Региональная геология введение

В пределах прогиба широко распространено урановое оруденение. Связано оно преимущественно с вулканогенно-гидротермальной деятельностью третьего этапа.

Рифейские образования широко распространены в пределах области. Они слагают ряд прогибов в северной части пояса и фрагментарно наблюдаются в южной её половине. На севере области они слагают дугообразную систему прогибов (с запада и по дуге на восток): Олокитский, Мамский, Бодайбинский, Делюн-Уранский. К центру области они сменяются Байкало-Муйским прогибом, а во внутренней части дуги располагается Котеро-Уакитский прогиб. Вероятно, эти структуры представляют собой фрагменты единого островного бассейна осадконакопления, занимавшего всю или почти всю территорию области. В последующем они тактоническими движениями и денудацией были разобщены и в настоящее время воспринимаются как самостоятельные структуры.

Вверх по разрезу в олокитской серии постепенно исчезают вулканогенные образования, состав отложений становится более тонкообломочным. Верхние части разреза сложены преимущественно сланцами, часто высокоглиноземистыми, отмечаются и карбонатные отложения.

Породы серии в разной степени рассланцованы и неравномерно метаморфизованы от зеленосланцевой фации до высоких уровней эпидот-амфиболитовой. Они интенсивно дислоцированы вплоть до образования изоклинальной складчатости с вертикально расположенными осями складок и разбиты многочисленными синскладчатыми разломами. Поэтому установить истинные мощности серии затруднительно.

Ондокско-итыкитская серия занимает центральную и восточную части прогиба и отделена от пород олокитской серии зонами разломов. В составе серии преобладают органогенные карбонатные породы, кварциты, вулканиты, сланцы, мелкозернистые песчаники. Вулканогенные образования присутствуют на всех уровнях разреза серии, но в разных объемах и представляют контрастную риолит-базальтовую серию. В современном эрозионном срезе среди вулканитов резко преобладают базальтоиды, часто с повышенной железистостью. Но в залегающих на них конгломератах довыренской серии преобладают обломки риолитов, что свидетельствует и об интенсивном вулканизме кислого состава. Они слагали верхние части разреза и потому были размыты. Вулканические извержения здесь происходили на фоне накопления карбонатных и кремнистых осадков, что привело к их перемежаемости с вулканитами и возникновению постепенных переходов между ними. Широко распространены синхронные вулканитам субвулканические интрузивы.

Породы ондокско-итыкитской серии метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации, смяты в относительно простые линейные складки, разбиты многочисленными, чаще всего, крутопадающими разломами и прорваны телами довыренского гипербазит-базитового комплекса.

Таким образом, выделяется три этапа унаследованного развития Олокитского прогиба. Все три этапа сопровождались вулканической деятельностью, которая контролировалась разломами по периферии прогиба и в центральной его части. Вулканиты во всех этапах имеют контрастный риолит-базальтовый состав с широким проявлением эксплозивных и субвулканических фаций. Каждый этап завершается метаморфизмом, складчатостью, поднятием и частичным размывом накопившихся отложений. Интенсивность этих преобразований уменьшалась во времени. Разрез Олокитского прогиба по строению разреза, по комплексам строматолитов, онколитов (по данным Т.А. Дольник) и микрофоссилий (по данным А.М. Станевича) уверенно коррелируется с разрезом Бодайбинского прогиба.

В связи со слюдоносностью прогиба, строение его изучено весьма детально. По периферии прогиба узкой прерывистой полосой выходят породы чукчинской свиты - глубоко метаморфизованного и интенсивно дислоцированного аналога тепторгинской серии Бодайбинского прогиба. Вышележащие отложения объединены в мамскую серию в составе четырех свит (снизу): витимская, слюдянская, согдиондонская и конкудерская. Витимская свита сложена высокоглиноземистыми кристаллосланцами и гнейсами, кварцитами и мраморами. Вверху появляются графитистые сланцы. В слюдянской и согдиондонской свитах нет мраморов, мало кварцитов, но появляются амфиболиты. В конкудерской свите преобладают мраморы. Первичный состав пород мамской серии осадочный песчано-глинисто-карбонатный. Метаморфизм пород серии амфиболитовой фации.

Складчатость в прогибе линейная северо-восточного простирания, осложненная гранито-гнейсовыми куполами. В центральных частях гранито-гнейсовых куполов выходят двуслюдяные и мусковитовые массивные плагиограниты мамского комплекса. По периферии куполов расположены гранито-гнейсы, насыщенные телами пегматитов с мусковитом, часто промышленных размеров и запасов. Возраст мамского комплекса определяется неоднозначно. Большинство изотопных датировок приходится на средний палеозой. В то же время есть датировки и более древние, вплоть до раннего протерозоя. Это связано с неоднократной ремобилизацией пород фундамента прогиба и палингенезом пород самого прогиба. Отмечаются и тела постметаморфических гранитоидов, связанные, по-видимому, с Ангаро-Витимским батолитом.

Бодайбинский прогиб расположен на севере Байкало-Патомской дуги и имеет дугообразную форму, выпуклую к северу. Выполняющие его образования на севере с корой выветривания в основании залегают на раннедокембрийских породах Чуйской, Тонодской и Нечерской глыб. По периферии этих глыб они постепенно сменяются отложениями Патомской ветви Байкало-Патомского прогиба. На юге его границы уничтожены палеозойскими гранитоидами.

В основании разреза прогиба, как и в Байкало-Патомском перикратонным прогибе, залегает тепторгинская серия, состоящая из двух свит: пурпольской и медвежевской. Пурпольская свита сложена кварцевыми песчаниками и высокоглиноземистыми сланцами (вплоть до бокситов) – продуктами переотложения кор выветривания. Медвежевская свита имеет вулканогенно-терригенный состав. Вулканиты представлены базальтоидами, а терригенные отложения – часто конгломератами и фангломератами. Возраст тепторгинской серии раннерифейский.

Тепторгинская серия с размывом и конгломератами в основании перекрыта баллаганахской серией ранне-среднерифейского возраста. Она также образует единое поле с одноимённой серией в Байкало-Патомском перикратонным прогибе. Внизу ее разреза преобладают песчано-глинистые с конгломератами отложения, вверху – карбонатные. А. И. Ивановым установлено погружение бассейна осадконакопления в южном направлении.

Выше согласно залегают отложения средне-верхнерифеской ныгринской серии: внизу разреза песчаники, алевролиты, углеродисто-глинистые сланцы, в середине – известняки, выше наблюдается повторение разреза. В распределении фаций также устанавливается возрастание глубины бассейна осадконакопления в южном направлении.

Вверху разреза прогиба располагается бодайбинская серия. Возраст ее определяется как позднерифейско-вендский. В ее составе преобладают песчано-глинистые, часто углеродистые отложения. В верхней части разреза присутствует примесь пеплового материала. Среди углеродистых пород серии в основном и расположены коренные месторождения золота Бодайбинского золотоносного района.

Породы прогиба смяты в дугообразные складки, согласно его общему структурному плану. Простирание складчатых сооружений на востоке северо-западное, к западу оно сменяется на субширотное, а затем - на северо-восточное. Складчатая структура осложнена многочисленными разломами, в том числе и надвигами. Метаморфизм пород зональный и нарастает с севера на юг от зеленосланцевой фации до амфиболитовой.

В пределах прогиба распространены мелкие тела габброидного состава. Как установлено в последнее время, они имеют разный возраст. Есть дайки конца позднего протерозоя, палеозойские и мезозойские. В южной части прогиба выполняющие его отложения прорваны гранитоидами. Их массивы представляют сателлиты Ангаро-Витимского батолита.

Делюн-Уранский прогиб расположен на северо-востоке Байкало-Патомской дуги и в современном срезе имеет дугообразную форму: на юге его простирание субмеридиональное, к северу оно изменяется до субширотного. Выполняющие его отложения объединены в делюн-уранскую серию. На севере они с корой выветривания в основании залегают на образованиях раннего докембрия. В основании выходят кварциты и высокоглиноземистые сланцы - продукты перемыва кор выветривания. Выше постепенно начинают преобладать углеродисто-глинистые сланцы, а затем карбонаты. Но вверху вновь преобладают терригенно-глинистые отложения. На юге прогиб имеет тектоническое ограничение. Таким образом, делюн-уранская серия представляет трансгрессивно-регрессивный седиментационный цикл. Она слагает моноклиналь с падением в южных румбах, осложненную мелкой складчатостью и разрывной тектоникой. Возраст ее определяется как ранне-среднерифейский.

Байкало-Муйский прогиб или вулкано-плутонический пояс рифтогенного происхождения прослеживается дугой от северной окраины озера Байкал на западе до бассейна р. Цыпы на востоке. Границы его либо разломные, либо уничтожены молодыми интрузиями. В пределах прогиба распространены осадочные вулканогенные и интрузивные образования. Начало его развития приходится на границу среднего и позднего рифея, окончание – в конце венда.

Предполагается, что в основании пояса выходят средно-верхнерифейские осадочные терригенно-карбонатные породы парамской серии, которые накапливались, вероятно, в едином с вышерассмотренными прогибами седиментационном бассейне. Здесь устанавливается та же последовательность разреза. Внизу залегают продукты кор выветривания или грубообломочные отложения, которые залегают с угловым несогласием на раннепротерозойских образованиях Северо-Муйской глыбы. Выше они сменяются более мелкообломочными отложениями, часто с вулканитами основного состава. Затем появляются глинистые, часто углеродистые осадки, они сменяются карбонатами, а затем вновь глинисто-терригенные отложения.

Основание разреза рифтогенного этапа развития пояса достоверно не установлено. Л.И. Салоп описывает налегание базальтоидов основания разрезе пояса на отложения парамской серии, что подвергается сомнению (А.Н. Булгатов, 1983 г.). Внизу видимого разреза пояса залегают базальтоиды келянского комплекса, превращенные в большинстве случаев в зеленые сланцы. Среди них имеют место туфы и в малых объемах плагиориолиты. Ассоциируют базальтоиды с мелкими телами габброидов, выполняющих, по-видимому, подводящие каналы. Возраст комплекса определяется по изотопным данным как средне-позднерифейский. С ним ассоциируют расслоенные интрузии основного-ультраосновного состава кедровского (среднемамаканского) комплекса позднерифейского возраста с железо-титановым оруденением.

В следующий этап происходила инверсия прогиба, сопровождаемая интенсивным вулканизмом. Состав вулканитов колеблется от базальтового до плагиориолитового. Широко распространены туфы, туфогенно-осадочные и терригенно-глинистые отложения. Они объединены в устькелянскую толщу и прорваны интрузивами двухфазного таллаинского комплекса. В первую фазу внедрялись интрузивы основного состава, во вторую – диорит-плагиогранитового состава. Этот этап приходится на середину позднего рифея.

Завершается развитие прогиба в конце рифея и венде интенсивными коллизионными процессами. В этот этап породы подверглись метаморфизму в основном зеленосланцевой фации, складчатости и неравномерному рассланцеванию в широких зонах глубинных разломов. В результате образовались мощные зоны динамосланцев ирокиндинского комплекса. К этим зонам приурочены выше упоминаемые массивы ультраосновных пород парамского комплекса.

По динамосланцам формировались обширные поля кварцево-полевошпатовых метасоматитов среднинского комплекса. В глубоких частях этих зон происходило образование перемещённых палингенных гранитоидов бамбукойского и лесного комплексов. В отдельные периоды возникали кратковременные условия растяжения и внедрялись интрузии основного состава с образованием расслоенных интрузий заоблочного комплекса с медно-никелевым и титано-железным оруденением. В межгорных впадинах накапливались терригенные, иногда с вулканитами отложения (холодненская свита).

На западе к рифейским образованиям относят осадочные отложения с вулканитами в нижней части разреза. Они объединяются здесь в селенгинскую серию и имеют сходство с котерской серией: внизу разрез терригенно-вулканогенный, выше он становится терригенно-глинистым, а затем карбонатным.

Породы рифея на юге области повсеместно в значительной степени метаморфизованы, особенно у контактов с более молодыми интрузивами. Выделяли их в рифей часто по степени метаморфизма. Поэтому на ранней стадии изучения региона считалось, что рифейские образования широко распространены. Но затем во многих толщах, относимых к рифею, стали находить раннепалеозойскую фауну. В результате на геологических картах площадь их распространения резко сократилась.

8.5.5. ПАЛЕОЗОЙСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ

Палеозойский этап развития начался на границе венда и кембрия. Его можно разделить на ранне- и позднепалеозойскую стадии.

На севере области в основании разреза залегает маломощная (40-300 м) пачка терригенно-глинистых отложений с постепенным возрастанием глинистой составляющей вверх по разрезу, а вверху появляются мергели и доломиты. Они объединяются либо в маканскую серию в составе падроканской и сидельтинской свит, либо выделяются только в сидельтинскую свиту. Выше залегают карбонатные отложения янгудской серии мощностью более 1 км. В её составе в основном перемежаются доломиты и известняки. В небольшом объёме отмечаются глинисто-карбонатные отложения при полном отсутствии терригенных разностей. В общем, характер разреза и его изменения чётко коррелируются с разрезом Байкало-Патомского перикратонного прогиба.

Но на юге области изменение характера разреза осадочных отложений было в общем сходным с северной частью области. Но они сопровождались интенсивным вулканизмом. Формировались крупные вулканогены центрального типа с вулканитами пестрого состава, представленными в значительном объёме туфами, и интенсивными проявлениями гидротермальной деятельности, приведшей к образованию крупных месторождений полиметаллов. Нижнекембрийские отложения здесь объединены в олдындинскую свиту. Состав её терригенно-вулканогенный, в верхах разреза отмечаются прослои карбонатных пород. Состав вулканитов изменяется от основного до кислого с преобладанием средно-кислых разностей. Широко распространены эксгаляционно-осадочные фации, представленные колчеданными, сидеритовыми и сульфидно-гематитовыми залежами, иногда с повышенными содержаниями бора и марганца. Вулканиты сопровождались субвулканическими интрузиями.

На олдындинской свите согласно залегает химгильдинская свита ранне-среднекембрийского возраста. Она имеет флишоидный песчано-сланцевый состав с небольшим объёмом вулканитов кислого состава.

В конце кембрия и в ордовике область испытала поднятие, на фоне которого в ордовике (?) на севере области возникли приразломные прогибы. Они заполнялись груботерригенными отложениями с переменным содержанием вулканитов контрастного базальтового и риолитового составов. Эти образования ранее относились к падроканской свите, а сейчас объединены в каалинскую свиту. С нею автор коррелирует образования, относимые ранее к шумнинскоцй свите и падринской серии. Вулканиты сопровождаются субвулканическими образованиями бирамьинского комплекса.

В южной части области фрагментарно наблюдаются толщи грубообломочных отложений части с вулканитами, которые залегают с размывом на кембрийских образованиях. Возраст их трактуется неоднозначно. Большинство исследователей по находкам единичных фрагментов споро-пыльцевого комплекса, предполагают их девонский возраст. Однако по сходству состава и фациальной обстановки их можно сопоставить с каалинской свитой севера.

Затем последовала главная стадия формирования Ангаро-Витимского полихронного батолита, формирование которого будет рассмотрено в самостоятельном разделе.

Позднепалеозойские отложения распространены в основном на юге области. В последнее время появились данные об их присутствии в Южно-Муйском хребте. Здесь в карбонатно-глинисто-терригенных породах, ранее относимых к кембрию, были выявлены палеонтологические остатки девон-карбонового возраста. Причём отложения с этими остатками тектонически перемежаются с отложениями, содержащими фауну раннего кембрия. Есть признаки существования в прошлом отложений этого возраста и в более северных районах, в настоящее время смытых.

Более поздние образования распространены в пределах Селенгино-Становой зоне, где они и будут рассмотрены.

Почти третья часть области занята гранитоидами Ангаро-Витимского полихронного батолита. Вытянут он в северо-восточном направлении и сечёт все структуры докембрия. Площадь его выхода на поверхность достигает 120 000 км². Кроме того, возрастные аналоги батолита распространены в виде относительно небольших массивов (сателлитов) по периферии батолита и прослеживаются почти во всей Селенгино-Становой зоне. Мощность гранитоидов по геофизическим данным составляет по периферии батолита около 5 км, к центру батолита она возрастает до 15-20 км. То есть гранитоиды батолита слагают во многих местах весь гранитный слой коры.

Время образования батолита вызывало и вызывает споры. Основываясь на изотопных датировках и взаимоотношениях с раннепалеозойскими образованиями, ряд исследователей (Б.В. Яблоновский и др.) считает батолит позднепалеозойским. Другие исследователи относят основную массу гранитоидов батолита либо к позднему протерозою (В.И. Давыдов и др.), либо к раннему палеозою (Б.А. Литвиновский и др.). Это во многом обусловлено тем, что более поздние этапы гранитообразования «стирали изотопные метки».

Как показывает анализ фактического материала по взаимоотношениям гранитоидов с вмещающими образованиями и изотопных датировок, этот батолит формировался пульсационно в течение длительного времени. В его формировании можно выделить несколько этапов, разделённых периодами перерыва в магмаобразовании.

Ангаро-Витимский батолит занимает в основном территорию Баргузинского мегаблока, сложенного первоначально породами раннего докембрия. Судя по выходам пород этого возраста по периферии области, они были в значительной степени гранитизированы уже в раннем докембрии и среди них значительный объём занимали автохтонные гранитоиды. Гранитоиды этого возраста сохранились лишь в периферийных блоках раннедокембрийских образований. Это приморский комплекс в Байкальской, чуйский комплекс в Чуйской и Нечерской, амандракский в Тонодской глыбах. В пределах баргузинского мегаблока они, по-видимому, подверглись ремобилизации и потому изотопными методами не устанавливаются.

Гранитообразование здесь происходило и в позднем протерозое. Оно сопровождалось интенсивным кремнисто-калиевым метасоматозом (среднинский комплекс метасоматитов), сопровождавшимся формированием перемещённых гранитоидов. По периферии батолита они представлены бамбукойским и лесным комплексами. Рифейские гранитоиды есть и в пределах батолита в составе баргузинского комплекса, о чём свидетельствует датировка в 1014 млн. лет, полученная по гранитам в вершине р. Баргузин.

Основная стадия формирования батолита приходится на ранний палеозой. Ей предшествовало внедрение мелких массивов габброидов бирамьинского комплекса – комагматов базальтоидов каалинской свиты. В начале формировались магмы вначале диорит-гранодиоритового, а затем гранит-плагиогранитового составов светлинского комплекса. Они формировались преимущественно без перемещения (автохтонные) путём магматического замещения, в меньшем объеме наблюдаются перемещенные (аллохтонные) массивы. Среди гранитоидов светлинского комплекса часто наблюдаются участки не перемещенных вмещающих пород, подвергшихся в разной степени гранитизации. Изотопные данные, полученные по сохранившимся гранитоидам светлинского комплекса, располагаются вблизи границы ордовика и силура.

В середине палеозоя вдоль зон глубинных разломов внедрились массивы ультращелочного состава с калиевым характером щелочности. Это сыннырский комплекс на севере и сайженский в центре области. Изотопные данные свидетельствуют об их внедрении вблизи границы девона и карбона.

Во второй половине палеозоя вновь интенсивно проявилось гранитообразование. В основном возникли перемещенные гранитоидные массивы с повышенной щелочностью. Они слагают массивы, близкие к изометричным. Гранитоидам предшествовала и их сопровождала интенсивная метасоматическая деятельность. Происходили площадные калишпатизация и окварцевание, наложенные, главным образом, на более древние гранитоиды, в результате чего в большинстве случаев произошло «омоложение» изотопных датировок, которые расположены в основном вблизи границы карбона и перми. Отмечаются и цифры, сопоставимые с возрастом сыннырского комплекса, особенно в южной половине батолита. На севере эти гранитоиды объединены в конкудеро-мамаканский комплекс, южнее – витимканский.

Таким образом, формирование Ангаро-Витимского батолита происходило, как минимум, в четыре этапа. Поэтому он считается полихронным.