Пролювиальные и делювиальные отложения (pdQ_III–H) имеют площадное развитие на пологонаклонных водоразделах и денудационно-эрозионных склонах, нередко сплошным чехлом покрывают днища логов и долин, где погребая аллювий, образуют мощные террасоувалы, вскрыты скважинами и горными выработками. Они представлены серыми, палевыми, желтовато- и буровато-серыми, бурыми неяснослоистыми, линзовидно-слоистыми, участками карбонатными суглинками и супесями с примесью дресвы и щебня, с тонкими прослоями дресвяно-щебнистого материала (до 50%), с карбонатными конкрециями, раковинами наземных моллюсков, костными остатками грызунов и крупных млекопитающих, кротовинами и корнями растений. Суглинки и супеси местами имеют лессовидный облик, пористые с хорошо выраженной столбчатой отдельностью. На отдельных участках выделяются маломощные прослои селевых образований. Мощность отложений на водоразделах 1-6 м, вниз по склонам возрастает до 25-30 м. Возраст пролювиальных и делювиальных образований определяется третьей ступенью позднего неоплейстоцена-голоценом.

Аллювиальные отложения первой надпойменной террасы (a¹Q_III) развиты по долине р. Песчаной, а также по ее наиболее крупным притокам, где узкими фрагментами, не выражающимися в масштабе карты, перекрыты чехлом склоновых и покровных образований различной мощности, образующими пологонаклонные поверхности террасоувалов. Наиболее крупные фрагменты террасы наблюдаются по долине р. Песчаной, где аллювий, слагающий ее, имеет мощность до 15 м и представлен хорошо и среднеокатанным валунно-галечно-гравийным материалом с песчаным заполнителем желтовато-серого цвета, с прослоями и линзами песка, гравия, илов, глин и суглинков желтовато- и голубовато-серого цвета. В илах встречаются растительные остатки, радиоуглеродный возраст которых составляет 12-15 тыс. лет.

Аллювиальные отложения пойм (аH) выполняют днища долин рек и ручьев, представлены отложениями низкой и высокой пойм. В долинах разных порядков низкая пойма имеет высоту 0,5-3 м, высокая – 2-7 м. Ширина их изменяется от 5-30 м до 1 км. Отложения сложены валунными галечниками, галечниками и гравийными песками русловой и косовой фаций в основании и залегающими на них песками, супесями, суглинками, глинами с линзами и прослоями растительного детрита, торфа пойменной и пойменно-старичной фаций. С русловой и косовой фациями пойменного аллювия связаны россыпи золота. Мощность пойменного аллювия до 9 м. По данным радиоуглеродного датирования возраст отложений определен в интервале 440±35 лет – 6880±35 лет.

Магматизм и метаморфизм

Белокурихинский комплекс полиметаморфический (gPR (^mC)b)развит в пределах одноименного блока. В составе метаморфитов преобладают гранат-кордиеритсодержащие гнейсы амфиболитовой фации низких давлений, среди которых отмечаются единичные выходы крупно- и грубозернистых массивных амфиболитов, состоящих из бурой роговой обманки и битовнита. Гнейсы характеризуются отчетливой тонкой и грубой полосчатостью, кристаллизационной сланцеватостью, мелко- и микрозернистой лепидогранобластовой структурой. Предельная ассоциация включает: кварц + плагиоклаз (№ 23-37 с обратной зональностью) + калишпат + биотит + кордиерит (ƒ = 40%) + гранат + корунд + шпинель + силлиманит и соответствует T = 650-700° и Р = 3 кбар. Породы характеризуются умеренной железистостью (ƒ = 50-60%), невысокими содержаниями K, Al, Ti, исходные образования реставрируются как аркозы, субграувакки и глины. В восточном экзоконтакте Белокурихинского гранитоидного массива выделяются мигматиты и пятнистые сланцы, сформированные по регионально метаморфическим породам с разной степенью сохранности исходных парагенезисов и структурно-текстурных особенностей. В пятнистых сланцах полосчатость отчетливо проявлена наряду с кристаллизационной сланцеватостью, в мигматитах сохраняется лишь грубая метаморфическая полосчатость. Предельная ассоциация последних сходна с ранее отмеченной в гнейсах, но без граната. Данные породы рассматриваются как наиболее высокотемпературные образования, сформированные при повторном метаморфизме. Данные U-Pb метода по цирконам из гранат-биотитовых гнейсов указывают на возраст последнего высокотемпературного метаморфизма 311±12 млн. лет и предполагаемый возраст протолита около 2 млрд. лет. Более поздние данные, полученные Н.Н.Круком (Sm-Nd метод) указывают на позднерифейский (не древнее 950 млн. лет) возраст протолита. Таким образом, возраст метаморфитов и их положение по отношению к офиолитам остается дискуссионным.

Позднерифейско(?) - раннекембрийские мафит-ультрамафитовые (офиолитовые) образования (us, ν + usR₃:Є₁)закартированы в основании отдельных пластин Каменского блока (аллохтона) представлены апоперидотитовыми серпентинитами и сопровождающими их габброидами. Комплекс ассоциирован с толеитовыми базальтами как лавовыми членами офиолитовой ассоциации. Образования комплекса образуют линзовидные и линейно вытянутые тела различной протяженности (до 10 км) и видимой мощности (до 1,5 км). По результатам геофизического моделирования суммарная мощность офиолитовых пластин в основании аллохтона составляет около 1 км. Отдельные из них, сложенные интенсивно серпентинизированными разностями, трассируются в магнитном поле высокоградиентными положительными линейными аномалиями интенсивностью до 3000 нТл. Фрагменты нижней части офиолитовой ассоциации представляют собой реститовые апоперидотитовые серпентиниты состоящие из развитых в переменных количествах антигорита, серпофита, прожилковидных и вкрапленных ильменита и магнетита, мелких лейст плагиоклаза, примеси иддингсита, хлорита и талька. Фрагменты кумулятивного комплекса наблюдаемые в основании надвиговой пластины в бассейнах рек Светлая и Куяча представляют собой темно-зеленые массивные пироксениты и габбро, прорванные дайками анортозитов и долеритов и перекрытые базальтами. Между указанными породами (за исключением даек) наблюдаются постепенные переходы, контакты с серпентинитами четкие, извилистые. В пироксенитах сохраняется реликтовый моноклинный пироксен с признаками пластических деформаций (мозаично-волнистое угасание), доминирует тремолит и агрегатные псевдоморфозы других минералов, в габброидах пироксен полностью замещен уралитом, а плагиоклаз - соссюритом. По химическому составу последние относятся к крайне низкотитанистым (TiO₂ = 0,19%) , низкощелочным (Na₂O = 1,59%, K₂O = 0,04%), низкофосфатным (P₂O₅ = 0,03%), высокомагнезиальным (MgO = 9,6%, FeO*/MgO = 0,58), высокоглиноземистым (Al₂O₃ = 18,1%) разностям. Σ РЗЭ очень низкая (7,5 г/т), график распределения аналогичен базальтам N-MORB при более низких значениях, характерен слабый максимум по Eu. Особенности химизма указывают на присутствие кумулятивных плагиоклаза и оливина в отсутствии титаномагнетита. Габброиды - массивные мелко- и крупнозернистые породы, состоят из диопсида со следами пластических деформаций, полностью соссюритизированного плагиоклаза, уралита (по пироксену), иногда серпентина, реликтового ортопироксена. Базальты характеризуются шаровой отдельностью, афировой и мелкопорфировой структурой обусловленной вкрапленниками диопсида и альбита. Основная масса апоинтерсертальная, состоит из вторичных альбита, кальцита, эпидота, хлорита, актинолита, лейкоксена и рудных минералов (до 15%). Породы интенсивно рассланцованы. Долериты характеризуются офитовой и долеритовой структурой, содержат реликтовый диопсид и менее рассланцованы. Петрохимически и геохимически базальты и долериты сходны между собой и отличаются от кумулятивных габбро повышенной титанистостью (в базальтах 1,44% TiO₂, в долеритах 1,41% TiO₂), железистостью (FeO*/MgO = 1,6), низкой глиноземистостью (12,5% Al₂O₃ в базальтах, 14,1% Al₂O₃ в долеритах). По содержанию щелочей (Na₂O = 1,3 и K₂O = 0,04 в базальтах; Na₂O = 2,4 и K₂O = 0,17 в долеритах), P₂O₅ (соответственно 0,09% и 0,12%) и характеру распределения РЗЭ, они соответствуют базальтам N-MORB. С телами серпентинитов связаны многочисленные тальк-брейнеритовые и хромитовые проявления, пункты минерализации золота в лиственитах. Возраст офиолитовой ассоциации устанавливается в интервале от позднего рифея до раннего кембрия.

Песчанский комплекс базальтовый (βЄ₂-О₁ps)развит в пределах Каменского блока. В его составе доминируют покровные базальты, андезибазальты, их кластолавы, силлы долеритов, изредка отмечаются маломощные потоки (?) плагиориодацитов. Эффузивы образуют отдельные потоки мощностью 10-20 м, или серии потоков (до 500 м) среди вулкано-терригенных отложений песчанской толщи. Силлы долеритов наблюдаются среди покровных фаций и среди терригенных пород. Наиболее крупные из них имеют видимую мощность 300-400 м при протяженности до 6 км. Центральные части силлов сложены среднезернистыми габбродолеритами, а краевые - мелкозернистыми долеритами, на контактах отмечаются зоны закалки. Базальты характеризуются порфировой структурой, содержат мелкие (до 2 мм) вкрапленники альбита и диопсида. В основной массе присутствуют пироксен, альбит, титаномагнетит (до 20%), вторичные - актинолит, хлорит, эпидот, лейкоксен. Субвулканические долериты имеют сходный состав,отличаются офитовой структурой. Для тех и других характерен лейкобазальтоидный уклон, средняя титанистость (1,34% и 1,38% TiO₂) при росте титана от более меланократовых разностей к лейкократовым (до 2,2 % TiO₂), высокая железистость (FeO* = 10,3% и 10,2%; FeO*/MgO = 2,3), умеренная глиноземистость (16% и 16,5 AI₂O₃), высокое отношение N₂O/K₂O (8 и 9 при N₂O = 4,6% и 4,8 %) типичные для толеитовых серий. По содержанию титана, распределению редких земель базальты близки толеитам N-MORB, однако высокая железистость, пониженные значения ниобия (2,2 г/т), тантала (0,12 г/т) и циркония (40 г/т) более типичны для базальтов примитивных дуг. Плагиориодациты характеризуются порфировой структурой, содержат вкрапленники альбита, кварца и хлоритизированного биотита. Основная масса микрозернистая, состоит из альбита, эпидота, актинолита и рудного минерала. Породы характеризуются повышенной титанистостью (0,8% TiO₂), низкой глиноземистостью (11% AI₂O₃) и калиевостью (1,3% K₂O). Возраст комплекса определяется в интервале средний кембрий - тремадок исходя из стратиграфического положения песчанской толщи.

Онгудайский комплекс базальт-андезитовый (δπD_1-2og)ограниченно развит в северо-западной части района, где представлен мелкими субвулканическими интрузиями (небольшие линейные тела и штоки) микрогаббро и диорит-порфиритов. Породы характеризуются низкой калиевостью (0,6-0,7% K₂O), высокой железистостью (в микрогаббро FeO*/MgO = 1,3-2,8, в диорит-порфиритах - 2,9), титанистостью (от 1,5% TiO₂ в микрогаббро до 2,1% TiO₂ в диорит-порфиритах), соответствуя толеитовой серии. Особенностью субвулканических образований, подчеркивающей их комагматичность покровным фациям, является дискретность в отношении содержания K₂O - отдельные интрузии сложены либо высококалиевыми разностями (по сумме щелочей приближаются к субщелочным) с невысоким содержанием TiO₂, либо низкокалиевыми с повышенной титанистостью. В латеральном ряду образований девонской активной окраины онгудайский комплекс занимает промежуточное положение между известково-щелочными образованиями андезитового ряда (куяганский комплекс) и бимодальной ассоциацией Уймено-Лебедского прогиба (нырнинский и саганский комплексы). Особенности химизма вулканитов позволяют рассматривать их (совместно с кислыми эффузивами куратинской свиты) в рамках последовательно дифференцированной базальт-андезит-риолитовой формации зоны тыловых рифтов. С субвулканическими интрузиями комплекса связаны проявления железорудной (с медью) скарновой формации. Возраст онгудайского комплекса устанавливается как ранне-среднедевонский исходя из стратиграфического положения одноименной свиты и результатов радиологических определений рубидий-стронциевым методом (371±11 млн. лет; СКВО = 1,56; ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,70452±14).

Куяганский комплекс риолит-дацит-андезитовый (λD₂kg)развит в северо-восточной части Ануйского блока, объединяют вулканогенные породы куяганской свиты и дайки кислого состава, распространенные по периферии вулканических полей и в Каменском блоке. В нижней части стратифицированного разреза доминируют пестроцветные андезиты и андезибазальты, их лавобрекчии и кластолавы; в верхней - туфы и кластолавы дацитов и риолитов. Характерно преобладание средних разностей эффузивов над кислыми. Андезиты - темно-серые, серые с зеленоватым оттенком порфировые массивные, реже флюидальные и миндалекаменные породы. Вкрапленники представлены слабо зональным соссюритизированным плагиоклазом размером от долей миллиметров до 6-8 мм, хлоритизированной роговой обманкой, редко авгитом (2V = 53-54°; Np = 1,690), замещенным хлоритом, и ромбическим пироксеном, почти нацело замещенным агрегатом серицита, хлорита и эпидота. Основная масса апогиалопилитовая, апопилотакситовая, апоинтерсертальная и состоит из лейст альбита, эпидота, хлорита с примесью лейкоксена и рудного минерала. Породы характеризуются повышенной калиевостью (K₂O = 1,9% при SiO₂ = 60,5%), глиноземистостью (Al₂O₃ = 16,2%), низкими содержаниями FeO^* (7,4%) и MgO (3,3%), соответствуя умереннокалиевой разновидности известково-щелочной серии. От аналогичных по основности высококалиевых разностей онгудайской свиты они отличаются более низкими значениями К₂О и суммой щелочей (соответственно 4,6% и 7%). Дациты, риодациты и риолиты характеризуются темно-серой, серой окраской, массивной и флюидальной текстурой, порфировой структурой. Вкрапленники составляют 10-20% объема породы, имеют размеры от долей мм до 1-2 мм и представлены овальным, оплавленным кварцем, серицитизированным альбит-олигоклазом и скоплениями хлоритизированного биотита. Основная масса кварц-полевошпатовая фельзитовой или сферолитовой структуры. Породы характеризуются высокой калиевостью (3,8% К₂О в дацитах и 4,2% К₂О в риолитах) при общей низкой щелочности (соответственно 6,2 и 6,3 %), при этом ультракислые разности резко обеднены щелочами (3,9 %). На графиках распределения РЗЭ в кислых породах куяганской свиты наблюдается четко выраженный Eu-минимум. Среднее содержание редких элементов (г/т): Rb = 108, Sr = 125, Zr = 25, Nb = 13, Ta = 1,8; Bа =1066 типично для кислых известково-щелочных лав активных окраин континентов. По петрохимическим особенностям субвулканические разности сходны с эффузивными, отличаясь несколько повышенным содержанием N₂О (2,8%). Вещественный состав и условия залегания комплекса определяют его принадлежность к андезитовой формации. Ведущая геохимическая специализация комплекса - As, Sb. Среднедевонский возраст комплекса устанавливается исходя из стратиграфического положения куяганской свиты.

Урсульский комплекс автономный габбро-долеритовый (νβ, βD₃u)включает зеленокаменно измененные дайки и небольшие (0,2 км²) линейновытянутые тела долеритов и габбродолеритов, контролируемые Песчанским и Каменским разломами. Мощность тел и даек варьирует от первых метров до нескольких десятков (реже более) метров при протяженности до 6 км. Контакты с вмещающими породами крутопадающие прямолинейные. Контактовые изменения выражаются в образовании пироксен-плагиоклаз-кварцевых роговиков в непосредственной близости от контакта и слюдисто-кварцевых на удалении (до первых десятков метров). Долериты и габбродолериты - темно-зеленые, мелко- и среднезернистые (центральные части крупных тел), массивные; состоят из беспорядочно расположенных удлиненных кристаллов соссюритизированного лабрадора размером от 0,5 до 3,5 мм, интерстициального авгита, в различной степени замещенного зеленой роговой обманкой, вторичных хлорита, эпидота, актинолита, кальцита, акцессорных (5-8%) магнетита, титаномагнетита, апатита. Породы характеризуются резкими вариациями химизма, соответствуют толеитовой (TiO₂ = 1,7%, FeO^* = 10%, K₂O = 0,6% при SiO₂ = 49,5%) и известково-щелочной (TiO₂ = 0,8%; FeO^* = 8,6%; K₂O = 1,6% при SiO₂ = 52,6%) сериям. В некоторых дайках интенсивно проявлена альбитизация, скаполитизация и окварцевание. Наиболее измененные разности по химизму соответствуют натриевым кварцевым сиенитам (Na₂O до 4,9%, K₂O до 1,1% при SiO₂ = 63%). Особенности образований определяют их принадлежность к гипабиссальной габбро-долеритовой формации. Возраст комплекса определяется по косвенным признакам. Высокая титанистость в толеитах типична для обстановок растяжения. Такая обстановка появилась в позднем живете-фране и фиксировалась накоплением урсульской серии.

Усть-беловский комплекс габбро-диорит-гранодиоритовый (γδD₃ub₂) в контуре Баранчинской площади представлен юго-восточным фрагментом Сосновского массива, выходы которого приурочены к стыку Белокурихинского и Ануйского блоков. В целом в составе комплекса выделяются две фазы внедрения. Первая фаза внедрения развита очень ограниченно вне рамок рассматриваемого района, включает габбро, габбро-нориты и низкотитанистые диориты. Вторая фаза внедрения представлена широко развитыми кварцевыми диоритами, биотит-роговообманковыми гранодиоритами и меланогранитами. Жильная фаза представлена редкими маломощными разноориентированными жилами аплитов и аплитовидных гранитов.

Сосновский массив представляет сложной конфигурации тело, прорванное пермо-триасовыми гранитами белокурихинского комплекса. Ему соответствует вытянутая в юго-западном направлении положительная региональная магнитная аномалия интенсивностью до 6000 нТл в эпицентре и пониженный уровень гравитационного поля (относительная амплитуда до 5 мГл). Юго-западная часть магнитной аномалии совпадает с гравитационной ступенью (горизонтальный градиент 0,94 Е). Контакты с вмещающими породами извилистые, секущие относительно сланцеватости в метаморфитах и слоистости в отложениях нижнего девона. На контакте с гранитоидами известняки барагашской свиты превращены в полосчатые мраморы, вулканиты куяганской свиты - в тонкозернистые массивные и неяснополосчатые амфиболовые роговики, а терригенные породы песчанской толщи - в биотит-кордиеритовые роговики амфибол-роговиковой фации контактового метаморфизма. Мощность зоны ороговикования колеблется от первых сотен метров до 3-4 км. Массив сложен среднезернистыми, иногда слабо порфировидными биотит-роговообманковыми гранодиоритами, роговообманково-биотитовыми и биотитовыми меланогранитами, реже кварцевыми диоритами массивной и гнейсовидной текстур. Гранодиориты и меланограниты связаны постепенными переходами, часто содержат округлые шлиры мелкозернистых габброидов размером до 0,3 м. Гнейсовидность обусловлена проявлением мощного динамометаморфизма в восточной части Белокурихинского блока и сопровождается бластокатаклазом и милонитизацией. Интенсивно разгнейсованные, вплоть до мелкой плойчатости, гранодиориты внешне напоминают ортогнейсы белокурихинского полиметаморфического комплекса и характеризуются тонкой плитчатостью, тогда как массивные разности выделяются матрацевидной отдельностью. Гранодиориты и меланограниты состоят из зонального (центральная часть - олигоклаз-андезин № 26-46, края - олигоклаз № 18-27) плагиоклаза (40-45%), кварца (15-35%), триклинного ортоклаза (10-20%), низко- и умеренно-железистого (ƒ=52-63%) биотита (5-15%) с высоким содержанием TiO₂ (2,1-3,4%) и F (0,8-0,95%), железистой (ƒ = 54-63%) роговой обманки (0-8%) с низким содержанием F (0,43-0,48%), акцессорных (г/т) магнетита (11), циркона (6), апатита (3), сфена, ортита. В кварцевых диоритах отмечается клинопироксен и гиперстен (до 20%). Содержания редких элементов устойчиво, концентрации (г/т) Rb, Sr от кварцевых диоритов (Rb = 54.8; Sr = 160.4) к гранодиоритам (Rb = 62.2; Sr = 220.9) и меланогранитам (Rb = 75.5; Sr = 226.3) изменяются незначительно, отношение Rb/Sr варьирует от 0,25 до 0,34. Наблюдаются асимметричные спектры РЗЭ с отношением Ce/Yb = 15-34, характерным для I-гранитов. В сравнении с гранитоидами усть-беловского комплекса развитых вне пределов рассматриваемого района гранитоиды Сосновского массива, претерпевшие интенсивный динамометаморфизм, отличаются более магнезиальными и фтористыми составами биотитов и амфиболов, более высоким отношением Rb/К, что очевидно, связано с перераспределением элементов в процессе метаморфизма, т. к. по валовому петрохимическому составу и распределению РЗЭ различий между метаморфизованными и неизмененными гранитоидами не установлено.

Гранитоиды комплекса формировались в мезоабиссальной обстановке. На это указывают крупнозернистые монцонитовые и пойкилитовые структуры, мощные ореолы ороговикования, отсутствие зон закалки и температура кристаллизации расплавов 680-720°С. Особенности комплекса типичны для тоналит-гранодиоритовой формации (по Л.П. Зоненшайну) и гранитоидов I-типа. Относительно высокие значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0,711-0,712 в гранитоидах указывают на широкую ассимиляцию корового материала базитовой магмой. Геохимическая специализация гранитоидов - V, Co, Sc, ведущая металлогеническая - золотая. С гранитоидами связаны скарновые проявления золота, меди и золотоносные кварцевые жилы. Гранитоиды массива являлись рудовмещающей средой при формировании месторождений вольфрама, генетически связанных с гранитами белокурихинского комплекса. Позднедевонский возраст комплекса устанавливается по его геологическому положению и на основании радиологических данных.

Белокурихинский комплекс гранит-лейкогранитовый (γ, lγ, γπP₂-T₁b₂)развит в северо-западной части площади, представлен восточной частью петротипического Белокурихинского массива и Осокинским массивом. В составе комплекса выделяются две фазы внедрения: первая - меланограниты, гранодиориты (имеет незначительное развитие вне рамок рассматриваемой площади) и вторая - биотитовые граниты, биотитовые и двуслюдяные лейкограниты и субщелочные лейкограниты. Жильные образования представлены аплитовидными гранитами, аплитами, пегматитами, редкими дайками гранит-порфиров.

Петротипический Белокурихинский массив в структурно-тектоническом плане приурочен к одноименному Белокурихинскому тектоническому блоку, сложенному метаморфитами протерозоя и одновременно прорывает тектонически сопряженные с ними вулканогенно-осадочные отложения кембро-ордовика и карбонатно-терригенные – нижнего девона. В магнитном поле гранитоиды оконтуриваются двумя аномальными зонами – Западно-Белокурихинской и Восточно-Белокурихинской с градиентным повышением соответственно 2–3 мэ/км и 6–10 мэ/км. Общее градиентное повышение магнитного поля обусловлено магнетитсодержащими гранитами массива, а линейные аномалии, тяготеющие к экзоконтакту – линейными зонами ороговикования. Форма тела лакколитообразная; по результатам моделирования его мощность составляет 2–3 км, за исключением корневой части (водораздел рек Сосновка и Белокуриха), где она превышает 10 км. Форма контактов извилистая, широко развиты мелкие апофизы с ксенолитами роговиков и кристаллосланцев. Контактово-метаморфические изменения вмещающих пород наиболее проявлены в отложениях кембро-ордовика и девона, и выражаются в интенсивном ороговиковании. Мощность контактовых ореолов варьирует в широких пределах – от 1 до 3 км, и зависит от крутизны падения контактов. Роговики отвечают амфибол-роговиковой фации и в зависимости от состава исходных пород подразделяются на кордиерит-биотит-плагиоклазовые (исходные алеврито-глинистые породы), биотит-кварцевые (аркозовые и кварцевые песчаники) и кварц-эпидот-актинолитовые (известковые песчаники, алевролиты и эффузивы) разности. При удалении от контактов на 500–800 м в первичных крупно- и грубообломочных породах проявляются реликтовые структуры, тогда как в апопелитах сохраняются роговиковые. Контактово-метаморфические изменения в кристаллосланцах и гнейсах протерозоя не наблюдаются, а в гранитоидах усть-беловского комплекса они проявлены слабо и выражаются в замещении роговой обманки агрегативным биотитом в непосредственной близости от контактов. Подавляющая часть Белокурихинского массива сложена порфировидными средне- и крупнозернистыми биотитовыми гранитами второй фазы внедрения. В краевых частях массива наблюдаются мелкозернистые, относительно равномернозернистые разности, часто со шлирами переработанных боковых пород; в юго-западной части массива они картируются в виде полосы шириной 300–800 м субпараллельной контакту. Граниты характеризуются розовато-серой окраской, порфировидной структурой, массивной текстурой и состоят из решётчатого микроклин-пертита (40–55 %), слабозонального олигоклаза (20–30 %), кварца (25–30 %) и биотита (2–8 %). Вторичные минералы представлены серицитом, мусковитом, хлоритом, турмалином, соссюритом, акцессорные – крупными выделениями сфена, ильменитом, магнетитом, цирконом, ортитом, монацитом, эпидотом. Вкрапленники калишпата достигают размеров 9 см по удлинению и в скрещенных николях часто характеризуются неоднородным пятнистым угасанием и тенями замещённых полисинтетических двойников и зональных кристаллов плагиоклаза. Структура основной массы гипидиоморфнозернистая. Породы характеризуются нормальной щёлочностью, заметным преобладанием K₂O над Na₂O (4,7 и 2,9 % при SiO₂ = 72,5 %), относительно низким CaO (1,5 %), повышенной окисленностью железа (Fe³/Fe² + Fe³ = 0,36) и высокой глиноземистостью (коэффициент Чаппела – 1,14); по содержанию большинства элементов (г/т), отвечают гранитам стандартного типа (V – 22, Co – 4, Ni – 6, Cr – 31, Sr – 176, Rb – 233), приближаясь благодаря повышенным концентрациям лития (131) и цезия (13) к гранитам редкометально-плюмазитового типа. В массиве широко проявлены автометасоматические изменения. Апограниты пространственно тяготеют к краевым и апикальным частям (юго-западный экзоконтакт), либо приурочены к протяженным тектоническим зонам – Искровско-Белокурихинской, Быстринско-Осокинской. Преобразования выражаются в замещении первичного микроклина альбитом, мусковитизации и турмалинизации. Среди полей развития апогранитов отмечаются зоны грейзенизации. Характерной особенностью массива является наличие многочисленных жил пегматитов субширотного (260–280˚) и северо-западного (300–310˚) простирания, пространственно тяготеющих к тектоническим зонам. При этом наиболее протяженные тела пегматитов характеризуются пологим залеганием. Эти образования имеют резкие контакты с породами главной фазы, выдержаны по простиранию, но незначительны по мощности. Внешние части тел обычно характеризуются мелкозернистой аплитовидной структурой, а внутренние – пегматоидной. В ряде случаев пегматоидный гранит к центру жилы сменяется крупноблоковым микроклином, а затем кварцем. Главными минералами являются кварц, микроклин, мусковит, часто присутствуют турмалин, гранат. В протолочках устанавливается поликраз, колумбит, монацит, берилл, висмутин.

Осокинский массив, сложенный лейкогранитами и субщелочными лейкогранитами второй фазы, расположен на водоразделе рек Даниловка и Поперечка. Он представляет вытянутое в широтном направлении неправильной формы тело (25 км²), прорывающее гранитоиды усть-беловского комплекса, кристаллосланцы и гнейсы протерозоя, терригенно-карбонатные и вулканогенные образования девона и гранитоиды первой фазы. Контакты пологие, извилистые с апофизами, нередко в массиве отмечаются ксенолиты вмещающих пород. В центральной части массива наблюдается останец гранодиоритов усть-беловского комплекса (1 км²), отвечающий Макарьевской магнитной аномалии (скважинами в гранодиоритах выявлена вкрапленность магнетита до 3%). Контактовые изменения наиболее широко (от первых сотен метров до 1-2 км) проявлены в отложениях девона, обрамляющих массив с юга и востока. Роговики амфибол-роговиковой фации подразделяются на биотит-кварцевые, кордиерит-биотит-плагиоклазовые и кварц-эпидот-актинолитовые разности массивной, пятнистой и пятнисто-сланцеватой текстуры. В известняках отмечаются гранатовые, пироксен-гранатовые и везувиан-пироксеновые скарны. Лейкограниты и субщелочные лейкограниты - розовато-серые средне-крупнозернистые биотитовые, реже мусковит-биотитовые порфировидные и равномернозернистые породы, состоящие из решетчатого микроклина (35-50%), олигоклаз-андезина № 18-32 (15-30%), кварца (25-30%), биотита (1-5%), мусковита (1-2), вторичных альбита, мусковита, серицита, хлорита, акцессорных (г/т) апатита (3,5), циркона (7), магнетита (463) и сфена. Мусковит отмечается в двух генерациях: постмагматический мелкочешуйчатый, развивающийся по спайности в калишпате, и первичномагматический - в крупных кристаллах, находящихся в равных структурных взаимоотношениях с биотитом. Вкрапленники микроклина (5-7 см) составляют до 28% объема породы, содержат многочисленные включения биотита, кварца, плагиоклаза. Структура основной массы гипидиоморфнозернистая. Породы характеризуются высокой и повышенной щелочностью с заметным преобладанием K₂O над N₂O (соответственно 4,6 и 3,0%; 5,2 и 3,2% при SiO₂ 74,4% и 74,7%), высокой глиноземистостью (КЧ - 1,06 и 1,18) и агпаитностью (0,8), низкой известковистостью (0,08). Для них характерны низкие содержания (г/т) сидерофильных элементов (Co - 5, Cr - 50, Ni - 20), обогащение LIL-элементами (г/т): Rb = 197, Li = 80, Th = 39, U = 10,5, а также легкими лантаноидами (Ce/Yb = 13,2) при Σ РЗЭ = 206,6 г/т. Дефицит Eu обусловлен фракционированием плагиоклаза в ходе кристаллизационной дифференциации магмы. Отношение Rb/Sr варьирует от 2,05 до 4,34. В гранитоидах широко проявлены автометасоматические изменения. Апограниты тяготеют к краевым и апикальным частям юго-восточного эндоконтакта. Это светло-серые средне- и мелкосреднезернистые породы, состоящие из альбита (60%), кварца (до 45%) и мусковита (до 10%) с тем или иным количеством микроклина, прожилковидного турмалина, реже - граната, флюорита и шеелита. Среди этих порода развиты зоны грейзенизации, а в районе Батунковского вольфрамового месторождения - грейзены мусковит-кварцевого состава с турмалином, флюоритом (до 10%), бериллом, гранатом.

Формирование комплекса происходило в мезоабиссальных условиях. На это указывают: широкое развитие крупнозернистых порфировидных разностей с мегакристаллами микроклина, обилие пегматитов, отсутствие зон закалки и мощные контактовые ореолы амфибол-роговиковой фации. Наименьшим эрозионным срезом обладает Осокинский массив, в пределах которого наблюдаются останцы кровли. Вещественный состав и условия залегания гранитоидов типичны для гранит-лейкогранитовой формации (перглиноземистые А-граниты). С породами комплекса связаны месторождения вольфрама, проявления молибдена. К жильным пегматитам приурочены проявления бериллия, лития и тантало-ниобиевая минерализация. Позднепермско-раннетриасовый возраст белокурихинского комплекса устанавливается на основании определений U-Pb-методом по цирконам из гранитов второй фазы: 233±12 млн. лет. По валовой пробе из всех разновидностей гранитоидов первой фазы Rb/Sr-метод дает 264±16 млн. лет.

Тектоника

В геологическом строении Баранчинской площади принимают участие разнообразные структурно-вещественные комплексы, которые в соответствии с их возрастом, составом, структурно-тектонической и геодинамической позицией могут быть рассмотрены в составе шести структурно-вещественных мегакомплексов как производные шести основных этапов развития района.

1. Позднерифейско-раннекембрийский (океанический) мегакомплекс. К данному мегакомплексу отнесены породные ассоциации кремнисто-карбонатной (каянчинская свита) формации и габбро-гипербазитовой (мафит-ультрамафитовые образования, представленные апоперидотитовыми серпентинитами и сопровождающими их габброидами совместно с толеитовыми базальтами как лавовыми членами офиолитовой ассоциации) формации реликтов океанической коры. Осадочные кремнисто-карбонатные образования сформированы, скорее всего, в условиях позднерифейско-раннекембрийского окраинно-морского бассейна седиментации. Также, к океаническому мегакомплексу могут быть отнесены амфиболиты белокурихинского метаморфического комплекса.

2. Раннекембрийско-раннеордовикский (островодужный) мегакомплекс.Образования данного мегакомплекса в пределах Баранчинской площади развиты ограниченно и представлены мощными немыми глубоководными отложениями песчанской толщи (флишоидная вулканогенная с олистостромами формация).

3. Раннеордовикско-раннедевонский (пассивно-окраинно-континентальный) мегакомплекснаиболее широко развит в пределах района и объединяет в своем составе шельфовые образования раннеордовикско-раннедевонского бассейна седиментации с карбонатно-терригенными и терригенными типами разреза (верхнеануйская серия, куячинская толща, чагырская и барагашская свиты).

4. Девонский (активно-окраинно-континентальный) мегакомплексна рассматриваемой площади представлен осадочно-вулканогенными образованиями ранне-среднедевонского возраста андезитовой (онгудайский комплекс) и базальт-дацит-риолитовой (куяганский комплекс) формаций. Наряду с вулканогенными образованиями развиты пестроцветные терригенные молассы с ограниченным карбонатонакоплением (куяганская свита). Интрузивные образования данного мегакомплекса представлены породами позднедевонского усть-беловского комплекса представляющими проявления типичной габбро-диорит-гранодиоритовой формации и силлово-дайкового урсульского габбро-долеритового комплекса являющегося типичным проявлением финального магматизма девонского активно-окраинно-континентального этапа развития региона.

5. Позднепермско-юрский мегакомплексвключает позднеколлизионные и постколлизионные пермско-триасовые и мезозойские интрузивные образования рифтогенной стадии. В районе он представлен позднепермско-раннетриасовыми гранитоидами белокурихинского комплекса (гранит-лейкогранитовая формация).

6. Мезозойско-кайнозойский мегакомплекссложен нелитифицированными рыхлыми отложениями квартера различного генезиса. Это пролювиальные и делювиальные, участками субаэральные отложения, по долинам рек широко развиты аллювиальные и озерно-аллювиальные отложения пойменного и террасового комплекса.