Тектонофизические условия формирования структуры слюдянского флогопитоносного поля (стр. 2 )

Вторая зона переходная от относительно слабой дислокации пород к интенсивной. Здесь на фоне общего намечающегося синклинального залегания пород при детальном картировании выделяются две смежные сопряженные синклинальная и антиклинальная складки, закартированные (1957). Среди серии складчатых форм более высоких порядков преобладают узкие изоклинальные складки с острыми замками. Падение осевых поверхностей складок пологое на юго-запад или юго-юго-запад, т. е. противоположное и более ясно выраженное, чем в первой зоне. Отличительной чертой следует считать наличие скрытого, не проявляющегося почти совершенно на современном срезе дорудного разрывного смещения.

Третья зона, сложенная главным образом маломощными, закономерно чередующимися горизонтами мраморов и гнейсов, характеризуется интенсивной складчатостью. Складки обычно симметричные, узкие, в общей совокупности образуют линейно вытянутый структурный комплекс. Из выделенных зон наиболее обширную территорию занимает первая, которая в северо-западном и восточном направлениях резко расширяется. Весьма ощутимый скачок в увеличении ее видимой мощности наблюдается в западной части района, после серии нарушений, проходящих по руслу р. Похабихи. Еще далее за пределами района она обрезается главным Саянским разломом.

Положение второй зоны в ее центральной части предопределяется ориентировкой крупного разрывного (дорудного) смещения. Ширина ее не превышает 1 км. На водоразделе рек Слюдянка — Похабиха мощность зоны резко уменьшается, и ее северная граница практически совпадает с предполагаемой плоскостью сместителя дорудного разлома.

Ширина третьей зоны колеблется от 2 до 3 км. Ее северная граница простирается севернее береговой линии оз. Байкал. Одной из характерных черт рассматриваемой зоны является совершенно отчетливый поворот осей складок. Поворот этот все в более сглаживающейся форме повторяется в двух других зонах.

Повышение интенсивности складчатой деформации в направлении с юго-юго-запада на север-северо-восток может быть объяснено тремя обстоятельствами: изменением физических условий в земной коре, различной компетентностью пород, слагающих отдельные горизонты, и их мощностью. Два последних фактора не требуют развернутого объяснения. Что же касается первого, то он находит свое подтверждение по данным анализа степени метаморфизма. В целом для района Юго-Западного Прибайкалья можно считать однозначно установленной общую тенденцию повышения степени метаморфизма в направлении с юга на север (Шафеев, 1964, 1965). расчленяет развитую здесь гранулитовую фацию метаморфизма на две по крайней мере температурные ступени равновесия (субфации), причем более высокотемпературная из них располагается в прибрежной части оз. Байкал. Таким образом, можно полагать, что здесь проявляется тенденция парагенетической связи между интенсивностью складчатости второго и более высоких порядков и степенью метаморфизма, что в дальнейшем может быть использовано при тектоническом анализе более крупных территорий. Разный же наклон осевых поверхностей складок в выделенных зонах образовался в период архейского складкообразования при формировании сложной антиклинорной структуры всего юго-западного Прибайкалья.

Выше уже отмечалось, что для складчатых форм района характерна частая ундуляция шарниров. Многие исследователи связывали это явление со вторичной, поперечной складчатостью, происходившей также в архее, но позже «основной» — северо-западной (Роненсон, 1957, 1960; Сулоев, 1939).

Автор специально изучал ориентировку стресс-минералов (биотита и кристаллов пироксена) в гнейсовых разностях пород. Ориентировка оказалась выдержанной для всего флогопитоносного поля. Она простиралась в плане на северо-запад (с углом погружения на северо-запад в северо-западной части площади; на юго-восток — в юго-восточной части площади и почти горизонтальной в центральной части площади). Параллельную ориентировку эти минералы могли получить в результате одного из последних динамических актов (Клосс, 1958), главный вектор которого был ориентирован с северо-востока на юго-запад, т. е. в период главной фазы слюдянского (архейского) складкообразования. Поперечная складчатость, если бы она формировалась существенно позже основной, должна была бы вызывать определенное изгибание «ребристой», складчатой поверхности. Известно, что ребристая поверхность является довольно жесткой конструкцией в целом и на перпендикулярные «ребрам» напряжения реагирует образованием расколов. Нам неизвестно ни одного надвига или взброса с простиранием плоскости сместителя на северо-восток, т. е. заведомо связанных с поперечной складчатостью. Поэтому очень слабо выраженную в районе поперечную складчатость следует считать результатом одного процесса — процесса главного складкообразования. Еще ранее об этом же писал , мнение которого сейчас необосновано забыто: «мне думается, что наличие двух направлений (складчатости — С. Ш.) проще всего объясняется погружением осей складок» (Смирнов1, 1928, стр. 185). Попутно заметим, что наличие поперечных перегибов является характерной чертой громадного большинства складчатых комплексов различных масштабов. Линейные складки (в строгом понимании этого слова) являются скорее исключением, чем правилом (Ажгирей, 1956).

Одноэтапность становления основной и поперечной складчатости установлена для архейских толщ Беломорья (Горлов, 1960; Сорский, 1952; Макиевский, 1962). Несколько ранее к аналогичным выводам пришли Джонсон (Johnson, 1957) и Квале (Kvale, 1953), изучавшие структуру ряда районов Шотландского нагорья и южной Норвегии.

Сложному морфологоструктурному строению складчатых форм второго порядка отвечает и ряд других явлений, генетически связанных с той же причиной, которая вызывает пликативную деформацию. К этим явлениям прежде всего следует отнести мелкую складчатость, наиболее интенсивно проявленную в гнейсовых разностях и явления будинажа, отчетливо фиксируемые в мраморах и кварц-диопсидовых породах. По морфологическим особенностям все мелкие складчатые формы района можно подразделить на три группы.

Наиболее простой формой складок характеризуется первая группа Она образуется слабой поперечной волнистостью пластов гнейсов в отдельных участках. Амплитуда складок непостоянна, и, если ее прослеживать вдоль по простиранию пластов, то она в некоторых местах настолько уменьшается, что приводит к практическому исчезновению названной формы складок. По форме описываемые складки следует отнести к слабоокруглым прямым складкам, по генетическому типу это скорее всего концентрические складки. Осевые поверхности их ориентированы перпендикулярно по отношению к региональному простиранию пород. Наиболее четко складки описываемой формы наблюдаются в разрезах вдоль простирания пород, вкрест их падения. Описываемая форма складок или поперечная волнистость (Сорский, 1952), характерна и для других пород района, в частности для кварц-диопсидовых.

Вторая морфологическая группа мелких складок встречается почти исключительно в гнейсовых разновидностях. По форме это изометричные или изоклинальные складки с нередкими небольшими раздувами в замках. Последнее наиболее типично для изоклинальных складок. По генетическому типу описываемый вид складок скорее всего относится к подобным. Осевые поверхности изоклинальных и остроугольных складок чаще всего запрокинуты на северо-восток или юго-запад, редко они вертикальны. Простирание их очень близко к главному простиранию пластов или составляет с последними острый угол. Замечено, что наиболее интенсивно эти складки развиты в приконтактовых зонах мощных пластов мраморов и гнейсов.

Третий морфологический тип — сложные дисгармоничные складки. Они встречаются исключительно редко в районе месторождения и окружающей его территории и характерны для магматизированных участков. Дисгармоничные складки незначительны по своим размерам, чаще всего порядка нескольких сантиметров или дециметров. Как вкрест простирания, так и по простиранию они быстро сменяются другими более правильными формами или исчезают. Замечено, что так называемая сложность описываемых складчатых форм находится в прямой зависимости от количества инъекционного материала, пропитывающего субстрат. Два последних обстоятельства склоняют нас к мысли считать сложную дисгармоничную складчатость обязанной своим происхождением магматическим явлениям в большей мере, чем процессам складкообразования в осадочно-метаморфических толщах. Это подтверждается и отсутствием какой бы то ни было, даже очень слабой общей закономерности в ориентировке осевых поверхностей названных складчатых форм.

Подводя итоги анализу мелких складчатых форм района, можно полагать, что все они обязаны своим происхождением позднеархейскому этапу тектогенеза. В основе образования крупных и мелких складок лежит единый последовательный процесс деформации, обусловивший возникновение общих закономерностей в развитии складчатых форм.

Далее кратко остановимся на характеристике наиболее крупных разрывных смещений района, что потребуется для более однозначного установления генетических особенностей развития тектонической трещиноватости. По генетическому типу разрывные смещения района легко классифицируются на надвиги, взбросы, сбросы и сбросо-сдвиги. Некоторые из них имеют сложную историю развития.

Надвиги. Эта группа разрывных смещений довольно широко развита в пределах флогопитоносного поля. По ряду структурных признаков и относительному времени образования они могут быть разделены на две подгруппы. Надвиги первой подгруппы связаны с самыми заключительными этапами складкообразования. Надвиги фиксируются разрывами сплошности пород и небольшим перемещением висячего крыла, амплитуда которого измеряется чаще всего сантиметрами. Надвиговые перемещения первой подгруппы наблюдались в гнейсовых разностях пород в подземных горных выработках рудников. Они характерны для мест наиболее пологого залегания пород. Простирание плоскостей сместителей надвигов совпадает с простиранием пластов. Ввиду незначительного перемещения вдоль таких «микронадвигов» зона дробления в них либо отсутствует, либо имеет очень небольшую мощность и представлена перетертым, плотным материалом. Практического влияния, которое необходимо было бы учитывать при картировании, эти надвиги не имеют. Они важны для анализа тектонофизического поля напряжений как подтверждение активного действия сил, вектор которых направлен с юго-юго-запада на север-северо-восток. С аналогичными же движениями связано образование очень крупного надвига в районе водораздела между ручьем Буровщина и р. Сухим Логом в юго-восточной части района. Амплитуда этого надвига в районе р. Буровщина около 500—800 м и постепенно уменьшается до 70—80 м к центру южной чаг ста района. Далее к западу амплитуда надвига еще более уменьшается почти до полного его затухания.