... .38
Белокурпхппскпй массив ............... . . . - 39
Черновско-Оспповское рудное поле ............................ 44
Курановский рудный участок (к характеристике рудоносных дифферен-
цированных гранитов п их экзоконтактных метасоматптов) .... 46
Тпгирекскпй массив ........................................... 50
Белорецкое рудное поле (к проявлению рудоносных дифференцирован-
ных гранитов в карбонатной среде).......................- • 54
Район Юго-Восточного Горного Алтая п Южного Алтая .... . 56
Калгутинский массив .......................................... 59
Калгутпнское рудное поле (к положению редкометальных гпдротерма-
лптов в относительно усложненном возрастном ряду жильных пород) 64
Район южных склонов Монгольского Алтая .... 68
Аральский массив ........................................... 69
Коктогайское пегматитовое поле (факторы зональности пегматитового
поля и типы пегматитов) .................................... 73
Аскыртппскпй шток рудоносных дифференцированных гранитов . . 77
Район Центральной Калбы............................ ... . 80
Спбинскип массив .............. - . . . . . 83
Карагопи-Сарыозекское пегматитовое поле ... 85
Чебупдпнское пегматитовое поле . - . . - 87
Асубулакское пегматитовое поле..................... . . 90
Огневское пегматитовое поле........................ . . 93
Глава III. Строение формации и позиция редкометального сравнения . 96
Некоторые принципы формационного анализа граиптопцов . . 96
Возрастной ряд формации .... . . . . ....... 98
165
Изменение вещественного состава гранитов в возрастном ряду фор-
мации ..................................................... 102
Положение редкоментальных пегматитов, гидротермалитов и гранитов
в возрастном ряду интрузивных пород................... 109
Типы оруденения п зональность рудных полей ............... 114
Обобщенный фациальный ряд и зональное строение рудоносных ин-
трузивов .................................................. 118
Региональные рудные зоны и фациальный ряд формации......... 122
Глава IV. Редкометальиые рудные пояса и их связь с тектоникой...... 135
Особенности тектонического положения редкометальных поясов . . 135
Верхнепалеозойскпй интрузивный цикл и внегеоспнклинальная текто-
ническая активизация ........................-..............141
Соотношение редкометальных поясов с золоторудными и полиметалли-
ческими ................................................... 144
К проблеме соотношения редкометальных поясов Прииртышья и Чин-
гиза — Тарбагатая ......................................... 146
Заключение ........................................................ 150
Литература ........................................................ 158
ЛЕОНТЬЕВ АНАТОЛИЙ НИКОЛАЕВИЧ
ФОРМ АЦПЯ ПОЗДНЕГЕРЦИНСКИХ
РЕДКОМЕТДЛЛОНОСНЫХ ГРАНЦТОБ
11 РЕДКОМЕТАЛЬНЫЕ ПОЯСА
ПРИИРТЫШЬЯ
Редактор издательства Л. В. Власова.
Техн, редактор Т. М. Шмакова
Корректор П. А. Денисова
Сдано в набор 25/IX 1068 г.
Подписано в печать 7/III 1969 г.
Т-03769. Формат 70Х1001 16.
Печ. л. 10,5. Усл печ. л. 13,65.
Уч.-изд. л. 13,78 Бумага Л» 3.
Индекс 1—4—1. Заказ 2396/2615-1.
Тираж 800 экз. Цена 1 р. 43 к.
Издательство «Недра». Москва. К-12,
Третьяковский проезд, д. 1/19.
Ленинградски типография AS 14
«Красный Печатник» Главполиграфпрома
Комитета по печати при Совете
Министров СССР. Московский проспект, 91.