Тектонофизические условия формирования структуры слюдянского флогопитоносного поля (стр. 1 )

ТЕКТОНОФИЗИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СТРУКТУРЫ СЛЮДЯНСКОГО ФЛОГОПИТОНОСНОГО ПОЛЯ1

Слюдянское месторождение флогопита в Юго-Западном Прибайкалье широко известно в советской геологической литературе. Существенная роль в локализации промышленного ослюденения принадлежит здесь трещинным структурам. В период разведочных работ на месторождении тектоническая трещиноватость изучалась главным образом лишь на узкой полосе флогопитоносного поля, в тех минимальных объемах, которые обычно сопровождают геологоструктурные съемки (Коржинская, 1958; Роненсон, 1957, 1960; Сулоев, 1939; Шерман, 1960). При подобных исследованиях удается лишь констатировать имеющиеся явные признаки приуроченности промышленных кальцит-флогопитовых жил к крупным тектоническим трещинам определенного направления. Однако известно, что аналогичные системы тектонических трещин (рис. 15) распространены на более обширной территории и характерны для всего Юго-Западного Прибайкалья (Шерман, 1965). Ниже рассматриваются структурные факторы и причины такой избирательной локализации.

Рис. 15. Розы простираний тектонических трещин юго-востока Иркутского амфитеатра (1), разломов Саяно-Байкальской складчатой дуги (2) и тектонических трещин Юго-Западного Прибайкалья (3). 1 и 2 приведены по , 1960

Основные фрагменты тектонического развития

Юго-Западного Прибайкалья

Формирование тектонической трещиноватости Слюдянского флогопитоносного поля в течение всех этапов геологической истории тесно связано с развитием структуры всего Юго-Западного Прибайкалья. Именно в этой части территории Восточной Сибири проявляются наиболее общие и в то же время специфические индивидуальные черты, присущие как Восточному Саяну, так и Байкальской горной области.

В геологическом строении территории принимают участие главным образом осадочно-метаморфические и интрузивные образования архея и протерозоя. К архею относятся шарыжалгайская и слюдянская серии. Первая представлена биотитовыми, пироксеновыми, различными слюдяными и актинолитовыми гнейсами и сланцами, почти повсеместно с различной интенсивностью подвергшимися мигматизации. Слюдянская серия состоит из мраморов, биотитовых, биотитово-гранатовых, биотит-гранат-кордиеритовых, пироксеновых, пироксен-амфиболовых и других гнейсов (Елизарьев, 1959; Шафеев, 1964, 1965).

В общей тектонической структуре региона шарыжалгайская серия образует своеобразный выступ, участвующий как жесткое сооружение в верхнеархейской (слюдянской) складчатости (Замараев, 1961). Последняя сформировала крупную антиклинорную структуру района, на юго-западном крыле которой в настоящее время и обнажаются породы слюдянской серии. Ось антиклинория простирается на северо-запад. На юго-восток от южной оконечности оз. Байкал она более круто поворачивает к востоку и в районе Слюдянки приобретает субширотное (восток-юго-восточное) простирание. В последнее время этот антиклинорий называют передовым (Шамес, 1962). Формирование антиклинория закончилось к концу архейского периода.

В протерозое, особенно в верхнем, когда большая часть территории вовлекалась в этап верхнепротерозойской (байкальской) складчатости, область, сложенная архейскими образованиями, консолидировалась и превратилась в типичный срединный массив. Есть основания полагать, что в целом эта область к концу протерозойского этапа развития испытывала общее воздымание. На фоне воздымания образуются многочисленные разрывные смещения. Очевидно, в этот же период происходят и наиболее интенсивные движения по глубинным краевым разломам, составляющим структурное ограничение Сибирской платформы (Обручев, Великославинский, 1953; Одинцов, Флоренсов, Хренов, 1957), первичное заложение которых следует относить к постшарыжалгайскому времени (Замараев, 1961).

В раннекаледонский этап развития района завершается, по-видимому, процесс консолидации Слюдянского рудного поля. Именно в этот период, а также в мезозое и кайнозое происходят значительные обновления ранее заложенных глубинных разломов и возникновение новых, возможно, более малого масштаба, но несомненно важных в геологическом развитии района.

Что же касается промежутка времени от ранних каледонид до средины мезозоя, то восстановить его геологическую историю в настоящее время почти невозможно. Можно только предполагать, что область по-прежнему представляла собой континентальную жесткую глыбу, участвующую, по всей вероятности, в эпейрогенических движениях незначительной амплитуды.

Большая часть разломов продолжает развиваться и в настоящее время, о чем свидетельствует высокая сейсмическая активность почти всего побережья Байкала.

Обращает внимание выдержанная ориентировка разрывных смещений различного возраста на всей территории Юго-Западного Прибайкалья, контролирующаяся главным образом главным Саянским глубинным разломом. По отношению к нему значительная часть остальных смещений может быть названа, пользуясь терминологией (1956), дочерними разломами. В целом для юго-западного Прибайкалья выделяются два генеральных направления разрывных смещений: северо-западное и северо-восточное (Павловский, 1956; Флоренсов, 1960). Лишь на самом юге рассматриваемой территории появляются достаточно крупные разломы широтного направления (рис. 15).

К сожалению, почти никто из исследователей специально не занимался выяснением характера смещений по этим разрывам и выяснением их генетического типа. В общих чертах можно лишь констатировать, что в северной части площади, где преимущественно распространены породы шарыжалгайской серии, основное направление дочерних разломов соответствует простиранию главного Саянского разлома или отклоняется от него на 10—15°. Вдоль узкой, 1—2-километровой полосы, входящей в зону милонитизации и катаклаза, связанной с главным Саянским разломом, разрывы сохраняют параллельную и субпараллельную ему ориентировку. Совершенно иная картина представляется на территории южнее главного Саянского разлома. Здесь, на площади распространения слюдянской серии пород, основное направление разрывных смещений сменяется с северо-западного на северо-восточное. И лишь на юге, в зоне распространения пород биту-джидинской серии, вновь изменяется основное направление разрывных смещений — от северо-восточных до широтных.

Таким образом, рассматриваемый более детально ниже район Слюдянского  месторождения флогопита располагается на юго-западном крыле крупного антиклинория, сохранившего почти неизменной свою архейскую складчатую структуру и разбитого сложной сетью разрывных смещений самого различного генетического типа и возраста, образовавшихся в архейский и главным образом постархейский этапы тектогенеза.

Геологическая структура Слюдянского флогопитоносного поля

Как отмечалось, район Слюдянского флогопитоносного поля и окружающая его территория располагаются на крыле крупного архейского антиклинория. Общая вытянутость пород в северо-западном направлении, отчетливое повторение в плане ряда маркирующих пластов подчеркивают развитие складчатых форм второго порядка, оси которых простираются на северо-запад (рис. 16). Складки не выдержаны по простиранию, а шарниры их испытывают довольно частое погружение и воздымание. На геологической карте это подтверждается замыканием отдельных горизонтов или изменением их видимой мощности. Места ундуляции шарниров чаще всего тяготеют к определенным зонам, что приводит к появлению поперечных структур, которые очень слабо вырисовываются на геологических картах и схемах.

Рис. 16. Тектоническая схема Слюдянского флогопитоносного поля. 1 – оси антиклинальных структур; 2 – оси синклинальных структур; 3 – зона скрытого дорудного разлома; 4 – надвиги; 5 – взбросы установленные (а), предполагаемые (б) с малой амплитудой; 6 – сдвиги установленные (а), предполагаемые (б); 7 – сбросо-сдвиговые установленные; 8 – сбросы донижнепалеозойские установленные (а), предполагаемые (б) с малой амплитудой; 9 – сбросы мезо-кайнозойские установленные (а), предполагаемые (б); 10 – зоны повышенной трещиноватости; 11 – направление локальных тангенциальных направлений при складкообразовании; 12 – зона интенсивных дислокаций; 13 – зона промежуточная; 14 – зона слабых дислокаций; 15 – стрелки направления движения; 16 – рудники.

Весьма интересно рассмотреть ориентировку и поведение шарниров наиболее крупных складчатых форм. В южной части территории (см. рис. 16) общая вытянутость шарниров складчатых форм северо-западная, Выдержанное северо-западное простирание шарниров сохраняется от вершины ручья Буровщина до русла р. Похабихи, где они резко обрезаются тектоническим нарушением.

В вершине ручья Буровщина и далее в восточном направлении отмечается резкое изменение простирания складчатых форм от северо-западных до субширотных и даже восток-юго-восточных. На водоразделе рек Слюдянки и Похабихи наблюдается резкий поворот складчатой структуры от северо-западного до меридионального.

Для района весьма отчетливо фиксируется и изменение интенсивности складчатости с юга на север. От крупных с симметричными крыльями и большой амплитудой (около 1 км) складчатых форм, развитых на юге территории, наблюдается переход к сильно сжатым линейным изоклинальным складкам в северной части. Степень деформации пластов здесь значительно выше; резко повышается интенсивность складчатых форм. Так, в районе прибрежной полосы, в низовьях р. Слюдянки, на отрезке разреза несколько более 1км выделяются пять отдельных складок (3 антиклинальных и 2 синклинальных). Такая перемена тектонической обстановки является результатом локального изменения физических условий в земной коре, на что всегда очень чувствительно реагирует складчатость (Гзовский, 1963).

По поведению складчатых форм, их морфологии, горизонтальной и вертикальной ундуляции шарниров в районе может быть выделено три структурные зоны (см. рис. 16). Первая из них охватывает область развития преимущественно карбонатных пород и характеризуется простым строением складчатых форм и относительно редкой сетью разрывов. Складки в большинстве случаев наклонены с запрокидыванием осевой поверхности на юго-запад или юго-юго-запад. Падение осевой поверхности крутое: 65—85°. Скорее всего по кинематическому способу образования это типичные складки изгиба с концентрическим скольжением (Данилович, 19531,2). Разрывные нарушения развиты слабо; главным образом они проявляются как зоны повышенной трещиноватости.