Структурный контроль и морфология массивов и тел гранитоидов

Для многих пегматитовых полей редкометалльно-редкоземельной формации характерны гранитоиды повышенной щелочности, сформировавшиеся на посторогенном (постскладчатом) этапе тектонического развития регионов и контролируемые зонами глубинных разломов. Одним из наиболее показательных примеров может служить регион Кольского полуострова с его многочисленными массивами щелочных гранитов, многие из которых сопровождаются пегматитами. К таковым относятся массивы Канозерский, Западных Кейв, Белых Тундр и др. Наиболее крупный из них массив Западных Кейв, занимающий площадь около 1300 км2, представляет собой сложное сочетание пластообразных межформационных интрузий и жил, приуроченных к плоскостям надвигов и межпластового скольжения, а также дайкообразных подводящих каналов. Широтной полосой гнейсов и сланцев кейвской серии, сужающейся в западном направлении, массив разделен на две вытянутые в субширотном направлении части (полосы) — северную и южную. В северной части щелочные граниты контактируют с архейскими гнейсогранитами по крутому разлому. Южная часть массива залегает между архейским фундаментом и породами кейвской серии. В своей юго-западной части массив соединяется серией подковообразных даек с массивом Белых Тундр. И.Д. Батиева подчеркивает, что, несмотря на кажущуюся конформность контактов щелочных гранитов с породами кровли массива Западных Кейв, сопряженность их структурных элементов обусловлена тектоническим фактором. Для щелочных гранитов массива характерны отчетливая линейность в распределении цветных минералов и наличие многочисленных ксенолитов гранодиоритов, олигоклазовых и двуполевошпатовых гранитов, а также габбро-анортозитов. Иногда эти породы в пределах массива образуют крупные тела (до 500 м в ширину и нескольких километров в длину), которые трактуются как выступы его подошвы (эрозионные «окна»).

В Финляндии пегматиты связываются с позднеорогенными гранитоидами свекокарельского возраста (1,86-1,8 млрд лет), приуроченными к областям интенсивной мигматизации. Совместно с синорогенными тоналитами, грано-диоритами-диоритами (1,93-1,86 млрд лет) они объединяются большинством исследователей в Центрально-Финский гранитоидный комплекс. Массивы гранитоидов этого комплекса занимают большие площади, имеют сложную форму, часто с причудливо извилистыми границами, с многочисленными «окнами» метаморфических пород. Позднеорогенные гранитоиды (граниты и кварцевые монцониты) обычно слагают относительно небольшие массивы среди синорогенных тоналитов и гранодиоритов. В эндо- и экзоконтакте одного из таких массивов диаметром около 5 км располагаются, в частности, редкометалльно-редкоземельные пегматиты месторождения Алавус, имеющие возраст 1,86 млрд лет. Такой же возраст установлен и для посткинематического кварцевого монцонита Луопа, примерно в 90 км западнее Алавуса. Примечательно, что для редкометалльных пегматитов Каатиала, Уллава, Xaaпалуома, Корвенниеми и Сейнайоки в том же районе установлен более молодой U-Pb возраст — 1,80-1,79 млрд лет.

Крупный батолит Пайке Пик в Центральной стабильной области (штат Колорадо, США), с которым связаны многочисленные поля редкометалльно-редкоземельных пегматитов, занимает площадь более 3000 км2, дискордантен по отношению к вмещающим породам и имеет в плане форму овала, вытянутого в меридиональном направлении. В пределах батолита три крупных и несколько второстепенных интрузивных центров, к которым тяготеют округлые или слегка вытянутые в плане штоки и кольцевые комплексы изверженных щелочных пород. Размеры таких штоков достигают 8 км и более в поперечнике. Подавляющее большинство штоков и кольцевых дайкообразных тел ложится на две линии, параллельные доминирующему северо-западному направлению разломов в этом районе.

Округлую в плане форму с диаметром около 6-7 км и отчетливо проявленным кольцевым строением имеет щелочной массив Стрейндж Лейк (или Лак-Брюссон) в Канаде, имеющий формулополита, в апикальной части которого расположено крупное месторождение редких земель (рис. 3.1).

Пегматитоносный Хан-Богдинский массив щелочных гранитоидов в Южной Монголии расположен в центре одноименной впадины, выполненной верхнепалеозойскими осадочно-вулканогенными толщами, и состоит из двух тесно сопряженных друг с другом тел — западного и восточного (рис. 3.2). Западное тело изометричной в плане формы с диаметром около 28 км имеет четко выраженное кольцевое строение. В примыкающем к нему восточном теле меньших размеров (около 12 км в диаметре) кольцевое строение проявлено неотчетливо. Массив в целом является межформационной интрузией (лакколитом) со ступенчато погружающейся на северо-запад подошвой и круто уходящим на глубину подводящим каналом в его западной части. Считается, что ступенчатость подошвы обусловлена разломами. В северо-западной части массива его подошва достигает глубины 7 км, тогда как в юго-восточной части 1-2 км.

Еще один пегматитоносный массив щелочных гранитоидов — Халдзан-Бурэгтэгский — приурочен к крупному Алтанхухэйскому разлому, разделяющему Монголо-Алтайскую и Озерную структурно-формационные зоны в Монгольском Алтае. Массив представлен двумя выходами — ceверным и южным, которые разделены четвертичными отложениями. Первый имеет вытянутую в северо-западном направлении (параллельно разлому) форму с размерами 16х5,5 км, а второй — овальную форму с размерами 8x5 км.

Улканский (Северо-Учурский) массив рапакивиподобных и щелочных гранитоидов в Приохотье площадью около 750 км2 расположен в пределах Улканско-го прогиба — субширотной рифтогенной структуры, занимающей секущее положение по отношению к структурам фундамента Алдано-Станового щита. В свою очередь положение массива и его овальная форма определяются сочетанием субширотных и дуговых разрывных структур, в меньшей степени разломов северо-западного простирания. В пределах массива выявлено более 30 относительно небольших интрузивных тел собственно щелочных гранитов, считающихся пегматитоносными. Последние приурочены к системе субмеридиональных разломов, преимущественно в местах их пересечения с широтными разломами. В наиболее эродированном южном блоке Улканского массива обнажается самый крупный Ныгваганский щелочно-гранитный интрузив, вытянутый в широтном направлении почти на 7 км при ширине 1,5-2 км. Это плитообразное, полого склоняющееся на север тело, подошва которого имеет тектонический контакт с вмещающими эффузивами. В северном экзоконтакте, т.е. над телом щелочных гранитов, вмещающие породы в полосе шириной около 2 км интенсивно фенитизированы и содержат многочисленные жилы пегматитов. Пегматитовые тела также вытянуты в широтном направлении и полого падают на север. В северном, менее эродированном блоке, для пегматитов характерно падение на юг. Предполагается, что на глубине полого падающие навстречу друг другу тела щелочных гранитов и сопровождающих их пегматитов объединяются в единое лопполитообразное тело с центральным подводящим каналом (рис. 3.3).

Ингурский массив субщелочных и щелочных гранитов в Западном Забайкалье частично перекрыт неогеновыми платобазальтами и позднемезозойскими отложениями Ендондинской рифтовой впадины. Он имеет вытянутую в субширотном направлении форму, размеры примерно 18x8 км и, по-видимому, соединяется с примыкающим с северо-запада более крупным Шербахтинским массивом.

Сопровождающийся редкометалльно-редкоземельными пегматитами Oшypковский массив щелочных габброидов и сиенитов вблизи г. Улан-Удэ имеет форму вытянутого в субмеридиональном направлении неправильного четырехугольника с довольно извилистыми границами (рис. 3.4). Выход массива занимает площадь около 14 км2. Восточная его часть перекрыта аллювиальными отложениями р. Селенги. Массив дискордантен по отношению к вмещающим породам.

Шарташский массив на Среднем Урале, сопровождающийся амазонитсодержащими пегматитами с редкоземельной минерализацией, относится к тоналит-гранодиоритовой формации. Он имеет размер выхода на поверхность 5х6 км и является частью крупного батолитообразного тела, протягивающегося на 20 км с запада на восток, где оно ограничивается Мурзинским разломом. Массив располагается среди вулканогенно-осадочных пород, метаморфизованных в условиях зеленосланцевой и низов амфиболитовой фации метаморфизма, и тальк-карбонатных пород, в которые превращены породы альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации. Ксенолиты вмещающих пород в гранитах Шарташского массива редки и невелики по размерам (обычно не более 20 см). По геофизическим данным массив прослеживается на глубину около 5 км. Условия становления массива, определенные по составу минеральных парагенезисов, соответствуют абиссальной фации.

В Северном Прибайкалье интрузии гранитоидов абчадского (или ирельского) комплекса приурочены к зоне Абчадского разлома и Даванской зоне смятия. Абчадский массив, расположенный в непосредственной близости от одноименного разлома, имеет в плане форму полосы с извилистыми границами. Длина массива составляет около 30 км при ширине до 5 км. Контакты массива имеют неровную поверхность. При их крутом положении в гранитоидах не наблюдается ксенолитов вмещающих пород, а при пологом (в купольной части массива) количество ксенолитов особенно велико. Эрозионный срез массива неглубок, так что по всей его площади часто отмечаются провесы кровли. Массив, по данным М.М. Мануйловой и соавт., является поздне- или посторогенным плутоном.

Аинский массив субщелочных лейкократовых гранитов в Приольхонском районе Прибайкалья, содержащий пегматиты с редкометалльно-редкоземельной минерализацией, а также мелкие жилки аплитов, расположен на западном побережье оз. Байкал между бухтой Ая и заливом Усть-Анга и имеет видимые размеры 2х1 км (рис. 3.5). Контакты его в основном скрыты водами озера и недоступны для наблюдения. Северо-западный и западный контакты массива тектонические. В апикальной части массива расположен крупный ксенолит мраморов, указывающий на то, что массив слабо эродирован. Возможно, он является апикальной частью более крупного интрузива. Массив приурочен к крупной разрывной структуре северо-восточного простирания, которая в месте ее пересечения с субширотным разломом совпадает с долиной р. Анга.

В Забайкалье, в пределах Заганского гнейсогранитового вала (сводово-глыбового поднятия), редкометалльно-редкоземельные пегматиты ассоциируют с лейкократовыми пегматоидными гранитами, аляскитами и аплитами, слагающими мелкие маломощные (до 2-3 м) жильные и жилоподобные тела, реже более крупные тела неправильной формы (до нескольких квадратных километров), содержащие многочисленные реликтовые обособления вмещающих пород. По Л.А. Козубовой, они являются продуктами ремобилизации раннепалеозойского гранитоидного субстрата в процессе ультраметаморфизма в связи с мезозойским этапом тектономагматической активизации. Прерывистая цепочка участков проявления таких гранитов, аплитов и пегматитов простирается параллельно зоне глубинных разломов, отделяющей названную протерозойскую структуру от мезозойской Хилокской впадины. Отдельные небольшие поля гранитоидов и пегматитов несколько смещены от этой зоны в глубь сводовой области, будучи приуроченными к поперечным разломам, рассекающим Заганский вал на крупные блоки.

В Слюдянском районе Южного Прибайкалья и в Ильменских горах на Урале пространственно совмещены области развития пегматитов и ассоциирующих с ними гранитоидов, относящихся к редкометалльно-редкоземельной и полевошпатовой пегматитовым формациям.

Как уже указывалось в предыдущих главах, в Сысертско-Ильменогорском антиклинории на Урале выделяются три возрастные группы пегматитов: домиаскитовые гранитные, миаскитовые, послемиаскитовые гранитные. Гранитные пегматиты обеих групп пространственно и генетически тесно связаны с жильными гранитами, аплитами, гранит-пегматитами. Интрузии гранитоидов первой группы предваряются и генетически связаны с процессами гранитизации и мигматизации метаморфической толщи. Они представлены жилами плагиогранитов, двуполевошпатовых до аляскитовых гранитов, аплитов и пегматитов. Плагиограниты образуют иногда небольшие (1,5-2 км2) массивы.

В южной сводовой части антиклинория располагается наиболее крупный на Урале (18х4,5 км) Ильменогорский массив щелочных пород, представленный серией сближенных седловидных залежей разнообразных миаскитов с ассимилированными породами кровли между ними. Массив сопровождается дайкообразными телами миаскитов, сиенитов и жилами миаскитовых и сиенитовых пегматитов. Наибольшим распространением миаскитовые пегматиты пользуются в южной части массива, но довольно часто встречаются и в метаморфических породах. Щелочной массив окружен ореолом фенитизации вмещающих пород.

Послемиаскитовые граниты, аплиты и пегматиты распространены в пределах всего антиклинория, но преимущественно тяготеют к области развития щелочных пород. Как правило, они приурочены к разломам субширотного и северо-западного простирания, образуя одиночные секущие жильные тела и серии жил. Мощность жил колеблется от первых десятков сантиметров до нескольких десятков метров, а длина иногда достигает 800 м. В пределах Ильменогорского щелочного массива комплекс гранитоидов представлен в основном аплитами и аплит-пегматитами, образующими жильные тела длиной до 150 м при мощности 2-6 м. Собственно пегматитовые тела редки.

В принятой нами классификационной схеме послемиаскитовые гранитоиды соотносятся с редкометалльно-редкоземельной пегматитовой формацией, тогда как комплекс домиаскитовых гранитоидов и пегматитов более всего соответствует высокобарической полевошпатовой формации.

В Слюдянском районе Южного Прибайкалья, так же как и в Ильменах, выделяются две группы гранитоидов, включающих разновозрастные пегматиты — дофлогопитовые (477 млн лет) и постфлогопитовые (447 млн лет). В период между их формированием произошло внедрение Малобыстринского массива щелочных пород — сиенитов и монцонитов (470 млн лет). Массив в плане имеет овальную форму (9х3 км) и при секущем характере контактов в целом конформен структуре толщи. В его составе преобладают щелочные сиениты, но есть и известково-щелочные разновидности. Массив сопровождается дайково-жильной серией, представленной породами, отвечающими по составу разновидностям сиенитов самого массива.

Дофлогопитовые грубозернистые гранитоиды (гранит-пегматиты) и ортотектиты района выделены А.А. Шафеевым в особый «слюдянский тип». Они тяготеют преимущественно к сводам поперечных антиклиналей. Преобладают жильные формы тел — как послойные, так и секущие. Последние нередко образуют кулисообразные или лестничные серии. Длина жильных тел достигает нескольких сотен метров при мощности несколько десятков метров. Встречаются межбудинные тела сложной формы, а также зоны сетчатых инъекций гранит-пегматитов. С гранит-пегматитами тесно связаны собственно пегматиты. Обычно это пегматитовые участки в гранит-пегматитах либо ответвления пегматитовых апофиз от гранит-пегматитовых тел, редко — самостоятельные тела. Контакты гранит-пегматитов с собственно пегматитами обычно постепенные. Ho имеются случаи пересечения субпластовых тел гранит-пегматитов поперечными жилами пегматитов.

В группе постфлогопитовых гранитоидов резко доминируют пегматиты, образующие преимущественно крутые поперечно-секущие жилы. Ho встречаются также пологие, дугообразные и очень сложной формы межбудинные тела. Наряду с пегматитами в эту группу в подчиненном количестве входят также аплитовидные граниты, сиенит-аплиты.

По условиям образования группа дофлогопитовых гранитоидов наиболее близка полевошпатовой пегматитовой формации, тогда как постфлогопитовые гранитоиды соответствуют редкометалльно-редкоземельной формации пегматитов.

Как следует, содержащие редкоземельную минерализацию пегматиты полевошпатовой формации характерны для областей интенсивного проявления процессов гранитизации и ультраметаморфизма в пределах древних щитов. На Алданском щите в таких областях, контролируемых крупными долгоживущими разломами, широко проявлены гранитоиды, выделенные в особый тип ультраметаморфических гранитов. В Центрально-Алданском флогопитоносном районе они представлены аляскитами и ортотектитами, с которыми пространственно и генетически тесно связаны несущие убогую редкоземельную минерализацию пегматиты, являющиеся, по сути дела, их специфической разновидностью. Подавляющее большинство тел гранитов приурочено к центральным частям полей и зон мигматизации. Для согласных со слоистостью метаморфических пород зон мигматизации характерны образованные in situ линзовидные, седловидные и пластообразные маломощные тела гранитов длиной 0,5-0,8 км. В протяженных кососекущих зонах мигматизации гранитные тела длиной 0,5-1 км при мощности 10-25 м нередко образуют подобие «сетки». В поперечных зонах мигматизации, которые отходят от кососекущих и, реже, согласных зон, граниты преобладают над мигматитами. Они образуют дайкообразные тела, иногда сопровождаемые апофизами, параллельными слоистости вмещающих пород. Это относительно небольшие жилы длиной до 300 м при мощности до 5,5 м. Иногда они выходят за пределы зон мигматизации на расстояние до 100 м, что позволяет рассматривать их как перемещенные.

Весьма сходная ситуация характерна для полей развития пегматитов в зонах гранитизации на о. Гренландия. Здесь также пегматиты тесно ассоциируют с мигматитами и маломощными линзовидными и пластовыми гранитными телами, причем последние, так же как и пегматиты, более характерны для зон амфиболитовой фации метаморфизма, чем для гранулитовой. Многие тела гранитного состава участвуют в складчатости и описаны Г. Рамбергом как «птигматитовые пегматиты». Обычно они характеризуются малой мощностью (10-25 см). Довольно распространены тела гранитоидов четковидной и неправильной форм. Размеры их достигают нескольких сотен метров в длину при мощности до 30 м. Встречаются штокверкообразные системы гранитоидов, тяготеющие преимущественно к вмещающим породам основного состава.

Зоны мигматизации и гранитообразования характерны также для Мамского пояса мусковитовых пегматитов, в центральной части которого иногда встречаются типичные пегматиты полевошпатовой формации. Здесь широко проявлены плагиоклазовые и двуполевошпатовые пегматоидные граниты, которые совместно с гранит-пегматитами образуют сетчатые залежи в пределах так называемой зоны обильных инъекций. Среди двуполевошпатовых гранитов выделяются ортоклазовые и микроклиновые разновидности. Жильные тела ортоклазовых гранитов являются обычно кососекущими или согласными, а жилы микроклиновых гранитов — поперечно-секущими. Жилы прослеживаются на расстоянии в первые сотни метров при мощности до нескольких десятков метров. Эти гранитоиды детально описаны ранее.

На Украинском щите редкоземельными пегматитами сопровождаются гранитоиды кировоградского (кировоградско-житомирского) и подольского (побужского) комплексов. Плагиоклаз-микроклиновые граниты и мигматиты кировоградского комплекса сопоставляются К.Е. Есипчуком с гранитоидами свекофеннид Финляндии, анатектит-гранитами Кольского полуострова, позднестановым комплексом гранитоидов Алданского щита и широко распространенными в пределах Канадского и некоторых африканских щитов «куполообразующими» гранитоидами и мигматитами. Для массивов гранитоидов кировоградского комплекса характерны значительные размеры (от 50х20 до 120х50 км) и конформность их вмещающим толщам с постепенными переходами через зоны мигматитов. Гранитоиды подольского комплекса сопоставляются тем же автором с микроклиновыми гранитами свекофеннид Финляндии и Приладожья, а также с интрузивно-анатектическими гранитами позднего этапа гранитизации на Алданском щите. В Побужском и Бугско-Днепровском пегматитоносных районах они представлены массивами «купольного» типа (Ятранский, Остропольский, Жмеринский) с широким развитием лейкогранитов глубинной субфации. Преобладают послойные тела линзовидной формы длиной до 5, редко 10 км и более при ширине 1-3 км, реже встречаются секущие тела, обычно переходящие в послойные.