Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Геология гранитоидных образований Шапшальско-Аксугского сегмента Западного Саяна

ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Махлаев, Михаил Львович

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1. Краткий очерк геологического строения.

Стратиграфия.

Венд - кембрий (?).

Ордовик

Верхний ордовик - силур.

Нижний девон.

Интрузивные образования.

Региональный метаморфизм.

Тектоника.

Глава 2. Геологическое строение гранитоидных массивов.

Синколлизионные гранитоиды.

Автохтонные гранитоиды.

Параавтохтонные гранитоиды.

Аллохтонные гранитоиды.

Постколлизионные гранитоиды.

Плагиогранитовый тип.

Гранодиоритовый тип.

Контактовые явления.

Глава 3. Петрографическая характеристика гранитоидов —.

Петрографический состав синколлизионных гранитоидов западно-саянского комплекса.

Петрографический состав постколлизионных гранитоидов козерского комплекса.

Глава 4. Петрохимическая характеристика гранитоидов.

Химический состав синколлизионных гранитоидов западно-саянского комплекса.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геология гранитоидных образований Шапшальско-Аксугского сегмента Западного Саяна"

Актуальность работы. Среди образований, играющих ведущую роль в геологическом строении и истории развития складчатых областей, одно из центральных мест принадлежит гранитоидам. Гранитоидный магматизм различного типа проявляется на определенных этапах развития складчатых областей, фиксируя важнейшие рубежи в истории геологического развития регионов. Ход этих процессов подчинён универсальным общим закономерностям. Однако, в геологическом развитии каждого конкретного региона эти закономерности реализуются по-своему, с проявлением индивидуальных особенностей, связанных с различной относительной ролью коровых и мантийных источников в формировании гранитоидных расплавов, различиями в составе гранитизи-руемого субстрата, характером и масштабами проявления постмагматических процессов, динамикой тектонических движений на завершающем этапе развития складчатой системы и множеством других факторов. Анализ соотношения общих закономерностей и местных особенностей развития процессов гранитоидного магматизма важен не только для правильного понимания истории геологического развития каждого конкретного региона. Из такого соотношения вытекают закономерности локализации проявлений и месторождений полезных ископаемых эндогенного генезиса, наличие или отсутствие перспектив на те или иные виды минерального сырья. Поэтому изучение рассматриваемых процессов в регионально-геологическом аспекте имеет ключевое значение для последующего металлогенического анализа и оценки степени перспективности территории на различные виды полезных ископаемых. Без решения данного комплекса задач целенаправленное ведение поисковых работ на многие виды сырья в региональных масштабах с неизбежностью будет являться недостаточно эффективным. В этом отношении Западный Саян - крупный регион со своеобразной историей геологического развития, находящийся в самом центре очень сложной по своему тектоническому строению Алтае-Саянской складчатой области - всё ещё остаётся очень слабо изученным. Несмотря на обилие работ, посвященных различным аспектам геологического строения региона в целом или отдельных его частей, многие аспекты геологии гранитоидных образований до сих пор изучены недостаточно. В особенности это касается генетических связей между гранитоидным магматизмом и регионально-метаморфическими процессами, конкретизации структурно-тектонической и геодинамической позиции гранитоидных комплексов, изучения фациальных условий и механизма формирования конкретных гранитоидных массивов и их отдельных частей, оценки роли и масштабов проявления разнообразных процессов их вторичных изменений - а, соответственно, и возможного влияния этих аспектов на потенциальную рудоносность гранитоидов региона. В то же время начало нового этапа в региональных геологических исследованиях - перехода к геологическому доизучению масштаба 1:200 ООО и созданию Госгеолкарты-200 нового поколения, а также к третьему изданию Госгеолкаргы-1000 - настоятельно требует приступить к решению этих вопросов. Их изучение, которое в масштабах всего региона представляет собой очень объёмную задачу, целесообразно начать с одной из его составных частей, представляющей собой целостную структурную единицу, характеризуемую единством проявления рассматриваемых процессов на всей своей территории. Одной из таких единиц и является Шапшальско-Аксугский сегмент Центрально

Саянской структурно-фациальной зоны, геологическое строение которого отличается некоторой специфжой, в том числе и в отношении состава развитых здесь гранитоидов. Выбор этой структурной единицы обусловлен тем, что здесь на предыдущем этапе региональных геологических исследований - в ходе геологических съёмок масштаба 1:50 ООО - при непосредственном участии автора собран достаточно обширный материал, позволяющий приступить к решению поставленной задачи.

Состояние проблемы. На ранних стадиях геологических исследований региона гранитоидные образования изучались фрагментарно и их сопоставление производилось исключительно на основе петрографических критериев. По результатам первых полевых исследований района, выполненных В.А. Кузнецовым, П.С. Матросовым и др., среди развитых здесь гранитоидов были выделены отчётливо макроскопически различимые разновидности, рассматривавшиеся как представители различных магматических комплексов, имеющих разную возрастную и тектоническую позицию. В итоге ко времени начала проведения в регионе планомерной среднемасштабной геологической съёмки сформировалось устойчивое представление о существовании в регионе двух типов гранитоидов: раннекаледонских (шапшальский, чингекатский комплексы) и позднекаледонских (сютхольский, байтайгинский комплексы). К первому типу относились гранитоиды "серого цвета, часто порфировидные и гнейсовидные, иногда интенсивно катаклазированные", ко второму - "розовые биотитовые и биотит-мусковитовые, иногда порфировидные среднезернистые граниты" (Иванова, 1959, 1963). Реальные геологические взаимоотношения между данными типами оставались совершенно не изученными, даже в случае их пространственного совмещения в одних гранитоидных массивах. Несмотря на это, выделение указанных комплексов было закреплено в серийных легендах, и данное расчленение было последовательно проведено при геологической съёмке и издании листов Госгеолкарты-200 первого поколения, а также последовавших съёмках м-ба 1:50 ООО. В то же время, авторами геологических карт (Гостева и др„ 1967; Авруцкий и др., 1967ф и др.) были отмечены случаи постепенных переходов между разновидностями, которые предписывалось относить к разновозрастным комплексам. При этом реальных фактов интрузивных соотношений между гранитоидами, отнесёнными к разным комплексам, не наблюдалось, и на изданных картах границы между ними показывались как предполагаемые. С другой же стороны, планомерное изучение гранитоидов при площадной геологической съёмке и тематических работах показало их значительно большее разнообразие, не укладывающееся в простую схему разделения на два петрографических типа. Так, в составе Шапшальского плутона Т.С. Гостевой и др. (1967) выявлено широкое развитие гранитов с овоидными структурами. В дальнейшем А.И. Науменко (1975ф) определил эти породы как "рапа-киви типа выборгитов" и поставил вопрос об их выделении в самостоятельный более древний комплекс соответствующего формационного типа. И.В. Марии-чем и др. (1973) на крайней южной оконечности того же Шапшальского плутона описаны процессы мигматизации метаморфических пород амфиболитовой фации, завершающиеся формированием автохтонных гранитов ультраметаморфического генезиса. Взаимоотношения вновь выявленных типов гранитоидов с известными ранее, их положение в составе конкретных гранитоидных плутонов, возрастная и тектоническая позиция, место в геологической истории региона остались не изучены. Существенный вклад в изучение геологии гранитоидных образований Западного Саяна внесён многолетними исследованиями П.С. Антонова (1972ф, 1979, 1983). Им достаточно аргументированно показана принадлежность всех крупных гранитоидных массивов Шапшальской и Аксуг-ской зон, ранее относившихся к различным интрузивным комплексам, к единому гранитовому комплексу (названному западно-саянским), становление которого завершает развитие позднекаледонской складчатой системы Западного Саяна. Различные петрографические ассоциации в составе этого единого комплекса интерпретированы как фации глубинности, а отчасти как образования различных конституционных фаций, возникших в процессе кристаллизации интрузивных тел. Вместе с тем выявлены небольшие более молодые интрузии существенно гранодиоритового состава, выделенные в новый козерский комплекс. Однако, ряд важных вопросов остался не решён. Одним только подразделением гранитоидов западно-саянского комплекса на фации глубинности не удалось объяснить разнообразия реально наблюдаемых вариаций в их составе, структурно-текстурных характеристиках, морфологии и внутреннем строении тел, характере взаимоотношений с вмещающими породами. Нерешённость этих вопросов негативно сказывается и на качестве металлогенических прогнозов, не позволяя перейти от оценок потенциальной рудоносности комплекса в целом к оценке возможных перспектив определённых частей плутонов или зон, в которых проявились те или иные специфические процессы. В условиях, когда размеры гранитных плутонов составляют многие сотни и тысячи квадратных километров такой переход особенно остро необходим, так как лишь это позволит конкретизировать направления возможных поисковых работ и существенно сузить их площадные рамки. Совсем слабо изученными остались интрузии козер-ского комплекса. Даже их петрографический состав и морфология были охарактеризованы лишь в самых общих чертах. Данных для обоснования возраста комплекса получено не было. Предстоящий переход к новому этапу геологического изучения региона требует новых ответов на поставленные вопросы.

Объект исследований - гранитоидные образования западно-саянского и козер-ского комплексов в пределах Шапшаиьско-Аксугского сегмента Западного Саяна.

Цель работы - Основной целью проведенных исследований было изучение структурно-тектонической позиции конкретных геологических тел, сложенных породами указанных комплексов, их внутреннего строения; выяснение факторов, определяющих их строение, состав, размещение и взаимоотношения с вмещающими породами, генезиса слагающих их петрографических разновидностей, а также оценка их потенциальной рудоносности. В соответствии с целью были поставлены следующие задачи:

1. Детальное изучение и картирование гранитоидных массивов, выявление особенностей их внутреннего строения как объёмных геологических тел, с учётом изменчивости их составов как по латерали, так и в вертикальном разрезе при различной степени эродированности.

2. Изучение структурно-тектонической позиции гранитоидных массивов, их морфологии, взаимоотношений с вмещающими породами.

3. Изучение наложенных на гранитоиды вторичных изменений и их влияния на изменение их минерального состава и структурно-текстурных особенностей.

4. Уточнение особенностей генезиса гранитоидных комплексов, включая механизм формирования всех разновидностей слагающих их пород с использованием комплекса геологических, петрографических, петрогеохимиче-ских и других методов исследования.

5. Анализ данных по проявлениям полезных ископаемых, развитых в пределах гранитоидных массивов и вмещающих их породах с целью оценки возможности их генетической связи с конкретными гранитоидными комплексами и слагающими их компонентами.

Фактический материал и методы исследований: В основу работы положен собственный материал автора, собранный за период 1981-1986 г.г. в Западном Саяне в рамках геологической съёмки и доизучения масштаба 1:50000. Автором применён широкий спектр методов, включая геологическое картирование (с использованием методики картирования петроструктурной зональности гранитных массивов, разработанной П.С. Антоновым), изучение геологических разрезов, дешифрирование аэрокосмоснимков, петрографическое и петро-геохимическое изучение пород, использование результатов интерпретации геофизических материалов. С целью петрографического изучения гранитоидов и вмещающих их пород просмотрено и описано (при участии О.Ю. Перфиловой) более 3000 прозрачных шлифов. В работе приведены микрофотографии, выполненные О.Ю. Перфиловой. Для уточнения химического состава гранитоидов выполнено 125 силикатных анализов (ЦЛ ПГО "Севзапгеология"), 35 количественных геохимических анализов пород (Лаборатория ОП ИГН АН УССР) и монофракций породообразующих минералов (Лаборатория ИГ КНЦ УрО АН СССР), 20 лазерных микроанализов биотита (Лаборатория ИГ КНЦ УрО АН СССР), более 50 ренгеноструктурных определений триклинности калиевых полевых шпатов (ОИЛ Красноярского Института Цветных Металлов, Лаборатория ИГ КНЦ УрО АН СССР). Использованы результаты изучения более 250 протолочек, выполненного в Минералогической лаборатории ФГУ ГП "Крас-ноярскгеолсъемка". Для дополнительного обоснования возраста гранитов западно-саянского комплекса выполнено более 30 радиогеохронологических определений К-Ar методом по минералам (лаборатории ВСЕГЕИ и ПГО "Запсиб-геология") и 3 определения изохронным Rb-Sr методом по 20 пробам (лаборатория ВСЕГЕИ).

Собранный материал в дальнейшем неоднократно дополнительно осмысливался в процессе более широких региональных обобщений, осуществлявшихся автором при составлении серийных легенд для карт различных масштабов и картосоставительских работах, с учётом практического опыта своей работы в смежных регионах.

Защищаемые положения.

1. На основе различий в структурно-тектонической позиции в исследуемом районе выделены два типа гранитоидов: синколлизионные, представленные образованиями западно-саянского комплекса, и постколлизионные, входящие в состав козерского комплекса.

2. Геологическая позиция и строение массивов синколлизионных гранитоидов западно-саянского комплекса определяются их происхождением и различны для автохтонных, параавтохтонных и аллохтонных образований, выделяемых в его составе. Существенное влияние на состав и строение массивов синколлизионных гранитоидов оказали также наложенные динамометаморфические и метасоматические процессы.

3. Образования козерского комплекса слагают малые постколлизионные интрузии пёстрого петрографического состава. Представленные в нём гранитоиды сформированы в результате сочетания процессов дифференциации основных расплавов и их взаимодействия с веществом вмещающих пород.

4. Разнообразие связанного с западно-саянским комплексом оруде-нения обусловлено изменчивостью комплекса факторов, влиявших на процессы становления комплекса и постмагматических изменений слагающих его пород. Медно-молибден-порфировое оруденение района вероятно связано с постколлизионной ассоциацией козерского интрузивного комплекса и вулканитов карбайской свиты эмса.

Научная новизна исследований заключается в следующем:

- Установлено, что развитые в исследуемом районе гранитоиды слагают геологические тела, подразделяющиеся на две группы, имеющие различную структурно-тектоническую позицию. Гранитоиды западно-саянского комплекса слагают тела, в целом конкордатные складчатой и складчато-надвиговой структуре вмещающих отложений; они сформированы одновременно с завершающей складчатостью и являются синколлизионными. Гранитоиды козерского комплекса, как и присутствующие в его составе средние и основные породы, слагают резко дискордантные секущие тела небольших размеров, размещение которых контролируется более молодыми (смещающими синколлизионные граниты) разломами.

- В составе синколлизионного западно-саянского гранитового комплекса выделены автохтонные, паравтохтонные и аллохтонные образования, формирующие последовательный генетический ряд. Автохтонные гранитоиды сформированы в результате гранитизации вмещающих их регионально-метаморфических образований первично терригенного состава; они связаны с последними постепенными переходами и слагают морфологически неправильные малые тела с нечёткими границами, незакономерно рассеянные среди метаморфических пород. Параавтохтонные гранитоиды могут формировать как небольшие тела, так и крупные плутоны, которые в своих корневых частях также связаны постепенными переходами с регионально-метаморфическими образованиями, а в апикальных имеют типично интрузивные взаимоотношения со слабометаморфизованными вмещающими породами. Аллохтонные гранитоиды формируют чисто интрузивные тела различных размеров, целиком залегающие среди слабометаморфизованных и неметаморфизованных отложений различного состава и оказывающие на них активное контактовое воздействие. Наложение на граниты перечисленных типов разнообразных динамомета-морфических и метасоматических процессов привело к появлению в составе комплекса своеобразных петрографических разновидностей, в том числе рапакивиподобных гранитов.

- Установлено, что козерский комплекс малых интрузий, выделенный П.С. Антоновым по двум массивам как существенно гранодиоритовый, имеет пёстрый петрографический состав. По преобладанию конкретных петрографических разновидностей в нём выделено четыре типа интрузий: габбровый, диоритовый, гранодиоритовый и пла-гиогранитовый; гранитоиды присутствуют в составе двух последних типов. Разнообразие петрографического состава объясняется сочетанием процессов дифференциации первичной основной магмы и взаимодействия внедрившихся расплавов с веществом рамы, в котором ведущую роль играют граниты западно-саянского комплекса.

- Выявлен различный характер связи с гранитоидным магматизмом различных типов оруденения. Формирование молибден-вольфрамового, касситеритового и бериллиевого оруденения связано с постмагматическими процессами в пределах гранитных массивов, комплексного кобальт-никелевого (с медью и висмутом) - с процессами гибридизации на контактах с вулканическими породами среднего состава. К зонам наложенной альбитизации приурочено тантало-ниобиевое оруденение. Внедрение гранитных интрузий оказало рудомобили-зующее воздействие на первично стратиформное медное оруденение во вмещающих породах. Получены данные о связи известного в районе медно-молибден-порфирового оруденения с постколлизионной ассоциацией козерско-го интрузивного комплекса и вулканитов карбайской свиты.

Практическая значимость. В результате проведённых исследований картина становления развитых в районе магматических комплексов гранитоидного и более сложного состава реконструирована как масштабный процесс, протекавший под влиянием обширного комплекса факторов, сочетание которых закономерно изменялось по вертикали, по латерали и во времени. Выявленные особенности строения гранитоидных комплексов и отдельных массивов отображены на крупномасштабных геологических картах района, составленных при участии автора. Полученные данные учтены при составлении серийных легенд для геологической съёмки и карт м-бов 1:50 000 и 1:200 000 Западно-Саянской серии и практически апробированы в процессе утверждения последних. Установленные закономерности позволяют полнее и глубже понять закономерности размещения в регионе полезных ископаемых, связанных с грани-тоидами, что поможет более целенаправленно и эффективно вести поисковые работы.

Апробация. Основные положения диссертации доложены автором и обсуждены на V краевой конференции молодых специалистов (Красноярск, 1987 г.), рабочих совещаниях по вопросам разработки региональных схем стратиграфии и магматизма (Красноярск, 1988, 1989, 1990), региональной конференции геологов Сибири, Дальнего Востока и Северо-Востока России (Томск, 2000), научной конференции, посвящённой 110-летию со дня рождения профессора И.К. Баженова

Томск, 2000), научной конференции, посвященной 300-летию ГорноГеологической службы России (Томск, 2000), а также на научно-технических советах ФГУГП "Красноярскгеолсъемка". По теме диссертации опубликовано 15 работ. Результаты исследований нашли свое отражение в двух производственных съёмочных отчетах ГП "Красноярскгеолсъемка" (Миллер и др., 1984ф; Бабкин и др., 1989ф), и использованы при разработке серийных легенд для геологическизх карт масштаба 1:50 000 и 1:200 000 Западно-Саянской серии (Зальцман, 1994ф; Митинская, Зальцман, 1997ф). Они также учтены при составлении сводных геологических карт: Геологической карты и карты полезных ископаемых Республики Хакасия м-ба 1:200 000 (Махлаев и др., 1995ф), Структурно-формационной карты Республики Хакасия м-ба 1:500000 (Дербан, Махлаев, 2001ф) и изданного листа N-46,(47) - Абакан Государственной геологической карты Российской Федерации м-ба 1:1 000 000 (Беззубцев, Махлаев и др., 2000, Государственная., 2000).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав и заключения, общим объемом: страниц, включая рисунков, таблиц и список литературы, содержащий 135 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Махлаев, Михаил Львович

Выводы о происхождении изученных гранитоидов и их роли в истории геологического развития Шапшальско-Аксугского сегмента могут быть распространены и на Западный Саян в целом, но с учётом геологического своеобразия каждого из сегментов в его составе. В полной мере все специфические местные черты могут быть выявлены при дальнейших исследованиях. Однако, некоторые элементы можно отметить уже сейчас. Наиболее существенным является исключительное однообразие вещественного состава синколлизионных аллох-тонных гранитоидов изученного района. В составе синколлизионных гранито-идных интрузий в сопредельных частях Западного Саяна существенную роль играют породы повышенной основности, которые обычно относят к болынепо-рожскому (или онинскому) комплексу (Антонов, 1972ф, 1979; Зальцман и др., 1994ф и др.). От типичных пород западно-саянского комплекса они отличаются особенностями минерального состава. По заключению А.Г. Дербана (Дербан, Махлаев, 2001ф) эти породы принадлежат к гранитоидам I-типа. В пределах Шапшальско-Аксугского сегмента подобные гранитоиды не выявлены. Вероятно, эти различия могут быть связаны с разным составом гранитизируемого субстрата. В изученном районе состав подвергшихся гранитизации отложений однообразен. Это, главным образом, глинисто-терригенные флишоидные отложения (с отдельными прослоями известковистых). Примесь пород иного состава в общем объёме отложений, являющихся субстратом для формирования гранитных расплавов, здесь крайне незначительна. Можно предполагать, что в соседних районах в процесс гранитизации оказываются вовлеченными значительные объёмы пород основного состава, пользующихся там более широким развитием. В результате этого процесса как раз и могли бы сформироваться граниты I-типа, являющиеся продуктом гранитизации базитового субстрата (Chappell, 1984).

Актуальным вопросом остаётся выбор для западно-саянского комплекса представительного петротипа. Рассматриваемый обычно в этом качестве Джой-ский массив не является вполне подходящим, так как даже его структурно-тектоническая позиция для данного комплекса нетипична. Данный массив расположен в пределах Джебашской аккреционной призмы - структурной единицы, в пределах которой проявления гранитоидного магматизма незначительны. Ареал наиболее широкого развития гранитных массивов западно-саянского комплекса расположен в пределах Центрально-Саянской зоны, и очевидно, что типовой объект следовало бы выбирать именно здесь. К тому же, несмотря на значительное петрографическое сходство пород Джойской интрузии и большинства других массивов западно-саянского комплекса, применение современных аналитических методов позволяет выявить существенные различия между ними. Граниты Джойского массива принадлежат к I-типу (Даценко, 1999ф), тогда как изученные нами гранитоиды западно-саянского комплекса являются типичными образованиями S-типа. Мы полагаем, что наиболее представительным и подходящим на роль типового массива является Шапшальский плутон (Махлаев, Перфилова, 2000в).

Особый вопрос - распространение в регионе козерского комплекса. Его достоверных аналогов за пределами Шапшальско-Аксугского сегмента до сих пор не выявлено, хотя вулканические породы эмсского возраста распространены по периферии Западного Саяна достаточно широко. К ним, в частности, относятся эффузивы тимиртасской свиты и связанные с ними субвулканические

165 интрузии Южно-Минусинской впадины, возраст которых надёжно определяется комплексом биостратиграфических и радиогеохронологических методов (Рублёв, Махлаев и др., 1995). В региональной схеме магматизма (Рабочая ., 1999) в качестве аналога козерского комплекса и тимиртасских вулканитов, указывается выделяемый в пределах Северо-Саянской зоны (на границе с Южно-Минусинской впадиной) верхнесейский габбро-диорит-плагиогранитовый комплекс, петротипом которого считается одноимённый интрузивный массив (Зальцман и др., 1994ф). Результаты ревизионных работ, проведённых нами на предполагаемом петротипе при разработке легенды Минусинской серии ГК-50 (Махлаев и др., 1990ф) вынудили нас отказаться от выделения самостоятельного верхнесейского комплекса. По нашему мнению, предпочтительной является более ранняя точка зрения В.Н. Смышляева (1963), относившего и габброиды, и плагиограниты Верхнесейского массива к майнскому габбро-плагиогранитному комплексу кембрийского возраста. Мы не исключаем возможности присутствия в площади данного массива более молодых секущих тел, которые могут являться аналогами интрузий козерского комплекса. Но обоснование их выделения в условиях очень плохой обнажённости Верхнесейского массива весьма проблематично.

Позднее, при составлении геологической карты республики Хакасия (Махлаев и др., 1995ф) к козерскому комплексу были предположительно отнесены некоторые диоритовые тела линейной формы в пределах ВерхнеАбаканского сегмента. К сожалению, это предположение базировалось лишь на скудных материалах выполненных ранее геологических съёмок и нуждается в проверке. Таким образом, следует признать, что достоверных аналогов козерского комплекса в других частях Западного Саяна пока не установлено, и их выделение является задачей будущих исследований.

Сравнение геологии гранитоидных образований Западного Саяна и соседних регионов показывает неправомерность попыток прямой возрастной корреляции формационно однотипных гранитоидных комплексов смежных регионов, не учитывая различий истории их геологического развития. Так, ближайшими формационными аналогами раннедевонских гранитоидов западно-саянского комплекса являются образования тигертышского гранитового комплекса в Кузнецком Алатау, беллыкского и бугульминского комплексов в Восточном Саяне, для которых сейчас целым комплексом различных методов установлен ордовикский (или позднекембрийско-ордовикский) возраст (Махлаев, Беззубцев, 1997ф; Махлаев и др.,2000ф; Перфилова и др., 2000а; Рублёв и др., 1995ф и др.). В центре и на юго-востоке Горного Алтая формационными аналогами рассматриваемых нами гранитоидов являются более молодые (позднеде-вонско-раннекаменноугольные) породы устьянского и юстыдского комплексов (Шокальский и др., 1999ф).

Такие возрастные различия являются следствием особой тектонической роли гранитоидов данного формационного типа, отмеченной ещё Ю.А. Кузнецовым (1960, 1964, 1966, 1967), и отражают разницу в возрасте завершающей складчатости перечисленных смежных регионов. Соответствующие складчатые

1G6 структуры Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна являются раннекаледонски-ми, в Западном Саяне - позднекаледонскими, а в Горном Алтае - герцинскими. И в каждой структуре момент завершения её консолидации и окончания формирования литосферы континентального типа фиксируется временем массового проявления корового гранитного магматизма.

Полными как формационными, так и возрастными аналогами западно-саянских гранитоидов в пределах Алтае-Саянской области являются, по-видимому, лишь образования кубадринского комплекса восточной части Горного Алтая, также датируемого ранним девоном (Шокальский и др., 1999ф). Это вполне согласуется с принадлежностью структур восточной части Алтая, как и Западного Саяна, к поздним каледонидам.

В других сопредельных регионах во время становления в Западном Саяне синколлизионных гранитоидов тектоническая обстановка была существенно отличной, и там формировались образования иных формационных типов. Это отчётливо видно на примере структур, обрамляющих Западный Саян с севера и юго-востока, которые представлены складчатыми областями раннекаледонско-го возраста. Во время раннедевонской коллизии эти блоки уже были сложены жёсткой корой континентального типа с мощным гранитно-метаморфическим слоем. Соответственно, здесь тектонические напряжения уже не приводили к пластическим и чешуйчато-надвиговым деформациям, а проявлялись в возникновении глубоких расколов и дифференциальных блоковых подвижках. Результатом этих движений, видимо, и явилось заложение по обрамлению коллизионной структуры, на раннекаледонском складчатом основании, системы впадин Минусинского межгорного прогиба (Перфилова, Махлаев, 2000). В связи с тем, что они сформировались в тылу зоны коллизии, над фрагментами лито-сферной плиты, погружавшимися под континентальные блоки и, вероятно, подвергавшимися плавлению в мантийных условиях, заложение прогибов закономерно сопровождалось активной вспышкой окраинно-континентального вулканизма (Лучицкий, 1960). Предлагаемый механизм позволяет объяснить формирование в центральных районах Алтае-Саянской области на уровне раннего девона латерального ряда, который образуют магматические формации корового генезиса в поздних каледонидах и мантийного - в пределах раннекаледон-ских структур (Дербан и др., 2000; Дербан, Махлаев, 2001 ф).

16?

Глава 6. РУДОНОСНОСТЬ ГРАНИТОИДНЫХ КОМПЛЕКСОВ.

По мнению большинства работавших в регионе специалистов (Антонов, 1983; Березий, 1962ф; Гостева, 1967ф; Гречищев, 1966ф; Долгушин и др., 1971; Кокодзеев, 1970, 1971ф; Кочетков, 1967, Хомичёв, 1989ф, 2000 и др.), в целом разделяемому автором, с развитыми здесь гранитоидными образованиями связан широкий спектр проявлений различных полезных ископаемых - молибдена, вольфрама, кобальта, никеля, олова, меди, золота, бериллия, редких земель и других. К сожалению, промышленно значимых рудных объектов среди них до сих пор не выявлено (Хомичёв и др., 2000). Это делает особенно актуальным вопрос повышения эффективности поисковых работ, и ключом к этому представляется конкретизации их направленности не на все представленные в районе гранитоидные образования, а на конкретные генетические, фациальные и иные разновидности, которые могут являться потенциально рудоносными. Автор считает, что учёт охарактеризованных выше особенностей геологического строения и процессов становления гранитоидных комплексов поможет решить такую задачу. Для этого в первую очередь необходимо рассмотреть геологическую позицию известных рудных объектов и попытаться определить их генетическую связь с охарактеризованными в работе геологическими процессами и разновидностями гранитоидов.

Молибден. Большинством авторов, изучавших молибденовую минерализацию района (Бордоносов, 1964ф; Жаркой, 1966ф; Кочетков, 1967; Антонов, 1983 и др.), её происхождение связывалось с кристаллизацей остаточных гранитоидных расплавов западно-саянского комплекса и сопутствующими постмагматическими процессами (пневматолитовыми и гидротермальными). Данная точка зрения опиралась на аналогию с Сорским молибденовым месторождением в Кузнецком Алатау, генетическая связь которого с лейкогранито-выми интрузиями поздней фазы становления тигертышского комплекса (фор-мационного аналога западно-саянского) при этом также не подвергалась сомнению. Это мнение принималось как безальтернативное при всех последних геологосъёмочных работах, проводившихся в данном районе (Миллер и др., 1984ф; Бабкин и др., 1989ф). В результате как известным на площадях этих работ ранее, так и впервые выявленным проявлениям молибдена была априорно, без достаточно глубокого изучения, дана однозначно отрицательная оценка. Авторы её исходили из того, что наиболее значительные проявления (Озёрное, Перевальное) расположены в глубоко эродированных частях гранитных плутонов. В такой ситуации, если оруденение действительно генетически связано с вмещающими его гранитоидами, вероятность обнаружения практически значимых объектов, действительно, крайне мала.

Однако, в последнее время получила убедительное подтверждение существовавшая и ранее точка зрения, что известные месторождения молибдена Кузнецкого Алатау генетически связаны не с формирующими крупные плутоны коллизионными гранитами тигертышского комплекса, а с секущими их малыми интрузиями, внедрившимся на более позднем тектоническом этапе. Нами

46 г

Махлаев, Перфилова, 1997; Перфилова, 1999) на восточном склоне Кузнецкого Алатау выделена постколлизионная молибденоносная трахибазальт-трахириолит-граносиенитовая вулкано-плутоническая ассоциация, образования которой имеют глубинное мантийное происхождение (а не коровое, как граниты тигертышского и западно-саянского комплексов). Таким образом, аналогия, на которой базировались прежние оценки перспектив молибденоносности Западного Саяна, оказалась ошибочной. В этой связи следует заново проанализировать закономерности размещения молибденового оруденения в исследуемом районе.

Анализ данных по известным в районе работ проявлениям молибденовой минерализации показывает, что некоторая их часть, видимо, действительно связана с коллизионными гранитами западно-саянского комплекса. Это касается пунктов вольфрам-молибденовой минерализации, приуроченных к зонам грей-зенизации в пределах крупных гранитных плутонов. В их отношении следует согласиться с мнением А.Н. Бабкина и др. (1989ф) о бесперспективности объектов данного типа в связи невысокими содержаниями рудных компонентов и незначительностью масштабов проявления таких процессов на площади.

С более крупными проявлениями гидротермального генезиса ситуация не столь ясная, и эти объекты требуют дополнительного изучения. Вызывают возражение декларативные утверждения (Миллер и др., 1984ф; Бабкин и др., 1989ф) об их генетической связи с вмещающими гранитами. Необоснованность такого мнения видна на примере проявления «Перевального», которое локализовано в площади Таштухольского массива (см. рис. 2.2). Оруденение представлено неравномерной мелкочешуйчатой вкрапленностью молибденита в кварцевых прожилках, пронизывающих тектонически раздробленные граниты. По данным В.Я. Миллера и др. (1984ф), размещение его контролируется разрывными нарушениями, секущими и смещающими уже сформировавшийся гранитный массив. Но это определённо свидетельствует о формировании оруденения на более позднем, постколлизионном тектоническом этапе.

Подобная же картина наблюдается и на проявлении «Озёрном» в пределах Мунгашакского массива, которое В.П. Бордоносов (1964ф) оценивал как перспективное, потенциально соответствующее крупному месторождению, а А.Н. Бабкин и др. (1989ф), без проведения дополнительных работ однозначно отнесли к числу неперспективных по приведённым выше соображениям. Здесь оруденение локализовано в зонах разрывных нарушений СВ простирания (Бор-доносов, 1964ф), параллельных прилегающему крупному разлому, значительно смещающему Мунгашакский массив - и поэтому также по времени становления должно считаться посткинематическим. Следовательно, в обоих рассматриваемых случаях молибденовое оруденение не может быть генетически связано с вмещающими его гранитами западно-саянского комплекса.

Где же в таком случае может быть его источник? Материалы крупномасштабной геологической съёмки (Миллер и др., 1984ф; Бабкин и др., 1989ф) показывают, что разрывные нарушения одной и той же системы, секущие массивы западно-саянского комплекса, контролируют размещение как молибденово

163 го оруденения, так и постколлизионных интрузий козерского комплекса. Это утсановлено и на Перевальном, и на Озёрном проявлениях, причём последнее приурочено к участку развития густого роя даек козерского комплекса (см. рис. 2.4) Предположение о возможности генетической связи с последним молибденовой минерализации подкрепляется результатами изучения протолочек из гранитов Чульчанского массива, в которых обнаружены знаки молибденита. Если такое предположение подтвердится, это позволит по новому оценить перспективы молибденоносности рассматриваемого района.

Во-первых, гранитоиды козерского комплекса являются дифференциата-ми базитовых магм мантийного происхождения. В других регионах известные крупные месторождения молибдена генетически связаны как раз с гранитоида-ми мантийного происхождения, а не с коровыми гранитоидами S-типа. Поэтому и в связи с козерским комплексом можно предполагать обнаружение рудных объектов, представляющих практический интерес.

Во-вторых, размещение постколлизионных интрузий, в том числе и потенциально рудоносных, не связано с глубиной эрозионного среза вмещающих их (и оруденение) синколлизионных гранитов западно-саянского комплекса. Следовательно, отрицательные заключения относительно перспектив проявлений «Озёрное» и «Перевальное», сделанные исходя из приуроченности их к глубоко эродированным частям гранитных плутонов, должны быть признаны несостоятельными, и изучение указанных проявлений следует продолжить.

Наконец, на соответствующую металлогеническую специализацию козерского комплекса указывают и петрохимические данные. На диаграмме Н.П. Романовского (см. рис. 4.10) все результаты анализов пород козерского комплекса располагаются в поле гранитоидов, с которыми потенциально связано халькофильное оруденение (Au, Ag, Mo, Си, Pb, Zn). Образования западно-саянского комплекса, напротив, тяготеют к полю гранитоидов, потенциально перспективных на литофильное (Sn, W, редкие металлы) оруденение.

Высказанные соображения позволяют вновь, хотя уже и по иному, проводить параллели с известными рудными объектами Кузнецкого Алатау: там рудоносными в отношении молибдена являются гранитоиды юлинского комплекса, также являющиеся дифференциатами мантийных базитовых магм и занимающие тектоническую позицию, аналогичную позиции козерского комплекса в Западном Саяне. Всё это даёт основания считать целесообразным проведение работ по оценке потенциальной молибденоносности козерского комплекса с возможной последующей переоценкой перспектив региона на этот вид минерального сырья.

Медь. Распространение медного оруденения в пределах Шапшальско-Аксугского сегмента Западного Саяна носит площадной характер. Здесь как среди магматических, так и в ещё большей мере среди осадочных пород (как вблизи от контактов с интрузиями, так и вне видимой связи с ними) известны многочисленные пункты минерализации и ряд рудопроявлений меди. Изучением меденосности района и отдельных меднорудных объектов занимались А.И. Науменко (1969ф, 1983ф, 1988ф), В.Л. Авруцкий и др. (1965ф, 1967ф), А.Н.

170

Бабкин и др. (1984ф), О.А. Безруков и др. (1966ф, 1971ф), А.Ф. Беженцев (1987ф), В.П. Бордоносов (1964ф), Т.С. Гостева и др. (1967), И.К. Кокодзеев (1970, 1971ф), А.Я. Кочетков (1967), В.Е Кудрявцев (1953ф), В.Л. Хомичёв (1989ф, 2000) и многие другие. Все исследователи сходятся в том, что медное оруденение района частью связано с осадочными породами и является страти-формным, частью - с интрузивными и вулканическими образованиями. Но относительно его формационной принадлежности точки зрения расходятся. Так,

A.Н. Бабкин и др. (1984ф) выделяют здесь образования стратиформного (телетермального) и гидротермального типов минерализации, а в составе последнего - кварц-сульфидной (жильной) формации и полиметаллической формации минерализованных зон дробления. С другой стороны, А.И. Науменко (1988ф) и

B.Л. Хомичёв (1989ф, 2000) все проявления гидротермального генезиса относят к медно-порфировой формации.

Рассмотрение всех имеющихся материалов подтверждает разнообразие генезиса медного оруденения в исследуемом районе и то, что общая его "заражённость" медью является первично-осадочной. Отчётливо выделяется два ме-деносных стратиграфических уровня: нижнекембрийский (?), в составе ишкин-ской свиты и ордовикский, связанный с отложениями манчурекской свиты (Бабкин и др., 1989ф). По данным наиболее детально изучавшего разрезы меде-носных отложений А.Ф. Беженцева (1987ф, 1990), основной объём стратиформного медного оруденения приурочен к выделяемому им мелководному типу разреза кохошской свиты, относимой им к ордовику (по принятой нами легенде эти отложения соответствуют действительно ордовикской манчурекской свите). Повышенные содержания меди приурочены здесь к слоям, обогащён-ным материалом вулканогенного происхождения. Соответственно, А.Ф. Беженцев ведущую роль в формировании стратиформного медного оруденения района отводит процессам вулканической деятельности, активно проявившимся по периферии бассейна седиментации. Этот вывод хорошо согласуется с нашими данными по широко проявленному в сопредельных областях раннекаледон-ской консолидации средне-позднеордовикскому вулканизму, с которым там генетически связано медное оруденение промышленных масштабов (Перфилова, 1999ф; Махлаев, Перфилова, 1997).

По данным А.Н. Бабкина и др. (1989ф), в медных проявлениях стратиформного генезиса наблюдаются явления вторичного перераспределения меди, в результате которых происходит концентрация медной минерализации в тонких мелких прожилках кварц-карбонатного состава, содержащих тонкую вкрапленность халькопирита, халькозина, примазки малахита. Стратиграфический контроль при этом сохраняется, что позволяет А.Н. Бабкину связывать такое перераспределение с метаморфическими процессами. Но нельзя исключать и того, что в подобных случаях мы имеем дело с самыми начальными стадиями процесса перераспределения меди под воздействием гидротерм, связанных с гранитоидами.

В явном виде такой процесс проявляется в зонах, где стратифицированные меденосные отложения оказываются в сфере воздействия ореолов гидротермальной деятельности, развитых по периферии гранитоидных интрузий западно-саянского комплекса. Здесь медная минерализация связана с кварц-сульфидными и кальцит-сульфидными прожилками, залечивающими трещины во вмещающих их терригенных образованиях. Меденосные прожилки группируются в небольшие (протяжённостью до первых десятков метров) секущие штокверки, пространственно выходящие за пределы слоев с первично повышенным содержанием меди. Рудная минерализация представлена халькопиритом, борнитом, халькозином, малахитом, азуритом. Содержания меди достигают 1% и более, но размеры всех известных рудных объектов незначительны (Бабкин и др., 1989ф). Наибольшим развитием такие образования пользуются по периферии Алашского массива, что можно объяснить большими масштабами проявления здесь гидротермальной деятельности в сравнении с экзоконтак-товыми зонами всех других изученных интрузий. Геологическая позиция данного типа оруденения позволяет считать, что генетической связи с гранитоид-ными магмами оно не имеет. Роль гранитных интрузий и связанных с ними гидротерм заключается в активном воздействии на вмещающие меденосные толщи, приводящем к перераспределению рудного вещества. Нельзя исключать возможности возникновения таким путём и промышленно значимых рудных концентраций, хотя пока ни одного крупного объекта подобного генезиса в районе не выявлено.

Наиболее дискуссионным остаётся вопрос о наличии в исследуемом районе оруденения медно-порфирового типа. B.JI. Хомичёв (2000), вслед за А.И. Науменко (1988ф), доказывает принадлежность к этому типу всех известных здесь значимых меднорудных объектов гидротермального генезиса (проявления Бельоругское, Чиланыгское, Ак-Сумон и др.). С другой стороны, А.Н. Бабкин (1989ф) по итогам изучения Чиланыгского и Кужебазинского проявлений поддержал ранее высказанное И.К. Кокодзеевым (1971ф) мнение о принадлежности этих объектов к малоперспективному гидротермальному кварц-сульфидному формационному типу. К сожалению, не все перечисленные проявления изучены в достаточной мере, чтобы заключения об их генезисе можно было признать убедительно обоснованными.

В лучшую сторону по степени изученности выделяется проявление "Ку-же-База". Расположено оно недалеко от северо-восточной оконечности Мун-гашакского гранитного массива, в поле развития вулканитов кужебазинской серии. По данным А.Н. Бабкина и др. (1989ф), рудопроявление приурочено к вул-кано-тектонической депрессии, внутренняя часть которой представляет собой останец палеовулканической постройки раннедевонского возраста. Последняя представлена жерловиной, выполненной эруптивными брекчиями и агломера-товыми туфами кислого состава, по периферии обрамлённой потоками кислых эффузивов купхольской свиты. На бортах депрессии обнажены фрагменты фундамента палеовулканической постройки, где в обособленных тектонических блоках представлены подстилающие терригенные отложения широкого возрастного диапазона - от кембрийских до позднеордовикских, возможно силурийских. К зонам дробления приурочены масштабные проявления гидротерт мальной деятельности, выразившейся в окварцевании, серицитизации, пиритизации, эпидотизации, гематитизации, хлоритизации и карбонатизации вмещающих пород. Оруденение представлено вкрапленностью халькопирита, те-норита и куприта, а также вторичными минералами - малахитом и азуритом. Содержание меди - от 0,02 до 0,8%. Отмечаются также повышенные содержания Аи, As, Ag, Sb. Золото тонкодисперсное, содержится как примесь в гематите, магнетите и сульфидах.

Судить об источнике оруденения позволяют результаты выполненного А.Н. Бабкиным и др. (1989ф) опробования развитых на участке вулканогенных пород. Приведённые ими данные показывают, что формирующие палеовулка-ническую структуру вулканиты кужебазинской серии характеризуются содержаниями меди значительно ниже минимально аномального и часто даже ниже фонового. Поскольку, одним из условий формирования оруденения медно-порфирового типа является изначально повышенное содержание меди в рудо-генерирующем магматическом расплаве, мнение А.Н. Бабкина о принадлежности оруденения к иному формационному типу представляется на первый взгляд обоснованным. Но только если не учитывать наличия на участке проявлений магматической деятельности более позднего этапа, представленных потоками андезибазальтов в составе карбайской (по А.Н. Бабкину и др. - саглинской) свиты. В этих породах даже среднее (из 32 проб) содержание меди превышает минимально аномальное, а максимальные значения достигают 0,02%. Здесь же отмечаются и повышенные (до 0,01%) содержания молибдена. Эти данные, с учётом наличия характерного для медно-порфировых систем набора рудных компонентов (Хомичёв и др., 2000), позволяют отдать предпочтение мнению о медно-порфировом генезисе оруденения, но связывать его источник не с эффу-зивами кужебазинской серии, а с постколлизионными вулканитами карбайской свиты.

Поскольку вулканогенные породы карбайской свиты, вероятно, являются комагматами интрузивных образований козерского комплекса, их ассоциация по своему тектоническому положению, мантийной природе исходных расплавов и металлогенической специализации может рассматриваться как аналог постколлизионной кошкулакско-юлинской вулкано-плутонической ассоциации Кузнецкого Алатау. Для последней также характерна связь медного оруденения с субвулканическим уровнем, а молибденового - с более глубинными субвулканическими и гипабиссальными образованиями (Перфилова, 1999ф; Махлаев, Перфилова, 1997). При этом, в условиях неизмеримо более детальной геологической изученности района, выявлен целый ряд связанных с нею объектов промышленного значения. Такая аналогия требует обратить особое внимание на перспективы рудоносности данной ассоциации в Западном Саяне, для изучения которой необходима постановка специальных работ. Первоочередное внимание следует обратить на доизучение группы комплексных рудопроявлений "Ак-Сумон", где наряду с медным оруденением выявлены минерализация и повышенные содержания висмута, кобальта, золота, свинца (Бабкин и др., 1989ф; Хомичёв и др., 2000). Эти проявления также могут относиться к меднопорфировой формации, на что указывалось B.JI. Хомичёвым и др. (2000); при этом вопрос их связи с конкретным интрузивным комплексом также до сих пор не решён.

Кобальт, никель. Кобальт-никелевое оруденение с сопутствующим медным, свинцовым, молибденовым, серебряным известно в экзоконтакте Байтай-гинского массива (Авруцкий и др., 1965ф; Кочетков, 1967). Крупнейшим рудным объектом является Байтайгинское проявление, приуроченное к восточному экзоконтакту интрузии (см. рис. 2.9). В строении рудного поля выявлена латеральная зональность: в непосредственном экзоконтакте массива (до 200 м) развито скарновое и высокотемпературное жильное и вкрапленное оруденение (шмальтин, никелин, халькозин, халькопирит); с удалением от контакта возрастает роль сульфидов (никелин, халькозин, халькопирит, пирит, пирротин, пент-ландит), а для периферической зоны (далее 400 м) характерно уже сульфидное среднетемпературное оруденение гидротермального генезиса (пирит, халькопирит, халькозин, галенит, молибденит). Характер зональности однозначно свидетельствует о генетической связи оруденения с интрузией, к которой оно пространственно приурочено (Кочетков, 1967). Породы Байтайгинского массива как на данном участке, так и в других местах развития подобного оруденения, представлены кварцевыми монцонитами и гранодиоритами гибридного генезиса. Случаев появления подобной минерализации в связи с интрузиями, в контактах которых ассимиляционные процессы не проявлены, не наблюдалось. Поэтому можно согласиться с мнением А.Я. Кочеткова (1967), что возникновение такого не характерного для коровых гранитоидов оруденения сложного характера является результатом широкого развития процессов гибридизма при становлении интрузии. Вопрос о возможности обнаружения в районе крупных объектов этого типа остаётся открытым.

Олово. Незначительные пункты проявления касситеритовой минерализации известны в связи с зонами грейзенизации в пределах Мунгашакского и ги-пабиссальной части Шапшальского массивов (Бабкин и др., 1989ф; Миллер и др., 1984ф). Данная исследователями оценка этих пунктов как малоперспективных по причине невысоких содержаний касситерита и ограниченного развития процессов грейзенизации в данных массивах представляется обоснованной.

Более интересны с практической точки зрения оловорудные объекты пегматитового генезиса. Повышенные содержания олова в пегматите из мезоабис-сальной части Шапшальского массива установлены Т.С. Гостевой и др. (1967). На этом же участке В.Я. Миллером и др. (1984ф) во взятой из пегматитовой жилы протолочке весом 3 кг обнаружено 600 знаков (35 мг) касситерита. К сожалению, участок приурочен к остроконечной вершине высотой около 3000 м и исключительно труднодоступен, в связи с чем остался недоизученным. Но сам факт наличия подобной минерализации позволяет ожидать обнаружения в аналогичной геологической ситуации и других подобных объектов.

Вольфрам. Проявления шеелитовой минерализации известны в связи с зонами грейзенизации в Шапшальском, Мунгашакском и других массивах. Характерна ассоциация с молибденитом, касситеритом. В связи с малыми маеЧ штабами и незначительностью содержаний проявления оцениваются как малоперспективные (Миллер и др., 1984ф; Бабкин и др., 1989ф и др.), с чем следует согласиться.

Бериллий. Ряд проявлений берилловой минерализации известен в пределах Алашского массива (см. рис. 2.11). Все они связаны с зонами грейзениза-ции (Березий и др., 1963ф; Гречищев, 1966ф; Бабкин и др., 1989ф). Оруденение представлено гнёздами и жилами турмалин-топаз-бериллового состава, вкрапленностью берилла во флюоритовых прожилках, а также кварц-берилловыми жилами и прожилками. Содержания Be составляют от 0,001 до 0, 029%. В качестве сопутствующих, рудных компонентов присутствуют молибденит, касситерит, галенит, висмутин. Несмотря на то, что эти проявления детально изучались специальными поисковыми работами (Гречищев, 1966ф), перспективы части из них остались пока не выясненными.

Повышенные содержания бериллия отмечены также в породах апикальной части Карахольского массива (Березий и др., 1963ф), но тип минерализации остался не установлен. Судя по геологической ситуации, здесь вряд ли можно ожидать обнаружения проявлений бериллиевой минерализации, которые могли бы представлять практический интерес. Бериллий в магматическом процессе является элементом восходящей миграции и концентрируется в верхних частях магматической колонны и отдельных магматических камер (Амшинский и др., 1970). При этом он накапливается в самых поздних порциях остаточных расплавов и вовлекается в процессы кристаллизации уже при переходе от собственно магматического процесса к пневматолитовому. Карахольский и большинство других массивов западно-саянского комплекса достаточно глубоко эродированы, проявления пневматолитовой деятельности в их современных срезах незначительны. В этих отношениях выгодно отличается Алашский массив, представляющий собой едва вскрытую эрозией апикльную часть крупного гранитного плутона, в пределах которой широко проявились разнообразные постмагматические процессы. Такое сочетание условий благоприятно для размещения бериллиевого оруденения, и выявленные здесь объекты с неясными перспективами заслуживают дальнейшего изучения.

Ниобий, тантал. Повышенные содержания пирохлора (до 12 г/т), монацита и ксенотима обнаружены в протолочках, взятых из пегматитовых обособлений и аплитовых жил, развитых в пределах Козерско-Чульчанского блока Шапшальского плутона (Гостева и др., 1967). Здесь же в шлихах обнаружено присутствие колумбита (Миллер и др., 1984ф). Вся указанная минерализация пространственно приурочена к зоне площадного развития процессов альбити-зации (см. рис. 2.21), с которыми, видимо, её возникновение и связано генетически. В.Я. Миллером (1984ф) рекомендована постановка в этой зоне поисковых работ. Однако, в дальнейшем участок - вероятно, по причине труднодос-тупности - никем не изучался.

В аналогичной геологической ситуации повышенные содержания ниобия и тантала обнаружены А.Е. Березием и др. (1963) в пределах Карахольского массива. Здесь оруденение представлено мелкой рассеянной вкрапленностью 5 пирохлора и фергюсонита в альбитизированных гранитах. Работы носили лишь рекогнсцировочный характер, продолжены в дальнейшем не были, поэтому масштабы развития оруденения и перспективы участка остались не ясны. Но, судя по тому, что процессы альбитизации в Карахольском массиве проявлены не столь масштабно, как в Шапшальском (лишь в узких линейных зонах), его перспективы на данный тип оруденения менее значительны.

Золото. Происхождение известных в районе проявлений золотого оруденения является дискуссионным. Не выявлена с достаточной определённостью связь золоторудных объектов с конкретными магматическими комплексами, в ещё большей мере неясным остаётся характер такой связи. По-видимому, формирование повышенных концентраций золота происходило здесь в связи с различными геологическими процессами и на различных этапах геологического развития района.

Так, не подлежит сомнению наличие золоторудных проявлений стратиформного типа, приуроченных к горизонтам меденосных сланцев (Науменко, 1988ф). Содержания золота в них невысоки, и самостоятельного значения они не имеют. Но в случае выявления промышленно значимых меднорудных объектов этого типа, золото может представлять интерес как сопутствующий компонент.

Известен в районе и ряд золоторудных проявлений гидротермального генезиса, локализованных в полях развития терригенных флишоидных образований. Крупнейшим из них является проявление "Баян-Хол" (Бабкин и др., 1989ф). Здесь золотоносными являются жилы кварцевого, кварц-флюоритового, флюорит-кварцевого, карбонатного состава с редкой сульфидной (1-3%) минерализацией, залегающие среди отложений устуишкинской серии. Золото видимое, от единичных до 50-60 знаков на протолочку. Образует или самостоятельные зёрна, или включения в тенорите. Максимальное содержание - до 34,5 г/т. В качестве сопутствующих рудных компонентов присутствуют халькозин, пирит, тенорит, ковеллин, куприт, самородная медь, магнетит, гётит, гематит, галенит, шеелит. Проявление расположено на значительном удалении от Алашского гранитного массива, однако генетическая связь с ним и гидротермальных образований, и приуроченного к ним золотого оруденения А.Н. Бабкин и др. (1989ф) считают очевидной. Однако, опробование гидротермальных жил в пределах самого Алашского массива и в зоне его непосредственного экзоконтакта повышенных содержаний золота не выявило (Бабкин и др., 1989ф). Это даёт основания предполагать, что сами граниты в данном случае не являются рудоносными, а роль связанных с ними гидротерм является ру-домобилизующей и заключается в перераспределении первично стратиформного золота под воздействием проникающих в осадочные толщи растворов.

Повышенные содержания золота отмечаются также в комплексных проявлениях группы "Ак-Сумон" (Зайков и др., 1966ф; Бабкин и др., 1989ф). Здесь золото самостоятельного промышленного значения не имеет, но может представлять интерес в качестве попутного компонента. Вопрос о возможном мед-но-порфировом генезисе данных проявлений, на котором настаивает В.Л. Хомичёв (2000), и его связи с тем или иным магматическим комплексом следует считать открытым и требующим специального изучения.

Из вышеизложенного отчётливо видна невысокая рудоносность гранито-идных расплавов, сформировавших образования западно-саянского комплекса, самих по себе, вне взаимодействия с вмещающими породами или воздействия наложенных процессов. Масштабы проявлений большинства полезных ископаемых, для которых достаточно надёжно устанавливается прямая генетическая связь с гранитами данного комплекса, незначительны. Это касается имеющих грейзеновый генезис проявлений вольфрама, молибдена, олова. Единственным исключением является бериллий, проявления которого в Алашском массиве могут представлять практический интерес. Причины этого усматриваются в реконструируемой природе исходных расплавов. Изначальная бедность коровых гранитоидов S-типа рудными компонентами усугубляется их принадлежностью к единственному изолитогенному ряду - граувакковому, наименее перспективному в отношении рудоносности. Формирование значимых рудных содержаний отдельных компонентов возможно лишь при наличии комплекса благоприятных факторов, обеспечивающих их накопление в определённых частях магматической системы. Такие условия создаются для бериллия, который концентрируется в верхней части магматической колонны, и вдобавок практически весь накапливается в наиболее поздних порциях остаточного расплава. Отсюда закономерно накопление данного элемента в апикальных частях интрузий гипа-биссального уровня, при условии достаточно значительного объёма магматической камеры. Так как здесь же оказывается сосредоточена большая часть объёма летучих компонентов, это создаёт условия для возникновения рудных концентраций бериллия. Такая обстановка реализована, в частности, в Алашском массиве, что позволяет ожидать здесь обнаружения объектов, представляющих практический интерес.

Более перспективными представляются типы оруденения, генезис которых обусловлен взаимодействием гранитоидных расплавов и связанных с ними флюидов с вмещающими породами. К их числу относится комплексное кобальт-никелевое (с сопутствующим медным, свинцовым, молибденовым, серебряным) оруденение, формирующееся в зонах широкого развития процессов гибридизма между внедрившимися гранитными расплавами и вулканогенными породами рамы среднего-основного состава. Другим примером такого взаимодействия является перераспределение первично стратиформной меди (и, возможно, золота) в гидротермальном процессе. Фактором, в значительной мере определявшим масштабы проявления подобных процессов, являлась степень флюидонасыщенности внедрявшихся расплавов. Имеющиеся данные позволяют считать, что достаточно высокой она была лишь в апикальных частях интрузий, где сформированы наиболее значительные ореолы гидротермальных изменений вмещающих пород и отмечаются проявления контактового метасоматоза, не характерные для боковых и нижних контактов аллохтонных гранитных тел. Соответственно, наиболее перспективными в отношении размещения такого оруденения будут участки гидротермально-метасоматического воздей

7? ствия на вмещающие породы слабо вскрытых эрозией подстилающих их грани-тоидов.

Особый генетический тип представляет оруденение, сформированное в связи с метасоматическими изменениями, наложенными на уже сформированные граниты западно-саянского комплекса. Таково происхождение тантало-ниобиевого оруденения, приуроченного к зонам альбитизации внутри гранитных плутонов. Перспективы его пока не изучены, но широкие масштабы проявления альбитизации (в первую очередь, в Шапшальском массиве) позволяют обратить на него самое серьёзное внимание.

Большой интерес представляет вопрос о потенциальной рудоносности постколлизионных магматических образований, представленных интрузиями козерского комплекса и вулканогенными породами карбайской свиты. Имеющиеся данные (общность структурного контроля размещения оруденения и интрузий козерского комепекса, присутствие молибденита в протолочках из ко-зерских гранитоидов, повышенные содержания меди в вулканогенных породах карбайской свиты) позволяют полагать, что именно с ними генетически связано медно-молибден-порфировое оруденение района. Принадлежность данных образований к производным магм мантийного происхождения позволяет считать такую связь теоретически возможной. Общность в отношении глубинности источника рудоносных магматических расплавов и одинаковой структурно-тектонической позиции позволяют проводить параллели между данной ассоциацией и рудоносной кошкулакско-юлинской вулкано-плутонической ассоциацией в Кузнецком Алатау. Это требует обратить самое серьёзное внимание на изучение интрузий козерского комплекса и вулканитов карбайской свиты в отношении их рудоносности и связанную с этим возможную переоценку перспектив медно-молибден-порфирового оруденения в Западном Саяне т

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведённых исследований в исследуемом районе выделены два типа гранитоидов с различной структурно-тектонической позицией: син-коллизионные и постколлизионные. Установлены различия между этими типами по происхождению, возрасту, вещественному составу, морфологии слагаемых ими тел и металлогенической специализации.

К синколлизионным образованиям относятся гранитоиды выделенного П.С. Антоновым (1983) западно-саянского комплекса. Установлено, что они имеют коровое анатектическое происхождение и образуют гранитную серию в понимании Г.Рида (1957), в которой представлены продукты последовательных стадий формирования и перемещения гранитоидного расплава - автохтонные, параавтохтонные и аллохтонные гранитоиды. Субстратом для их формирования послужили породы шапшальского метаморфического комплекса, основной объём которых представлен метаморфитами грауваккового и известково-грауваккового рядов (по Л.В. Махлаеву, 1987). Характерные черты, свойственные образованиям данных рядов, сохраняются в вещественном составе всех гранитоидов серии, включая аллохтонные.

Имеющиеся различия в морфологии и структурной позиции тел, слагаемых плранитоидами западно-саянского комплекса, характере их взаимоотношений с вмещающими породами отражают различие механизма их становления на соответствующих стадиях формирования гранитной серии. Автохтонные гранитоиды слагают небольшие морфологически неправильные участки среди пород шапшальского метаморфического комплекса, служивших субстратом граниообразования, и связаны с ними постепенными переходами через послойные и теневые мигматиты. Параавтохтонные гранитоиды сформированы продуктами частичного перемещения мобилизованного при гранитизации вещества. Они слагают как небольшие диапировые тела внутри зон ультраметаморфической гранитизации, так и крупные массивы. Последние своими корневыми частями связаны с зоной гранитообразования, а на более высоких уровнях прорывают слабо метаморфизованные образования и оказывают на них активное контактовое воздействие. Аллохтонные гранитоиды западно-саянского комплекса слагают крупные интрузивные массивы, в целом конформные складча-то-надвиговой структуре вмещающих их отложений. Они прорывают слабо метаморфизованные либо совсем не затронутые региональным метаморфизмом, но при этом сложно дислоцированные, отложения различного возраста (от венд-кембрийских до нижнедевонских) и оказывают на них активное термальное воздействие.

Наблюдаемые различия в петрографическом составе между автохтонными, параавтохтонными и аллохтонными гранитоидами западно-саянского комплекса в первую очередь обусловлены изменением относительных содержаний в них калия и кремния, что отражает закономерности поведения этих петроген-ных элементов в процессе формирования анатектических коровых гранитоидов (Амшинский, 1970, Marmo, 1971, Раген, 1979, Махлаев, 1987). Самые глубин3 ные из них автохтонные гранитоиды в наибольшей мере обеднены калием, ионы которого выносятся вверх по магматической колонне в области более низких давлений, и представлены плагиогранитами. Параавтохтонные гранитоиды представлены петрографически разнообразным набором пород, связанных между собой постепенными взаимопереходами: плагиогранитами, гранодиорита-ми, гранитами, лейкогранитами. Для них весьма характерны признаки равномерно проявленной по объёму гранитоидных тел метасоматической калишпа-тизации. Всё это может быть признаком незавершённости процессов гранитизации, протекавшей в условиях «смешанной среды» по Э. Рагену (1979). Наконец, тела аллохтонных гранитоидов наиболее однородны по составу. Основной их объём сложен двуполевошпатовыми гранитами и лейкогранитами, которые являются продуктами кристаллизации полностью гомогенизированного и перемещённого гранитоидного расплава. Наблюдаемые различия в петрографическом составе обусловлены, главным образом, степенью дифференциации исходного расплава и положением петрографических разностей пород в разрезе конкретных массивов и магматической колонны в целом. С уменьшением глубинности становления аллохтонных гранитоидов в них возрастает содержание Si02 и КгО за счёт снижения содержаний остальных петрогенных элементов, за исключением натрия, что находит соответствующее выражение и в изменении минерального состава.

После завершения формирования массивов синколлизионных гранитоидов как тел магматического генезиса их состав изменялся под воздействием наложенных метасоматических и динамометаморфических процессов, с которыми связано формирование ряда своеобразных петрографических разновидностей, в том числе рапакивиподобных гранитов. Раннедевонский (доэмсскмй) возраст западно-саянского комплекса устанавливается по геологическим взаимоотношениям и подтверждается изотопно-геохронологическими методами. Его становлением завершается процесс континентализации земной коры Шапшальско-Аксугского сегмента и региона в целом и, соответственно, развитие Западного Саяна как складчатой системы.

К постколлизионным образованиям относятся гранитоиды повышенной основности, которые слагают малые тела, выделенные П.С. Антоновым (1972ф) в козерский комплекс. Нами установлено, что козерский комплекс представлен петрографически пёстрой ассоциацией габбро, габбро-диоритов, диоритов, кварцевых диоритов, гранодиоритов, плагиогранитов и гранитов. Они слагают малые тела (штоки, трещинные и каркасные интрузии), размещение которых контролируется разрывными нарушениями, секущими и смещающими уже сформированные массивы синколлизионных гранитоидов. Гранитоиды в соста-вен козерского комплекса сформировались в результате сочетания процессов N дифференциации базитовых расплавов мантийного происхождения и ассимиляции ими вещества вмещающих синколлизионных гранитоидов западно-саянского комплекса.

Анализ материалов по известным в районе проявлениям различных полезных ископаемых позволил выявить некоторые закономерности их размеще

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Махлаев, Михаил Львович, Томск

1. Амшинский Н.Н. Вертикальная петрогеохимическая зональность гранитоидных плутонов (на примере Горного Алтая) // Тр. СНИИГГиМС.- Вып. 158. Новосибирск, 1973.-200 с.

2. Амшинский Н.Н., Ворсин А.Н. Об избыточном аргоне и удревнении радиологического возраста минералов и пород // Тр. XV сессии комиссии по определению абсолютного возраста геологических формаций. М.: Наука, 1970. - С. 387-391.

3. Амшинский Н.Н. и др. Вертикальная петрогеохимическая зональность гранитоидных тел как критерий их рудоносности // Закономерности размещения полезных ископаемых.- Т. 9. М.: Наука, 1970. - С. 281-294.

4. Антонов П.С. Геологическое строение типовых плутонов позднекаледонской гранитовой формации Западного Саяна // Гранитоидные комплексы Сибири. -Новосибирск: Наука, 1979. С. 75-86.

5. Антонов П.С. Позднекаледонские гранитные формации Западного Саяна. Автореферат дис. к. г.-м. н. Томск, 1983.-23 с.

6. Антонов П.С., Долгушин С.С. и др. Состояние вопроса по формационному расчленению магматических пород Западного Саяна // Региональные схемы магматизма Алтае-Саянской складчатой области // Тр. ВСЕГЕИ.- Т. 270, нов. сер. Л, 1978. - С. 41-53.

7. Антонов П.С., Донов Н.А., Андрюшевич Н.Г. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Западно-Саянская. Лист M-45-VI. М.: Недра, 1962.

8. Беженцев А.Ф. Условия образования субфлишевой формации ордовика Аксуг-ской зоны Западного Саяна // Геология, геохимия, минералогия и металлогения юга Сибири. Томск, 1990. - С. 37-39.

9. Беззубцев В.В., Махлаев М.Л., Зальцман В.Д. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (новая серия). Лист N-46,(47) Абакан. - СПб.: Изд-во картфабрики ВСЕГЕИ, 2000.

10. Благонравов В.А. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Западно-Саянская. Лист М-46-УП.- М.: Недра, 1962.

11. Боровиков А.М. Особенности сочленений разноориентированных структур Алтае-Саянской складчатой области (на примере Шапшальского тектонического узла) // Геология и геофизика, 1967.- № 3. С. 48-59.

12. Бородин Л.С. Геохимия главных серий интрузивных пород. М.: Недра, 1981.194 с.

13. Буртман B.C. Геология и механика шарьяжей. М.: Недра, 1973. - 96 с.

14. Виноградов А.П. Закономерности распределения химических элементов в земной коре // Геохимия, 1956. №1. - С. 6-52.

15. Вишневский А.А. и др. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Горно-Алтайская. Лист М-45-ХУШ. М.: Недра, 1965.п

16. Геологическая съёмка метаморфических и метасоматических комплексов. Методическое пособие / Отв. ред. В.А. Глебовицкий, В.И. Шульдинер. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1996. - 416 с.

17. Глебовицкий В.А. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных областях. JL: Наука, 1973. -128 с.

18. Гостева Т.С., Савосина А.К., Мерцалов И.М. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 ООО. Серия Западно-Саянская. Лист М-45-ХП. М.: Недра, 1967.

19. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 ООО ООО (новая серия). Лист N-46,(47) Абакан. Объяснительная записка / Бармина С.А., Беззубцев В.В., Берзон Е.И. и др. - СПб.: Изд-во картфабрики ВСЕГЕИ, 2000. - 295 с. + 8 вкл.

20. Дербан А.Г., Махлаев МЛ. К вопросу формационного расчленения джебашско-го зеленосланцевого комплекса (Западный Саян) // Геология и минеральные ресурсы Центральной Сибири. Красноярск: КНИИГиМС, 2000. - С. 150-155.

21. Дергунов А.Б. и др. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Горно-Алтайская. Лист M-45-V. М., 1965.

22. Дергунов А.Б. Зоны тектонического скучивания в каледонидах Центральной Азии // Геотектоника, 1988. № 3. - С. 63-75.

23. Долгушин С.С. и др. Закономерности размещения раннепалеозойских рудоносных магматических формаций Алтае-Саянской складчатой области // Магматизм и металлогения Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск, 1971. - С. 15-18.

24. Зоненшайн Л.П. Тектоника Западного Саяна. Автореферат дисс. к. г.-м. н. -М, 1963.-27 с.

25. Иванова Т.Н. Основные черты истории развития магматизма Тувы // Советская геология, 1959. № 11. - С. 29-44.

26. Иванова Т.Н. Закономерности развития раннепалеозойского магматизма в различных структурах Тувы. М.: Госгеолтехиздат, 1963. -167 с.

27. Казаков И.Н. К вопросу о возрасте и расчленении флишоидных толщ Западного Саяна // Доклады АН СССР, 1965. Т. 146. - № 6. - С. 964-965.

28. Кепежинскас К.Б., Лепезин Г.Г., Хлестов В.В. и др. Новые данные о времени осадконакопления метаморфических комплексов Горного Алтая и Западного Саяна // Геология и геофизика, 1975. № 11. - С. 143-146.

29. Кокодзеев И.К., Глухов Ю.С. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Западно-Саянская. Лист M-46-I. М.: Недра, 1970.

30. Колесников В.И., Максимова Г.А., Перфильева Л.П. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Горно-Алтайская. Лист M-45-XI. М., 1963.

31. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области / Шокальский С.П., Бабин Г .А., Владимиров А.Г., Борисов С.М. и др. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2000. -187 с.1. J13

32. Кочетков А.Я. Некоторые особенности приповерхностного Байтайгинского массива (Западная Тува) // Геология и разведка, 1965. № 9. - С. 64-72.

33. Кочетков А.Я. Петрография и металлоносностъ гранитоидных интрузивов сют-хольского комплекса Западной Тувы. Автореф. дисск. г.-м. н. М., 1967. - 35 с.

34. Кудрявцев Г.А. Область сопряжения Западного Саяна и Тувы // Бюлл. МОИП, нов. сер., отд. геол., 1949. Т. XXIV.- Вып. 6. - С. 3-12.

35. Кудрявцев Г.А. Ещё об области сопряжения Западного Саяна и Тувы // Бюлл. МОИП, нов. сер., отд. геол., 1952. Т. XXVII. - Вып. 1. - С. 73-80.

36. Кузнецов В.А. Новые данные о геологическом строении Тувы // Изв. АН СССР, сер. геол., 1946. № 5. - С. 3-19.

37. Кузнецов Ю. А. Об особой роли гранитоидных интрузий в истории магматизма Алтае-Саянской области // Геология и геофизика, 1960. № 1. - С. 23-27.

38. Кузнецов Ю. А. Главные типы магматических формаций. М: Недра, 1964.387 с.

39. Кузнецов Ю. А. О главных формах гранитоидного магматизма и механизме образования гранитоидных тел // Геология и геофизика, 1966. № 6. - С. 3-15.

40. Кузнецов Ю.А., Яншин A.JI. Гранитоидный магматизм и тектоника // Геология и геофизика, 1967. -№ 10.-С. 108-121.

41. Левковский Р.З. Рапакиви. Д.: Недра, 1975. - 223 с.

42. Лепезин Г.Г. Особенности метаморфизма Западного Саяна // Геология и геофизика, 1972. -№ 10. С. 34-39.

43. Лепезин Г.Г. Метаморфические комплексы Алгае-Саянской складчатой области // Труды ИгиГ. Вып. 398. - Новосибирск: Наука, 1978. - 231 с.

44. Лучицкий И. В. Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межгорного прогиба. М.: Изд. АН СССР. 1960. - 275 с.

45. Махлаев Л.В. Изолитогенные гранитные ряды. Новосибирск: Наука, 1987.152 с.

46. Махлаев Л.В., Коробова Н.И. Генетические гранитоидные ряды докембрия Таймыра (метаморфизм, ультраметаморфизм, гранитообразование). Красноярск: Красноярское кн. изд-во, 1970. - 62 с.

47. Махлаев М.Л. К вопросу о расчленении тигертышского гранитоидного комплекса (Кузнецкий Алатау) и природе петрографических ассоциаций в его составе // Проблемы стратиграфии и магматизма Красноярского края и Тувинской АССР. -Красноярск, 1990.-С. 14-17.

48. Махлаев М.Л., Перфилова О.Ю. Козерский комплекс посткинематических интрузий пёстрого состава в западной части Западного Саяна // Материалы региональной конференции геологов Сибири, Дальнего Востока и Северо-Востока России. Т. I. -Томск,2000а.-С. 64-65.

49. Махлаев М.Л., Перфилова О.Ю. Рапакивиподобные граниты в составе Шапшальского массива (Западный Саян) // Проблемы геологии и геохимии юга Сибири.iUi

50. Материалы научной конференции, посвященной 110-летию со дня рождения профессора И.К. Баженова 24-26 октября 2000 года. Томск: Томский гос. ун-т, 20006. -С. 76-78.

51. Махлаев M.JL, Перфилова О.Ю., Махлаев JI.B. Ак-Чаркский массив плагиогра-нитов представитель нового типа гранитоидных интрузий Западной Тувы. - Новосибирск, 1990. -14 с. - Деп. ВИНИТИ № 3215-В90.

52. Менерт К. Магматизм и происхождение гранитов. М. Мир, 1971. - 327 с.

53. Моссаковский А.А. Тектоническое развитие Минусинских впадин и их горного обрамления в докембрии и палеозое. М.: Госгеолтехиздат, 1963. - 216 с.

54. Науменко А.А. Докембрийские плоскогалечные конгломераты южных склонов Западного Саяна // Геология и геофизика, 1987. № 2. - С. 38-43.

55. Науменко А.И. К проблеме возраста флишоидных толщ Западного Саяна и восточных районов Горного Алтая // Геология и геофизика, 1985.-№12.-С.18-25.

56. Перфилова О.Ю. К проблеме формационного единства крупнейших гранитоидных интрузий Западного Саяна // Проблемы стратиграфии и магматизма Красноярского края и Тувинской АССР. Вып. 2. Красноярск, 1991. - С. 93-97.

57. Пономарчук В.А., Зиновьев С.В., Травин А.В., Чиков Б.М. Поведение аргона при стресс-метаморфизме калбинских гранитов (Иртышская зона смятия) // Докл. АН, 1994. № 4. - С. 9-20.

58. Раген Э. Геология гранита. М.: Недра, 1979. - 326 с.

59. Ратанов Л.С. Детальная стратиграфия нижнего девона Центральной Тувы// Стратиграфия и палеонтология докембрия и фанерозоя Сибири. Новосибирск, 1990. -С. 94-104.

60. Решения Всесоюзного совещания по разработке унифицированных стратиграфических схем докембрия, палеозоя и четвертичной системы Средней Сибири 1979 г. 4.1 (Верхний протерозой и нижний палеозой). - Новосибирск, 1983.

61. Решения Всесоюзного совещания по разработке унифицированных стратиграфических схем докембрия, палеозоя и четвертичной системы Средней Сибири 1979 г. Ч. П (Средний и верхний палеозой). Новосибирск, 1982.

62. Родыгин А.И. Динамометаморфические горные породы. Томск: Изд-во Томского гос. ун-та, 2001. - 355 с.

63. Романовский Н.П. Магнитная восприимчивость и некоторые металлогениче-ские особенности гранитоидов Востока СССР // Советская геология, 1976. №12. -С. 64-74.

64. Рублёв А.Г., Махлаев М.Л., Ризванова Н.Г., Макеев А.Ф. Возраст границы ранний-средний девон // Отечественная геология, 1997. № 5. - С. 22-25.

65. Саранчина Г.М., Шинкарёв Н.Ф. Петрология магматических и метаморфических пород. Л.: Недра, 1973. - 391 с.

66. Семёнов Г.Г., Михайленко В.Г. Плейтгектоническая модель центральной части Алтае-Саянской области и проблемы её металлогении // Отечественная геология, 1994.-№10.-С. 44-54.

67. Сенников В.М. К стратиграфии бассейна р. Манчурек в Западном Саяне Материалы по региональной геологии Сибири // Тр. СНИИГГиМС, 1967. Вып. 57. -С. 168-172.1. U6

68. Смышляев B.H. Плагиогранитный интрузивный комплекс северной части Западного Саяна // Магматические комплексы Алтае-Саянской складчатой области. -Новосибирск: Изд-во СО АН СССР, 1963. С. 36-48.

69. Судовиков Н.Г. Региональный метаморфизм и некоторые проблемы петрологии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1964. - 550 с.

70. Судовиков Н.Г. Проблема рапакиви и позднеорогенных интрузий. Л.: Наука, 1967.-120 с.

71. Ферпггатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. М.: Наука, 1987.-230 с.

72. Херасков Н.Н. Формации и стадии геосинклинального развития Западного Саяна // Геотектоника, 1975. № 1. - С. 35-53.

73. Херасков Н.Н. Формации и начальные стадии геосинклинального развития Западного Саяна // Тр. ГИН АН СССР, Т. 329. М.: Наука, 1979. -119 с.

74. Хомичёв В.Л., Единцев Е.С., Кужельная Е.В. Эталон хемчикского габбро-монцодиорит-сиеногранитового комплекса (Западный Саян). Новосибирск, 2000. -244 с.

75. Черноморский М.А. К вопросу о расчленении протерозойских метаморфических толщ юга Алтае-Саянской области // Докл. АН СССР, 1965. Т. 162. - №4. -С. 893-896.

76. Chappell B.W., White A.I.R. Two contrasting types of granites // Pacific Geology, 1974. -№8-10. -P. 173-174.

77. Chappell B.W. Source rocks of I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt, Southeastern Austmlia // Phil. Trans. Roy. Soc. L., 1984. V. 310, A. - P. 173-174.

78. Marmo V. Granite petrology and granite problem. Amsterdam London - New-York, 1971.-244 p.1. U7 Фондовая

79. Авруцкий B.JI. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые междуречья Алаш Хемчик (листы М-46-25-А, В (а, б), Г (в, г). Окончательный отчёт Байтай-гинской партии по работам 1962-64 гг. - Кызыл, 1965.

80. Авруцкий B.JI. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые верхнего и среднего течения р. Хемчик (листы М-45-48-Б, М-46-37-А, М-46-25-В (в, г). Окончательный отчёт Байтальской геолого-съёмочной партии по работам 1964-66 гг. Кызыл, 1967.

81. Антонов П.С. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейнов рек Делегхоль Эльдигхем . Окончательный отчёт о работах Карахольской ГСП за 1966-1969 гг. на листах М-45-24-В, Г и М-45-24 -А-в, г. - Красноярск, 1970.

82. Антонов П.С., Пьянкова JI.K. Отчёт о работах Интрузивной партии за 1968-1971 гг. по теме: "Изучение геохимии и физических свойств гранитоидных интрузий с целью их корреляции, определения фаций глубинности и глубины эрозионного среза". -Красноярск, 1972.

83. Барцева М.Н., Колесников В.И., Максимова Г.А. Геологическое строение бассейна реки Чульчи (лист M-45-XI северная часть). - М., 1958.

84. Беженцев А.Ф. Стратиграфия и условия формирования терригенной субфлише-вой формации ордовика Аксугской зоны (Западный Саян). Дисс. . канд. г.-м. н. -Томск, 1987.

85. Безруков О.А., Гречшцев O.K., Попов В.А. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейнов рек Алаш и Ак-Суг в пределах листов М-46-13-В, г. Окончательный отчёт Баянхольской ГСП по работам 1963-65 гг. Кызыл, 1966.

86. Безруков О.А., Попов В.А. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейнов рек Ак-Суг и Б. Он. Окончательный отчёт Придорожной ГСП по работам 1968-1970 it. Кызыл, 1971.

87. Белъский Г.Г. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые верховьев рек Хемчик, Шуй и Чуль-Ча. Отчёт Шапшальской партии № 115 по работам 1957 г. -Кызыл, 1958.

88. Березий А.Е. и др. Отчёт о результатах поисково-ревизионных работ, проведённых партией № 2 в районе верховьев и среднего течения р. Алаш в 1962 г. М., 1963.

89. Бордоносов В.П. и др. Отчёт о работах Кужебазской партии № 24 за 1963 год. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейна среднего и верхнего течения р. Мунгаш-Ак. Кызыл, 1964.

90. Гостева Т.С. и др. Материалы к государственной геологической карте СССР масштаба 1:200 000. Геологическое строение и полезные ископаемые центральной и северной части листа М-45-ХП. Отчёт о работе партий № 3,4,5 за 1960 г. М., 1961.m

91. Гречищев O.K. Оценка берилиеносности Алашского гранитного массива. Отчёт о поисково-съёмочных работах Алашского поискового отряда Баянкольской ГСП за 1963-65 гг.-Кызыл, 1966.

92. Даценко В.М. Геохимическая типизация гранитоидов складчатого обрамления Сибирской платформы для оценки их потенциальной рудоносности и палеогеодина-мических реконструкций. Отчёт по договору № 022 с Красноярскприродресурсы. -Красноярск, 1999.

93. Дербан А.Г., Махлаев МЛ. Составление струкгурно-формационной основы для разработки прогнозно-металлогенической карты масштаба 1:500 ООО Республики Хакасия. Красноярск, 2001.

94. Единцев Е.С. и др. Групповая геологическая съёмка масштаба 1:50 000 листов N-45-141-Г; N-45-142-B; М-45-9-А, Б, В, Г; М-45-10-А; М-45-21-А, Б, В, Г. Отчёт Больше-Абаканской ГСП за 1975-1982 гг. Минусинск, 1982.

95. Жаркой А.И. Результаты поисково-разведочных работ на участке молибденового рудопроявления "Озёрный". Окончательный отчёт Кужебазской партии за 1965 г. -Кызыл, 1966.

96. Зайков В.В. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые междуречья Ак-Суг Хемчик в пределах листов М-46-26, М-46-14-В,Г. Окончательный отчёт Нижне-Алашской геологосъёмочной партии по работам 1963-1965 гг. - Кызыл, 1966.

97. Кавицкий M.JI. и др. Отчёт о геолого-поисковых работах, проведённых Акхем-ской партией № 23 в бассейне верхнего течения р. Ак-Суг в 1963 году. -Кызыл, 1964.

98. Кудрявцев В.Е. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые левобережья верховий р. Ак-Суг. Отчёт о работах партии № 20 Дальней экспедиции ВСЕГЕИ летом 1952 г. Л., 1953.

99. Кудрявцев В.Е., Сельвесюк Б.Ф. Геологическое строение и полезные ископаемые района истоков р. Алаш. Отчёт о работах партии № 3 Горной экспедиции летом 1953 года.-Л., 1954.

100. Матросов П.С., Кудрявцев В.Е. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейнов рек Алаш и Улуг-Оруг. Л., 1952.

101. Махлаев M.JL, Безруков О.А., Денисова М.В. и др. Составление геологической карты и карты полезных ископаемых масштаба 1:200000 Республики Хакасия за 1993-1995 гг. Отчет. Красноярск, 1995.

102. Махлаев М.Л., Беззубцев В.В. Легенда Минусинской серии Государственной геологической карты масштаба 1:200 000 (издание второе). Красноярск, 1997.

103. Махлаев М.Л., Комаров В.В., Межубовский В.Г. и др. Составление легенды Ан-гаро-Енисейской серии листов ГК-1000 (третье издание). Красноярск, 2000.

104. Митинская Т.С., Зальцман В.Д. Составление легенды Западно-Саянской серии для геологических карт масштаба 1:200 000 нового поколения. Отчёт тематической партии по работам 1991-1994 гг. Кызыл, 1994.

105. Митинская Т.С., Зальцман В.Д. Легенда Государственной геологической карты масштаба 1:200 000. Серия Западно-Саянская. Кызыл, 1997.

106. Науменко А.И. Меденосность песчано-сланцевых толщ ордовика и силура Западного Саяна. Окончательный отчёт по теме № 325 "Оценка перспектив медного оруденения в песчаниках ордовика и силура Западного Саяна". Красноярск, 1969.

107. Науменко А.И., Коллеганов Ю.М. Блоковая тектоника Западного Саяна и Тувы и её роль в металлогении. Красноярск, 1975.

108. Науменко А.И., Коллеганов Ю.М. Геолого-тектонический анализ зоны сочленения Телецко-Чулышманского поднятия и Западного Саяна как основа для последующей оценки перспектив на полиметаллы и другие руды. Красноярск, 1978.

109. Науменко А.И., Коллеганов Ю.М., Нефёдова Л.И. Структура зоны сочленения Западного Саяна и Горного Алтая и геотектоническая позиция гранитоидов (в связи с перспективой оценки региона на олово). Красноярск, 1980.

110. Науменко А.И. и др. Структурные и фациальные условия размещения страти-формного медного оруденения в докембрии и раннем палеозое западной части Западного Саяна. (Отчёт о научно-исследовательской работе). Планшеты M-45-VI, M-46-I, П. Красноярск, 1983.

111. Науменко А.И. Разработать и внедрить рекомендации по выявлению основных промышленно-генетических типов медного оруденения в центральных районах Западного Саяна. Отчёт по заказу-наряду № 1423618-034 за 1986-88 гг. Красноярск, 1988.

112. Перфилова О.Ю. Ордовикская вулкано-плутоническая ассоциация восточного склона Кузнецкого Алатау. Диссканд. г.-м. н. Томск, 1999.

113. Сидорас С.Д. Опытно-методические работы по палеомагнитному расчленению и корреляции немых отложений в горнорудных районах Красноярского края и Тувинской АССР. Отчёт Петрофизической партии. Красноярск, 1989.

114. Шипицын В.А. и др. Палеонтологическое обоснование возраста терригенных ордовикских (?) отложений Западного Саяна для целей крупномасштабного геологического картирования. Отчёт по теме А. 13.1/13 497. Красноярск, 1988.

115. Шокальский С.П., Зыбин В.А., Сергеев В.П. и др. Легенда Алтайской серии Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000 (издание второе). Новокузнецк, 1999.