Геологическое строение Саяно-Байкальской области

30.08.2018
В.А. Дворкин-Самарский и Ц.О. Очиров показали, что Саянская и Байкальская части Саяно-Байкальской области, начиная с верхнего протерозоя, развивались по-разному. Более поздние исследования подтвердили наличие существенных различий в эволюции этих частей. Анализ пегматитоносности Восточного Саяна и Прибайкалья также свидетельствует о значительной разнице двух частей Саяно-Байкальской области. В дальнейшем изложении они будут фигурировать как Восточно-Саянский пояс и Прибайкальский мегапояс, поскольку внутри него выделяются отдельные пегматитовые пояса и поля.

Восточно-Саянский пегматитовый пояс структурно соотносится с Восточно-Саянским антиклинорием и соседствующими с ним синклинориями нижнепротерозойского возраста. На все структуры Восточного Саяна наложена сеть разновозрастных разломов разных порядков. Начиная с низов протерозоя и вплоть до девона регион испытывал неоднократное возобновление тектонических движений. Преобладают три направления разломов: северо-западное, субширотное и северо-восточное. Наиболее важное значение имеет краевой Главный Саянский разлом северо-западного простирания. В полосе тектонических клиньев, вытянутых вдоль краевого разлома, в горстовых участках наблюдаются выходы древних кристаллических пород с многочисленными скоплениями пегматитовых тел. По данным специалистов, проводивших геологическую съемку территории, это преимущественно гранитные пегматиты полевошпатовой формации. Часть из них содержит акцессорную минерализацию (монацит, ксенотим, алланит, торит), позволяющую отнести пегматиты к уран-редкоземельному ряду этой формации. В пределах этой же зоны находятся редкометалльно-редкоземельные пегматиты Кедрового поля. Недавние определения абсолютного возраста показали, что редкометалльные пегматиты пояса образовались в интервале 1475-1690 млн лет. Можно полагать, что редкоземельные пегматиты горстовых областей имеют не менее древний возраст.

Вмещающими породами пегматитов полевошпатовой формации являются в основном разнообразные по составу гнейсы и кристаллические сланцы с подчиненным количеством кварцитов и амфиболитов. Карбонатные породы (мраморы с графитом) также входят в состав шарыжалгайского и слюдянского комплексов метаморфических пород, но их количество переменно в разных частях мегапояса. Второстепенные минералы представлены дистеном, гранатом, гиперстеном, реже силлиманитом, ставролитом или андалузитом. В некоторых случаях пегматиты находятся в пределах гранитных массивов в виде линзообразных шлиров или пластообразных обособлений, имеющих постепенные переходы к вмещающим гранитам.

Г.Я. Абрамович и М.И. Кузьмин считают, что описанные выше метаморфические породы входят в состав тектонических фрагментов протоокеанической коры. В раннем протерозое на границах плит возникали протоколлизионные пояса гранитоидов, с которыми могли быть генетически связаны гранитные пегматиты разной специализации — в зависимости от термодинамических параметров во время их образования.

Прибайкальский мегапояс протягивается от юго-западной оконечности оз. Байкал вдоль его берегов и на северо-восточном продолжении Байкальской впадины, в целом примерно на 800 км. Как уже упоминалось ранее, в составе мегапояса имеются несколько пегматитовых полей с редкометалльно-редкоземельной специализацией, а также поля мусковитовых и редкометалльно-мусковитовых пегматитов, ряд полей неспециализированных пегматитов.

Далее приводится краткая геологическая характеристика только трех частей мегапояса — тех, которые содержат пегматиты редкометалльно-редкоземельной формации: района Слюдянки возле юго-западной оконечности оз. Байкал, Приольхонского пегматитового пояса в средней части северо-западного побережья озера и Абчадского поля к северу от северной оконечности озера (рис. 2.2).

Слюдянское пегматитовое поле приурочено к полосе распространения метаморфических пород одноименной серии, которая на 61 % состоит из карбонатных пород, на 32 % — из кристаллических сланцев и гнейсов и на 7 % — из своеобразных кварц-диопсидовых пород.

Среди карбонатных пород выделяют кальцитовые, доломит-кальцитовые и доломитовые мраморы, содержащие в качестве примесных минералов волластонит и кварц — в известковых разностях, форстерит, шпинель, флогопит — в магнезиальных разностях, диопсид, тремолит и графит — в тех и других.

По минеральному составу среди кристаллических сланцев выделяют роговообманковые, пироксеновые и пироксен-роговообманковые, реже встречающиеся скаполит-пироксеновые и кальцит-пироксеновые разности. Среди гнейсов преобладают биотитовые и гранат-биотитовые разности, содержащие графит и силлиманит, распространены также биотит-кордиеритовые, биотит-гиперстеновые и биотит-двупироксеновые разности.

К группе кварц-диопсидовых пород относят не только отвечающие общему названию двуминеральные породы, но также апатит-кварц-диопсидовые, кальцит-диопсидовые, кальцит-волластонитовые и кварц-волластонитовые породы, имеющие относительно локальное распространение.

В разрезе Слюдянской серии пласты пород разного состава имеют ритмично-цикличное чередование. Мощность пластов колеблется от первых метров до десятков и первых сотен метров. Кроме перечисленных выше пород в составе серии присутствуют горизонты богатых марганцем пород (гондиты или спессартиновые кварциты, родонитовые кристаллосланцы и др.) мощностью от 5 до 12 м.

Среди магматических пород Слюдянского поля выделяются (от древних к молодым) габброиды и другие основные породы, превращенные в амфиболиты, чарнокиты и эндербиты, щелочные породы (сиениты и монцониты), ортотектиты, гранит-пегматиты и «простые» пегматиты слюдянского типа, хамардабанские граниты, редкоземельные пегматиты — как дофлогопитовые, так и постфлогопитовые, а завершают этот ряд неогеновые базальты, слагающие некки, дайки и останцы покровов.

Расположенный в непосредственной близости к зоне Главного (краевого) Саянского разлома район Слюдянки неоднократно испытывал тектономагмати-ческую активизацию. Породы района смяты в складки нескольких порядков и метаморфизованы, преимущественно до уровня амфиболитовой фации. Главный этап метаморфизма и магматической деятельности — каледонский. Как уже отмечалось ранее, в это время формировались дофлогопитовые пегматиты (470-477 млн лет), за ними происходили процессы образования флогопитовых месторождений, а затем — пересекающих их редкоземельных пегматитов второй генерации с возрастом 447 млн лет.

Приольхонский пегматитовый пояс протягивается от района Хлопинитовой жилы возле улуса Таловка через Тажеранские степи и включает пегматиты о. Ольхон. Последние не имеют редкоземельной специализации, но формировались одновременно с пегматитами жилы Хлопинитовой, жилы Нарын-Кунта, жил в пределах Айнского гранитного массива и жил Тажеранского поля 380-400 млн лет назад.

Вмещающие породы пегматитов Приольхонья — это ольхонская серия метаморфических пород, первоначально образовавшихся в протерозое, а также Озерский, Крестовский и Бирхинский габброидные массивы, Аинский гранитный массив и Тажеранский массив нефелиновых сиенитов, формировавшийся, судя по U-Pb определениям по цирконам, 380-410 млн лет назад. Более поздние определения Rb-Sr методом дали для габброидов и гранодиоритов Озерского и Крестовского массивов 570 млн лет, для шаранурского комплекса гнейсов и гранитов 500-512 млн лет, а для кристаллосланцев мыса Хобой на Ольхоне 476 млн лет. Тем же методом были получены и более древние значения возрастов для некоторых метаморфических пород — от 1200 до 1860 млн лет. Недавние определения аргон-аргоновым методом дали для Бирхинского массива 500 млн лет, а для биотита из пегматитов жилы Нарын-Кунта 416 и 373 млн лет. Как считают В.А. Макрыгина с соавт., этап 570 млн лет соответствует завершению островодужного магматизма, затем (500-450 млн лет) происходила коллизия, а в конце — уже при сдвиговом тектогенезе — внедрялись лейкогранитовые дайки.

Вмещающие кристаллические сланцы ольхонской серии имеют преимущественно плагиоамфиболовый, плагиодиопсидовый и плагиодвупироксеновый состав. Реже в составе серии отмечаются гранат-биотитовые гнейсы и кварц-силлиманитовые сланцы, кварциты, доломитовые и кальцитовые мраморы, кварц-волластонитовые породы. В недавней работе по геохимии метаграувакк особое внимание обращено на состав гранат-биотитовых гнейсов Приольхонья и Слюдянского района. Детальный анализ макрокомпонентов и элементов-примесей в гнейсах двух регионов позволил считать их принадлежащими единой геохимической провинции. Как следует из материалов последней и ряда предыдущих работ В.А. Макрыгиной и З.И. Петровой, исходные породы Ольхонского комплекса формировались в условиях зрелой островной дуги и сопряженного задугового бассейна. Источником поступления материала в исходные осадочные толщи как Ольхонского, так и Слюдянского комплексов была, вероятно, «континентальная суша, которая в настоящее время представлена гранулит-гнейсовыми комплексами фундамента Сибирской платформы».

Особый интерес в качестве вмещающих пород для части пегматитов Тажеранского поля представляют нефелиновые сиениты Тажеранского щелочного массива, сложенные калишпатом, нефелином и эгирин-авгитом. Разнообразны скарновые породы, развитые на контактах сиенитов с доломитами. Крупное пегматитовое тело Нарын-Кунта и соседствующие ему жилы залегают в габброидах Бирхинского массива озерского комплекса. Такое разнообразие вмещающих пород не могло не сказаться на минеральном составе зон экзо- и эндоконтактов пегматитовых тел.

Приольхонский пегматитовый пояс находится в зоне контакта между кратоном Сибирской платформы и его активной окраиной, испытавшей многократную активизацию в палеозое. В связи с этим территориально общий пояс пегматитов редкометалльно-редкоземельной формации не является единым и может быть разбит на несколько частей: стоящие особняком жила Хлопинитовая и свита жил Нарын-Кунта, пегматитовое поле в пределах Айнского гранитного массива, Тажеранское пегматитовое поле. Они явно различаются по морфологии пегматитовых тел, минеральному составу и геохимическим особенностям.

Абчадское пегматитовое поле образует протяженную узкую полосу северо-восточного простирания, приуроченную к зоне глубинного разлома в бассейне р. Абчада, притока р. Чая. Вмещающими являются породы укучиктинской серии: биотитовые, кордиерит-силлиманитовые, кордиерит-антофиллитовые и близкие к ним по составу кристаллические сланцы, биотитовые и биотит-роговообманковые гнейсы с согласными телами амфиболитов, прослоями кварцитов и мраморов. Породы метаморфизованы в условиях альмандин-силлиманитовой и кордиерит-антофиллитовой субфаций амфиболитовой фации.

Интрузивные породы района представлены крупным гранитогнейсовым куполом в юго-западной части поля, а также дайками гранодиоритов и пластовыми телами диабазов, порфиритов и габбро-диабазов, почти нацело превращенными в амфиболиты. Исследователи района подчеркивают, что граниты на юго-западе не являются материнскими для пегматитов, они — результат субщелочной гранитизации. Одновременно с ними вмещающие породы преобразованы в мигматиты. Возраст метаморфических пород и гранитоидов оценивается как протерозойский, в пределах 1200-1700 млн лет (Rb-Sr метод).

Пегматиты поля, по данным нескольких методов, имеют возраст от 300 до 400 млн лет. Этот же интервал характерен для слюд из измененных метаморфических пород и «омоложенных» гранитоидов. Изменения проходили в условиях зеленосланцевой фации и охватывали широкие полосы вдоль разломов северо-восточного простирания, которые контролируют размещение пегматитов.

Общая протяженность пегматитового поля — около 100 км при ширине 8-10 км. Выделяются два куста с наибольшим проявлением пегматитовых жил: северо-восточный и юго-западный. Для северо-восточного куста характерны несколько серий крупных дифференцированных тел, содержащих обильную минерализацию, свойственную бериллий-редкоземельному эволюционному ряду редкометалльно-редкоземельной формации: берилл, фенакит, бертрандит, бавенит, гадолинит, эвксенит, самарскит, алланит, монацит. Зональное строение жил нередко маскируется наложенными процессами альбитизации. Длина отдельных жил достигает 500 м, обычна длина 100-200 м при мощности 3-5 м. Встречаются раздувы шириной до 15 м.

Юго-западный куст пегматитов характеризуется меньшими размерами, но и здесь выделено несколько серий пегматитовых тел, имеющих длину от 50 до 300 м и мощность 2-3 м. Все они, как и в первом кусте, имеют продольно-секущий характер: северо-восточное простирание с падением на СЗ или ЮВ. Пегматиты юго-западного куста также содержат бериллиевую и редкоземельную минерализацию, иногда — значительное количество касситерита, дополнительный минерал здесь — флюорит. Ho зональность жил проявлена не всегда, некоторые жилы не содержат редкометалльных минералов и имеют «простой» кварц-полевошпатовый состав.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: