CC BY
38
9, Турутанов Е.Х., Новоселова М.Р., Балк Т,В„ Квашенкин В,Б, Объемные модели гранитных массивов и масштабы гранитизации в Витимо-Олекми некой горной стране // Глу-
бинное моделирование геологических структур по грави-
тационным и магнитным данным, - Владивосток: ДВНЦ АН
СССР, 1985.-С, 100-111,
Ж.В.Семинский, С.П.Летунов
Тектонические особенности южной части Окинского мегасвода в связи с проблемой золотоносности юго-восточного Саяна
В Восточном Саяне золоторудная минерализация концентрируется в ряде рудных районов и узлов, Один из таких крупных по площади рудных районов был описан нами ранее как Верхне-Окинская региональная рудная система, занимающая южную часть Окинского мегасвода [11]. Он включает эксплуатируемое Зун-Холбинское месторождение и ряд других золоторудных объектов (рис, 1), Для определения закономерностей размещения золоторудной минерализации в пределах этого мегасвода необходимо провести изучение региональных и локальных структурных элементов как основы прогнозно-металлогенического районирования территории на рудное золото, В предлагаемой статье рассматриваются региональные и локальные тектонические дислокации южной части мегасвода с учетом длительной истории тектонического развития этой территории Восточного Саяна.
Тектоническое строение Окинского мегасвода
Окинский мегасвод формировался в верхнери-фейско-среднепалеозойское время в связи с развитием суперплюма, занимавшего значительные площади Прибайкалья и Северной Монголии, Мегасвод имеет сложное пластинчато-блоковое строение, обусловленное вертикальными и горизонтальными тектоническими движениями нескольких стадий, приведшими к формированию пликативных, дизъюнктивных и инъективных дислокаций. В целом же в рассматриваемом сегменте мегасвода, находящемся к югу от Жомболокского разлома, представляется возможным выделить ядро свода, промежуточную и периферическую зоны, которые особенно хорошо выявляются по данным дешифрирования космоснимков.
В ядерной части развиты поля разновозрастных субщелочных гранитоидов, разделенные участками мигматизированных кристаллических пород раннего докембрия и известняками неясного возраста. В пределах рассматриваемой площади фиксируется лишь самое южное замыкание ядра Окинского мегасвода, состоящее из двух купольных структур второго порядка - Сорокской и Хонченской (см. рис, 1). В пределах этих куполов распространены интрузии среднепалео-
зойской сиенит-гранитовой, сиенит-
субщелочногранитовой и в меньшей степени щелочно-сиенит-нефелинсиенитовой формаций, Находящиеся по периферии и в провесах кровли таких массивов флишоидные и глаукофановые отложения окинской серии, а также небольшие выходы сильно метаморфи-зованных пород сопоставляющиеся по косвенным данным с иркутной и ильчирской свитами, а также и бок-сонской серией [10], не позволяют реконструировать по ним детали контуров бассейнов осадконакопления. Устанавливается лишь в целом синформность всей структуры и шельфовый характер рассматриваемых отложений.
Промежуточная зона занимает междуречье рек Тустук и Ульзыта-Окинская, т.е. район, где находятся обширные поля развития карбонатно-терригенных и вулканогенно-осадочных толщ Окинского и Хамсарин-ского синклинориев ((^-^.г). К настоящему времени контуры вышеуказанных осадочных бассейнов значительно осложнены рядом крупных покровных чешуй, надвинутых с севера на юг по субширотноориентиро-ванным плоскостям (Окинская, Урикская, Холбын-Хайрханская и др.). Подобный характер тектонического транспорта вполне возможно был обусловлен процессами гравитационного соскальзывания тонких тектонических пластин со склонов Окинского гранитоидного мегасвода, ядро которого воздымалось в этот период наиболее активно. Об этом свидетельствуют следующие факты.
1. Конформность плоскостей надвиговых и кольцевых структур, которые оказываются как бы вложенными друг в друга, Главные из таких полудуговых структур надвигового типа имеют по отношению к ядру мегасвода северное, т.е. центриклинальное падение своих плоскостей.
2. Северный перекос тектонических блоков этой переходной зоны, обусловленный надвиганием серий пластин по тектоническим плоскостям, падающим в северном направлении. В тыловых частях подобных надвиговых чешуй нередко развиты серии сбросов (например, для Окинского покрова это Тустукский сброс). Следовательно, в данном случае мы имеем
НюВ ЕЙ
Рис. I. Тектоническая схема южной периферии Окинского мегасвода (на рубеже среднего и верхнего палеозоя) Структуры основания: 1-2 - параамохтонные комплексы Гарганской (А) глыбы (шарыжалгайская серия): 1 - амфиболовые гнейсы и гранитогнейсы аллохтона №1, 2 - биотитовые гнейсы и плагиогранито-гнейсы аллохтона N92; 3 - неоаллохтонный комплекс: кристаллические сланцы, гнейсы, мигматиты и амфиболиты гарганской серии (Хараталогойская (5) и Бутугольская (В) глыбы); 4 - шовные офиолиты и габбро-диабазы (массивы: I - Ильчирский, II - Хара-Нурский, III - Дунжугурский, 1У - Улан-Сарьдагский, У - Тархойский); 5 - рифей-силурийские неоавтохтонные комплексы (фрагменты Дунжугурской островной дуги и чехла Тувино-Монгольского микроконтинента),
Образования Окинского мегасвода: 6 - реоморфизованные в палеозое тонатиты и гранодиориты верхнего рифея; 1 - плагиограниты, гранодио-риты и граносиениты нижнего-среднего палеозоя; 8 - сиениты среднего палеозоя; 9-12 - структуры межкупольных прогибов и фронтальных межблоковых зон сжатия: 9 - зоны и купола высокотермальных преобразований инвертированного типа с последующим интенсивным смятием (а) и рассланцеванием (б) их пород, 10 - зоны катаклаза и порфиробластеза, 11 - зоны пликативного расплющивания-выжимания, 12 - надвиги (а - ранние, б - поздние); 13-14 - структуры тыловых зон: 13 - растяжения, 14 - опускания (сбросы); 15 - кольцевые разрывы (а - внутренних частей мегасвода, б - внешних); 16 - прочие разрывы (сдвиги). Номера тектонических нарушений: 1 - Холбын-Хайрханское (Ольгинская зона), 2 - Ильчирское, 3 - Самарта-Холбинская зона, 4 - Контактовое, 5 -Хойто-Гарганское, 6 - Окинское, 7 - Яматинское, 8 - Боксонское, 9 - Верхнеокинское, 10 - Урдо-Гарганское, 11 - Сылкинское, 12 - Хухугольское, 13 - Хон-ченское, 14 - Тустукское, 15 - Верхнесорокское, 16 - Ульзетинское, 17 - Урикское, 18 - Барунхолбинско-Сусерское,
Рудоносность: 17 - зоны и участки с золотометалльной минерализацией; 18 - золоторудные объекты: а - месторождения (1 - Зун-Холбинское, 2 -Барун-Холбинское), б - рудопроявления (3 - Водораздельное, 4 - Пионерское, 5 - Баритовое, 6 - Хонченское, 7 - Ондольтойское I, Ондольтойское II)
дело с сочетанием структур типа листрических сбросов, переходящих из-за выкручивания их плоскостей по падению в надвиги.
3. В надвиговых зонах интенсивно проявлены процессы дислокационных термально-метасоматических и метаморфических преобразований. Здесь же развиты дайки гранитов и кварц-полевошпатовые жилы типа мигматитов.
4. Висячие крылья таких надвигов обычно представлены полями распространения либо ранне-среднепалеозойских гранитов и сиенитов, либо архейских кристаллических сланцев, мигматитов и гнейсов гарганской серии.
Примером структуры последнего типа является Хараталогойская глыба, тонкая пластина которой по зоне Яматинского разлома полого (15-40°) надвинута на венд-кембрийские отложения боксонской серии, слагающей южное крыло Окинского синклинория. Поэтому наличие здесь такого чужеродного блока ранне-докембрийских пород, являющегося фрагментом кристаллического основания протоплатформы, надо рассматривать как останец, сохранившийся от некогда существовавшей прекрывающей тектонической пластины (неоаллохтона) относительно крупного размера, Скорее всего, рассматриваемая архейская глыба первоначально находилась в пределах ядра Окинского мегасвода, т.е. севернее ее настоящего положения на 60-70 км. Далее, при поднятии ядра мегасвода, она совместно с другими тектоническими блоками, составляющими крупный Окинский покров, «сползла» с его кровли. Возможно, такое же аллохтонное происхождение имеют и другие глыбы и покровные структуры района - Бутугольская, Шутхулайская и Сылкинская. Последняя по многим данным «сползла» в северозападном направлении с кровли гранитного массива, прорывавшего северо-восточный фланг Бутугольской глыбы.
Совершенно другой морфологический тип и иные вектора кинематических смещений имеет Гарганская глыба. Составляющие этот парааллохтон блоки сложены комплексами более глубинных пород, относимых не к гарганской мигматит-сланцевой, как это характерно для Хараталогойской и Бутугольской глыб, а к шары-жалгайской серии плагиогранитогнейсов. К тому же рассматриваемые блоки обладают отчетливым южным, а не северным перекосом.
Периферическая зона Окинского мегасвода (водораздельная часть рек Оки и Иркута) представляет собой самый южный его сегмент, который накладывается на краевые структуры слабо переработанного гранитизацией Тувино-Монгольского [2, 3, 5, 14] или, согласно другим данным [10], Боксон-Хубсугул-Дзабханского палеомикроконтинента. Осадочный чехол микроконтинента представлен отложениями боксонской, хубсугульской и других серий и свит, Северной границей этого микроконтинента является Ильчирская
подвижная зона - фрагмент ранее аккретированной Дунжугурской островной дуги. Площади, сложенные выходами пород этой зоны, отличаются широким развитием олистостромовых, меланжевых, взбросово-надвиговых и компрессионно-содвиговых структур, которые на ряде их интервалов были осложнены системами кольцевых и радиальных разломов Окинского мегасвода. По этой причине периферическая зона Окинского мегасвода, по сравнению с ядром и промежуточной зоной, явилась наиболее тектонически мобильной,
В рассматриваемой зоне, помимо коллажа крупных блоков археид (Гарганский) и поздних рифеид (Тункинский), образующих основание континентальной коры микроконтинента, выделяются многочисленные офиолитовые тела.
Происхождение офиолитов является дискуссионным. По мнению ряда исследователей многие тела офиолитов (Оспинский, Ильчирский, Хара-Нурский) представляют собой эррозионно-тектонические останцы, т.е. сохранившиеся фрагменты от некогда единого крупного (Окино-Китойского) офиолитового покрова, состоящего из серии более мелких пластин, полностью перекрывавших Гарганскую глыбу. Однако повсеместное наличие около таких офиолитовых тел зон контактового ороговикования, разнообразных гидротермальных изменений, которые фиксируются в прорываемых породах иркутной и ильчирской свит, и существенно разные петрохимические и геохимические особенности указанных офиолитовых массивов [13] не позволяют принять такую точку зрения, Вышеуказанные исследователи считают, что на данной территории основным инъективным центром («корнем офиолитового покрова») был Дунжугурский массив. Если это так, то в нем в настоящее время фиксировались бы самые глубинные, т.е. «реститовые фации» офиолитовой ассоциации, На самом деле в этом массиве на 70-80% преобладают не ультрабазиты, а габбро-порфириты кумулятивного и дайкового (боксонского) комплекса. Кроме того, не наблюдается в пластичной массе ожидаемого при покровообразовании будинирования или брекчи-рования хрупких дайковых тел, По этим причинам рассматриваемые офиолитовые тела скорее представляют собой автономные интрузивно-протрузивные слабо дифференцированные массивы, внутреннее строение которых было осложнено явлениями межблокового раздавливания с небольшим перекрытием (до 1-2, реже 4 км) вмещавшего их кристаллического фундамента.
В пределах Окинского мегасвода широко проявлены разрывные нарушения. Наиболее крупные линейные разломы имеют широтное и северо-западное простирание (Китойский и Жомболокский глубинные разломы). Они ответвляются от Главного Саянского разлома и представляют серии субпараллельных разрывов, сгруппированных в зоны. Для Китайского раз-
лома - это Окино-Китойская, Ильчирская и Боксонская ветви разломов. Первая из них прослеживается от верховий рек Онот и Урик и протягивается на запад до верховий Тиссы. В междуречье рек Забит и Сархой от Окино-Китойской зоны в юго-восточном направлении отходит оперяющий шов Яматинского разлома. На западном фланге он имеет относительно крутонаклонное падение (45-70°) на северо-восток, а на восточном, там, где он ограничивает южный фланг Харатало-гойской глыбы, резко выполаживается.
Ильчирская зона совпадает с подвижной тектонической зоной, обрамляющей Гарганскую глыбу по южной периферии, и состоит из серии перекрывающих ее тонких надвиговых чешуй. Боксонская - соединяет структуры Дунжугурского и Тархойского офиолитовых тел и на западе причленяется к широтной зоне разлома Пограничного хребта.
Тектонические особенности Гарганской глыбы
На особенностях строения этого структурного элемента следует остановиться отдельно по причине приуроченности к границам глыбы и пересекающим ее
разломам наиболее значимой золоторудной минерализации (см. рис 1).
Гарганская глыба, в отличие от похожих на нее неоаллохтонных структур Хараталогойской и Бутуголь-ской глыб, имеет сложносоставное строение, т.е. представляет собой серию спаянных в разное время трех парааллохтонных глыб второго порядка, названных аллохтон 1 (Западная), аллохтон 2 (Восточная) и аллохтон 3 (Северная).
Западная глыба представляет собой фрагмент самого нижнего структурного яруса археид, сложенного сильно гранитизированными амфиболовыми, гранат-биотитовыми гнейсами и гранито-гнейсами. От Восточной глыбы она отделена Барунхолбинско-Сусерским надвигом, а от Северной - Самарта-Холбинской зоной содвижения. Северо-западный край глыбы скрывается 1 под швом Контактового разлома, по которому осадоч-но-метаморфические породы вмещающей рамы (известняки, кварциты и сланцы иркутной свиты) полого надвинуты на окраину глыбы (рис. 3). От всех других глыб территории ее отличает наиболее интенсивная тектоническая проработка, выраженная в наличии
Рис. 2. Кинематические модели формирования структурных парагенезов Гарганской глыбы: парааллохтонных надвигов (А), структур левого (Б) и правого (В) взбросо-с двигав, зоны содвига (Г), северо-западных сдвигов «кроссингового» типа (А): 1-2 - разновозрастные надвиговые структуры: 1а - ранневерхнерифейские, 16 - поздцеверхнерифейские, 2а - верх-нерифей-раннепалеозойские, 26 - среднепалеозойские; 3 - взбросы зон содвижения ранне-среднепалеозойского заложения; 4 -сдвиговые швы и направления перемещения по ним (а - поздние, б - ранние); 5 - сдвиговые зоны дуплексного типа; 6 - вектора действия сжимающих нагрузок (а - главных, б - второстепенных); 7 - положение оси алгебраически минимального главного нормального напряжения (сг}) и номер соответствующего тектонического этапа. Остальные условные обозначения см. на рис. 1
многочисленных зон кстгаклаза, брекчирования, рас-сданцевания и смятия различного возраста, а также обилие молодых разломов, придающих глыбе мелкоблоковое строение с формированием резкорасчле-ненного рельефа. Для Северной глыбы характерна насыщенность многочисленными дайками гранитов и порфиритов, а также присутствие ряда интрузивных массивов сумсунурских гранитов (Гарганский, Урик-ский). В пределах Западной глыбы широким развитием пользуются и зоны вторичноизмененных пород (берези-тизации).
Восточная глыба несколько надвинута на Западную и представлена обширными полями биотитовых гнейсов и гнейсогранитов верхнего структурного яруса археид шарыжалгайской серии. В устье р. Иркутный Гарган эта глыба стратиграфически перекрыта известняками иркутной свиты, слагающими небольшой останец, О том, что этот останец находится в естественной впадине древнего рельефа, свидетельствует его конформность, т.е. приуроченность к узкой синклинали, располагающейся между двумя антиклинальными выступами, фиксирующимися по элементам протополосчатости и гнейсовидности.
Северная часть Гарганской глыбы практически полностью переработана гранитоидами Амбартоголь-ского массива. Выходы шарыжалгайских гранитогней-сов сохранились лишь по его восточному экзоконтакту. Конформность гнейсовых структур субстрата и прото-полосчатых текстур гранитов этого массива может свидетельствовать о его формировании по типу грани-тогнейсового купола, возникшего в результате интен-
сивной гранитизации пород фундамента глыбы. Наложенная гнейсовидность и катаклаз, проявленные только в эндоконтакте рассматриваемого массива, указывают на их тектоническое происхождение, связанное с коллизионным «обмятием» этой глыбы.
Представляется более вероятным, что Гарганская глыба, в отличие от неоавтохтонных Хараталогойской и Бутугольской глыб, испытала лишь латеральные перемещения относительно небольшой амплитуды (первые километры) по типу парааллохтона. Находясь на склоне Окинского мегасвода, эта глыба подверглась с подновлением разрывов лишь некоторому наклону в южных румбах. Эти разрывы по простиранию совпадали с активными кольцевыми и радиальными структурами мегасвода.
Особенно контрастно выделенные типы структур и их возрастные взаимоотношения проявляются в контактовых зонах Гарганской глыбы, изучавшейся нами ранее в районах Зун-Холбинского [6, 12], Пионерского [7] и Баритового (2003 г.) золоторудных объектов. По этим данным в истории становления структур Гарганской глыбы можно предварительно выделить пять разновозрастных типов дислокаций, соответствующих пяти крупным тектоническим этапам ее развития (см. рис. 2).
Локальные дизъюнктивные и пликативные дислокации
По возрасту среди тектонических дислокаций наиболее ранним является структурный парагенез зон смятия, брекчирования и катаклаза (тип А), проявлен-
Рис. 3. Принципиальный разрез нодвиговых структур в районе западного фланга Гарганской глыбы (составлен с учетом данных сотрудников Сосновгео): 1 - гнейсограниты архея; 2 - плагиограниты верхнего рифея; 3-8 - осадочно-метаморфические толщи среднего-верхнего рифея: кварциты белого (3), серого (4) и черного (5) цветов; 6 - известняки иркутной свиты: а - в форме пластов, б • в форме инъекционно-брекчиевых тел (блок-будины, жилы и "ксенолиты"), 7 ■ углисто-слюдистые сланцы, 8 - конгломера-то-брекчии полимиктовые (базальный горизонт); 9 - стратиграфический контакт; 10 - надвиговые швы: а - ранние, б - поздние; 11 • милониты и катаклазиты (а), "вторичные" брекчии известняков и гнейсогранитов (б); 12 - направления действия основных тектонических усилий (аз - сжатия, са - растяжения)
ных по северо-западному флангу Гарганской глыбы. Он выделяется по наличию мощных зон, сложенных тектонитами, которые определяются как «брекчия ир-кутных известняков, заключенная в катаклазированном гнейсогранитном матриксе». Северо-западное надвигание определяется по фактам перекрытия горизонтов известняков иркутной свиты аллохтоном 1 мощностью около 1,5 км (см. рис. 3). При перекрытии этих толщ происходят явления диапиризма, проявленные в виде серии кластических даек известняков, рассекаюших аллохтон по его периферии. Диапиризм осуществляется по крутонаклонным зонам брекчирования гнейсо-гранитов. Пояс таких карбонатных «даек» и линз, сложенных брекчированным материалом, характерен для всего северо-западного ограничения Гарганской глыбы.
Далее формировался структурный парагенез при-сдвиговых пликативных (тип Бх) и содвигово-надвиговых (Б2) структур, образованных в ходе верхнерифейского этапа развития рассматриваемой территории. Основным кинематическим мотивом развития таких структур стали условия левого взбросо-сдвига, проявленные по зоне Китайского глубинного разлома. Гарганская глыба, оказавшаяся в зоне сдвигового дуплекса, образованного Ильчирской и Окино-Китойской ветвями Китайского разлома, в процессе левосдвигового течения испытывала некоторое вращение против часовой стрелки. Как следствие возникли дистальные зоны сдвигового растяжения (северо-западный и юго-восточный фланги глыбы) и зоны сдвигового сжатия (северовосточный и юго-западный фланги). Затем в локальные зоны растяжения в высокопластичном состоянии [5] внедрились офиолиты, сформировавшие цепочки небольших автономных массивов и крупных даек по периферии глыбы (см. рис. 2, схема Б).
С процессами становления офиолитовых тел и шовного вулканизма может быть связано пластовое слабозолотоносное оруденение колчеданно-вулканогенного типа в известняках и углеродистых сланцах (оспинская свита) (Сульфидное), сульфидные прожилково-вкрапленные и массивные пирротин-пиритовые руды в углеродисто-кремнистых породах (лидитах) (Хан-Модонское), метабазальтах (Верхне-Хонченское) и сульфидно-кварцевые жилы в зонах ми-лонитизации по лиственитам и березитам (Зун-Оспинское) [4],
На ранее указанные коллизионные структуры накладывается парагенез инъективных сводово-купольных (Вх) и пликативных межкупольных (В2) структур (см, рис. 2, схема В), получивших затем максимум своего развития в постколлизионный этап, т.е. в период формирования ядра Окинского мегасвода (Ргь2). В пределах флангов Гарганской глыбы становление гранитных интрузий происходило в динамической обстановке слабо выраженного правостороннего взбросо-сдвига, способствовавшего ее вращению по часовой стрелке, По
этой причине по северо-западному краю глыбы была максимальной тектоническая раздробленность и возникали благоприятные обстановки для внедрения гранитов, Относительно синхронно на юго-восточном и частично на северо-западном флангах глыбы, оказавшихся в пределах зон влияния двориков сдвигового сжатия, развивались надвиговые плоскости аллохтонов
2 (Контактовый и Ильчирский разломы).
Для этого периода характерно высокотемпературное кварцевожильное золото-редкометалльное (Таин-ское Аи-Мо) и золоторудное (Самартинское, Пионерское) оруденение. Известны проявления комплексной редкоземельно-редкометалльной минерализации в дайках щелочных сиенит-порфиров (Хонченское) [4], Весьма своеобразной является графитовая минерализация в Ботогольском штоке нефелиновых сиенитов огнитско-го комплекса,
Несколько позднее проявляется парагенез содви-говых структур компрессионного типа (Г), выраженных
3 появлении в среднем палеозое в Самарта-Холбинской зоне пликативных структур типа выжимания или «пальмового дерева» (Г1) и на флангах этой зоны структур тектонического нагнетания или тектонического скучивания (Г2) (см, рис. 2, схема Г) [6]. Их развитие произошло в обстановке встречного дрейфа Гарганской глыбы и Амбартогольского массива как жестких инденторов (аллохтон 3) [7, 12].
В результате тектонохимической проработки сла-бооруденелых пород, зажатых в межблоковых зонах (золотоносных черносланцевых толщ, вулканогенно-колчеданных залежей, зон лиственитизации и берези-тизации), в итоге активной ремобилизации тонкодисперсного золота могли сформироваться золото-полисульфидные тела «пликативного» облика (Зун-Холбинское) и. минерализованные сульфидно-кварцевые зоны и жилы секущего типа (Барун-Холбинское).
Аномальными по своему резко секущему типу являются структуры северо-западных (Д1) и, реже, северо-восточных (Д?) весьма протяженных сдвигов (типа Хойто-Гарганского и Урдо-Гарганского разломов), смещающих все пликативные и инъективные структуры предыдущих этапов развития рассматриваемой территории. Такие кроссинговые швы сопровождаются большим набором малых структурных форм различного типа, Нами наиболее детально изучен Хойто-Гарганский разлом.
Зона Хойто-Гарганского разлома расчленяется на два шва и поэтому выглядит как структура парного сдвига с шириной межразломной зоны от 400 до 800 м. Юго-западное крыло рассматриваемой структуры представлено плоскостью локального Хойто-Гарганского разлома второго порядка, контролирующего жилы Баритового рудопроявления, а северовосточное - плоскостью разлома Гольцовый, вмещаю-
щего рудные тела одноименного рудопроявления (рис, 4А).
Интересно то, что рассматриваемые разломы, имея один и тот же северо-восточный наклон своих плоскостей, противоположно меняют величины самих углов падения с 70 до 85°. Локальный Хойто-Гарганский разлом относительно круто наклонен на своем северо-западном фланге, а Гольцовый - на юго-восточном. При выполаживании основные швы изучаемых разломов начинают ветвиться на серии мелких
быстро выклинивающихся левосторонних кулис третьего порядка, и при этом плоскости разломов сближаются. Следовательно, в региональном плане Хойто-Гарганский разлом - это эшелонированная серия кулис левосдвигового типа второго порядка, таких как Гольцовый и локальный Хойто-Гарганский.
Изучение структурных планов мелкой трещинова-тости, развитой в кулисной зоне Хойто-Гарганского разлома, позволило выявить в нем пять устойчивых систем сколовых трещин (с №1 по №5) (см. рис. 4А,
Рис. 4. Структурный план Хойто-Гарганской тектонической зоны в лайковый (А) и рудный (Б) этапы. Схема А - CS -структура левого сдвига; Схема Б - структура правого сдвига: 1 - тектонические швы первого порядка (а - взбросо-надвиги, б - сдвиги); 2 -типы мелкой трещиноватости: а - зоны, б - отдельные плоскости; 3 - дайки: гранодиорит-порфиров (а), порфиритов и микродио-риов (б); 4 - кварц-кальцит-баритовые жилы и прожилки; 5 - плоскости внутриразломного приоткрывания; 6-11 - виды стереопро-екций: 6 - пояса мелкой трещиноватости (а) и их оси Bi (б), 7 - кинематические вектора, 8 - вектора перемещения в плоскости разрыва, 9 - направления действия тектонических усилий: <т3 - сжатия, oj - растяжения; 10 - трещины отрыва, 11 - оси главных нормальных напряжений (ai - максимальные, <т2 - средние, аз - минимальные), 12 - сектора сжатия (а3) и растяжения (ai), 13 -изолинии плотности полюсов; 14 - золоторудные проявления. А-4 - полевой номер диаграммы; п - количество замеров структурных элементов. Проецирование произведено на верхнюю полусферу сетки Í.B. Вульфа
сфер. 1). При этом четыре из сколовых систем, имея северо-западное простирание, косо подходят к плоскости основного шва (см, рис. 4А), образуя эшелонированные тектонические структуры СБ-типа. В этих тектонитах плоскость С - это плоскость вязкого тектонического шва (шер-зоны), а плоскость 5 - это диагональные сколы или сланцеватость, находящиеся в шер-зоне, Пятая система (плоскости с мах №4) по отношению к главному шву имеет строго осепоперечное расположение (см. рис, 4Б, сфер. 2). В целом все пять систем таких оперяющих трещин хорошо вписываются 8 структуру куба деформирования (см. рис, 4Б).
Согласно теории, формирование подобных структур СБ-типа происходит в условиях высокой пластичности и интенсивного бокового сжатия горных пород [8,9]. В итоге в пределах зоны такого парного разлома повышенной пластичности образуется система Б-образных тектонических плоскостей, закономерно вы-полаживающихся при подходе к бортоограничивающим швам. Интересно то, что плоскости ожидаемых (расчетных) трещин отрыва СБ-структур совпадают с положением плоскостей даек гранодиорит-порфиров и микродиоритов, находящихся в пределах эшелонированной зоны, Выявленное обстоятельство позволяет увязать ориентировку дайковых систем с левосдвиго-вым парагенезом куба деформирования и датировать ее как время развития данного тектонического плана, а также уточнить направление основного вектора как левосторонний сбросо-сдвиг, происходивший при северо-восточном положении вектора тектонического сжатия (см, рис. 4А),
Статистическая обработка ориентировок кварц-кальцит-баритовых прожилков выявила их основную систему, имеющую аз.пад. 42° , ¿84° (см, рис. 4Б, сфер. 1), которая по ориентировке соответствует элементам залегания центрального интервала Б-образных кулис, т.е. плоскости №2 с аз.пад.43°, Z860 (см, рис. 4Б план и сфер. 2). Подобную ориентировку имеют и две известные кварц-баритовые жилы Баритового ру-допроявления. Тяготение кварц-баритовых жил к положению плоскостей сколовых кулис СБ-типа объясняется сменой в рудный этап северо-восточного сжатия обстановкой растяжения.
Наиболее отчетливо рудный тектонический план правого сдвига реставрируется по положению тектонических зеркал скольжения и поясам полюсов мелкой трещиноватости, фиксирующихся в дайках гранодирит-порфиров и в кварцевых жилах (см, рис. 4Б, сфер. 3).
В пострудный период, подвижки которого оцениваются по ориентировке «сухих» прямолинейных плоскостей, пересекающих плоскости минерализованных трещин, по Хойто-Гарганскому разлому удается распознать и слабопроявленный сдвиго-взбросовый тип перемещения. Реализация подобной подвижки была вызвана инверсией осей Ст1 и аг, осуществившейся при постоянном положении оси аз.
В неотектонический этап вновь устанавливается динамический режим левосторонних сдвиговых смещений по «хойтогарганскому» направлению и правосторонних - для зоны Контактовой, имевших место в лайковый этап развития структур Гарганского блока (см. рис, 4А, сфер. 1 и 2). Трещины отрыва этого этапа отличаются небольшими пустотными зияниями, которые нередко заполнены охристо-глинистой массой, а ско-ловые - наличием крупных плоскостей, секущих коренные обнажения. При большой площади эти плоскости практически не имеют отчетливо выраженных тектонических зеркал и борозд скольжения.
Итак, формирование «кроссинговых» сдвигов СЗ ориентировки скорее всего обусловлено не локальным, а, возможно, региональным полем напряжений субширотного сжатия, сменившегося несколько позднее планетарным субмеридиональным сжатием. Судя по возрасту даек микродиоритов, керсантитов и гранодиорт-порфиров, залечивающих отрывные системы трещин таких сдвиговых зон, а также и по кварц-кальцит-баритовым жилам с золотом, серебром, блеклыми рудами и, иногда, с ртутью (Баритовое, Водораздельное, Южное, Конгломератовое, Сагансарское) [1], временной интервал указанной тектонической перестройки и оруденения приходился на рубеж карбона-перми. К тому же известно, что подобные дайки хунды-гольского комплекса на Зун-Холбинском месторождении секут складчато-пластообразные тела золото-полисульфидного состава.
Локальные инъективные структуры
Локальными инъективными структурными элементами магматогенной природы являются развитые фрагментарно штоки магматических пород небольших размеров (1,5 х 2,0км), характеризующиеся определенными элементами прототектоники. Наиболее отчетливый радиально-концентрический структурный план имеет плагиогранитный шток сумсунурского комплекса (1?з), расположенный в верховьях р.Хойто-Гарган (рис. 5). В нем радиальные системы представлены серией даек гранодиорит-порфиров и микродиоритов, которые веерообразно расходятся из центра штока и рассматриваются в качестве заключительной (третьей) фазы магматизма этого комплекса.
Концентрический структурный план отчетливо проявляется в расположении дайкообразных тел микродиоритов, что характерно обычно для трещинно-кольцевых интрузий, формировавшихся в относительно малоглубинных условиях.
Нами внутренние протоструктуры гранитного штока изучались на трех площадках детальной документации, описание которых сопровождалось замерами мелкой трещиноватости (см. рис. 5, сфер. Д-8, Д-9 и Д-11), Полученные результаты показали, что имеющиеся в массиве планпараллельные структуры точно повторяют элементы залегания интрузивных контактов, На
1 ®><ч 3 х65
Рис. 5. Схема протоструктурных элементов гранитного штока в верховьях р. Хойто-Гарган: 1 - плагиограниты сумсунурского комплекса (первая фаза); 2 - дойки: а - гранодиорит-порфиров, б - микродиоритов (вторая фаза); 3 - план-параллельные структуры и элементы их залегания; 4 - контакты интрузивных тел (а - установленные, б - предполагаемые); 5 - элементы залегания геологических тел. Условные обозначения для стереограмм см. на рис. 4
структурных диаграммах это выражается в развитии главных максимумов полюсов мелких трещин, которые по своему положению совпадают с полюсом плоскости ближайшего интрузивного контакта этого штока. На диаграмме Д-8 (западный контакт штока) среднестатистическая проекция таких планпараллельных трещинных плоскостей (аз.пад. 265°, Z80o) субпараллельна контактовой поверхности (аз.пад. 290°, Z8Q°), установленной по геологическим данным. По положению кинематических векторов здесь устанавливается чисто сбросовый тип перемещения по плоскости данного интрузивного контакта, а по системе радиальных сколов, имеющих субширотное простирание - правосторонние сбросо-сдвиги. При этом тектоническое поле характеризуется субвертикальным сжатием, по-видимому, обусловленным давлением магматического очага.
На диаграмме Д-11 (северный контакт штока) наиболее оформленной является субширотная система мелких трещин, образующих на диаграмме отчетливый пояс полюсов. Ось В1 установленного пояса ложится на проекцию этого тектонизированного контакта штока, тем самым указывая на реализацию по нему (с учетом типа и положения кинематических векторов) сбросовых перемещений, Близкий тип перемещений фиксируется и по тектоническому нарушению, обрезающему северный контакт штока. Одинаковый кинематический тип развития перемещений по контакту штока и тектоническому нарушению объясняется господством здесь единого «сбросового» типа поля на-
пряжений (см. рис, 5, Д-11). Зафиксированная на изученной структурной площадке маломощная (3-5 см) кварц-кальцит-галенитовая жилка, располагающаяся согласно элементам тектонизированного контакта штока, наследует направление плоскости действия аза2, т.е. положение трещины отрыва. Данный факт наследования рудной жилой плоскостей тектонического рас-сланцевания и катаклаза указывает на несколько более позднее время ее формирования в связи с приот-крыванием этих тектонических швов как релаксационных трещин отрыва.
На диаграмме Д-9 (эндоконтакговая часть штока) превалирует пологонаклонная система трещин отдельности (аз.пад. 226°, ^8-22°), вероятнее всего совпадающая с положением эродированной части кровли этого штока. Наличие субширотного пояса полюсов трещин свидетельствует о реализации по таким поло-гонаклонным плоскостям незначительных по амплитуде правосдвиговых перемещений. Поле тектонических напряжений, как и в предыдущих вариантах диаграмм (Д-8 и Д-11), характеризуется субвертикальным положением сжимающих усилий, в данном случае субперпендикулярных кровле штока,
Всего на рассматриваемой диаграмме обособлены четыре максимума полюсов, три из которых образуют пояс СЗ простирания. В данном поясе два максимума (1 и 2) отвечают сопряженным сколам 1 и 2, а третий максимум (3) - плоскости трещины отрыва, т.е. направлению действия а3а2 (Д-9). Четвертый максимум
находится там, где располагается проекция оси с2. а среднестатистическая плоскость этого максимума соответствует типу трансформообразных трещин, занимающих плоскость действия а3а1 в модели куба деформирования,
В целом, несмотря на разнообразие, структурные рисунки, зафиксированные диаграммами, отражают локальные детали единого структурного парагенеза инъективного типа, Этот парагенез возник в едином поле субвертикальных напряжений, обусловленных поднятием рассматриваемого гранитного тела, Судя по пологому расположению в центре массива трещин тектонической отдельности, уровень эрозионного среза этого массива в настоящее время невелик (первые сотни метров). Вертикальные дайки, радиально секущие пологие первично-инъективные планпараллельные структуры и при контактовые зонки катаклаза указанного гранитного штока, следует рассматривать в качестве самостоятельной (третьей) фазы внедрения магматических продуктов глубинного очага плавления, Таким образом, структурная модель развития подобных штоков отвечает классической модели магматического инъецирования.
Выводы
На настоящей стадии исследования тектоники и золотоносности южной части Окинского мегасвода выявляются следующие особенности.
1. В строении мегасвода, формировавшегося в связи с плюмтектоническими процессами, намечаются ядро свода, промежуточная и периферическая зоны. Кольцевые структуры разных рангов отчетливо проявлены в ядерной части мегасвода, менее - в промежуточной и фрагментарно - в периферической. Развитие во внешней зоне двух указанных типов палеозойских структурных элементов (кольцевых и линейных), а также подновление ряда структур докембрийского фундамента, имевших многоэтапное формирование, предопределило весьма интенсивную дислокационную проработку территории и своеобразие тектонических структур. Во многом это и обусловило формирование различных структурных парагенезоз, с которыми в той или иной степени связана рудная минерализация.
2. Локальными рудоконтролирующими структурами периферической зоны мегасвода, изученными на примере Гарганской глыбы и ее обрамления, являются межблоковые дизъюнктивы, Обусловленные последними пликативные формы чаще всего являлись рудоконтролирующими. Характерно, что и тех, и других отличает длительность и многостадийность формирования. При этом развитие рассматриваемых структурных форм происходило в условиях высокой пластичности, обусловленной тектоническими движениями и интенсивным прогревом (до 300-700 градусов) рудовме-щающих толщ. На понижение прочности среды оказа-
ли влияние такие изменения пород, как березитизация, карбонатизация, лиственитизация и обуглероживание.
3. Золотое оруденение в разной степени проявлено во всех трех зонах Окинского мегасвода. Предварительный анализ его размещения показывает, что наиболее высокотемпературные минеральные ассоциации, имеющие редкометалльный уклон, тяготеют к ядерной и переходной зонам мегасвода (Хонченское). В периферической зоне более распространено золото-полисульфидное, золото-серебряное, золото-ртутное [1] и золото-баритовое оруденение полигенного типа (Конгломератовое, Южное, Сагансайрское). Это оруденение могло формироваться при неоднократных процессах ремобилизации и перераспределения золота из слабозолотоносных горных пород и первично-осадочных руд различных типов, Наиболее продуктивное оруденение сосредоточено именно в периферической зоне мегасвода. Намечается также, что проявления золота концентрируются в рудных зонах, приуроченных к наиболее тектонически проработанным и насыщенным магматическими образованиями участкам. Совокупность этих рудных зон образует, возможно, единый Тисса-Китойский рудный пояс. В его пределах золоторудная минерализация тяготеет либо к периферии жестких глыб (Гарганский парааллохтон) и межблоковым зонам содвижения (Самарта-Холбинская), либо к тектоническим узлам пересечения кольцевых и линейных разрывов (Хонченское рудное поле), Иногда золоторудная минерализация формируется в отдельных интервалах ряда крупных разрывных нарушений (Баритовое проявление в Хойто-Гарганском разломе). В неоаллохтонных глыбах (Хараталогойская и др.), формировавшихся как эрозионно-тектонические останцы, крупных проявлений золота пока не выявлено.
Библиографический список
1, Айриянц Е.В., Жмодик С.М., Миронов А,Г, Золотое оруденение в карбонатных отложениях юго-восточной части Восточного Саяно II Геология, геохимия и геофизика: Материалы Всероссийской научной конференции, посвященной 10-летию РФФИ РАН. - Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001, - С. 149-151.
2, Беличенко В.Г., Резницкий Л3„ Гелетий Н,К„ Бараш И,Г, Тувино-Монгольский массив и его восточное обрамление II Геология, геохимия и геофизика: Материалы Всероссийской научной конференции, посвященной 10-летию РФФИ РАН. - Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001. - С. 19-21,
3, Донская Т.В., Скляров Е.В., Васильев Е,П„ Гладкочуб Д.П., Столповский А,В, Шутхулайский комплекс метаморфического ядра II РФФИ в Сибирском регионе (земная кора и мантия), Иркутск: ИЗК СО РАН, 1995, - Т.2. - С, 34-36.
4, Золото Бурятии. - Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2000. -Кн, 1,- 464 с,
5, Кузмичев А,Б. Байкалиды Тувино-Монгольского массива: три этапа тектонической эволюции в позднем рифее -раннем палеозое //Тектоника неогея: общие региональные аспекты (материалы XXIV Тектонического совещания). - М.: ГЕОС, 2001 (3). - С. 341-345,
6, Лэтунов С.П., Семинский Ж,В., Корольков А.Т., Матвейчук А.А, Структурные условия формирования золоторудных столбов Зун-Холбинского месторождения (В.Саян) II Геология, поиски и разведка месторождений рудных полезных ископаемых, - Иркутск: ИрГТУ, 1998, - Вып. 22. - С. 87-101.
7, Летунов С,П., Корольков А.Т„ Агасеев В,Н, Тектонодина-мические особенности формирования структуры Пионерского золоторудного месторождения (В.Саян) II Генезис месторождений золота и методы добычи благородных металлов: Материалы Междунар. науч, конф. - Благовещенск: АмурКНИИ, ДВО РАН, 2001, - С. 1,66-168.
8, Методы структурного анализа полиметаморфических комплексов. /Мельников А,И, и др, - М.: Интермет Инжиниринг, 2001, - 160 с.
9, Родыгин А,И. Признаки направления смещения при деформации сдвига, - Томск: ТГУ, 1991, - 99 с,
10, Рощектаев ПА, Катюха Ю,П„ Рогачев А.М. и др., Основные черты стратиграфии юго-восточной части Восточного Саяна II Стратиграфия позднего докембрия и палеозоя Сибири, - Новосибирск, 1983, - С, 19-43,
11, Семинский Ж,В, Структурная организация и глубинное строение региональных золоторудных систем Саяно-Байкальского орогенного пояса, II Геологической службе Бурятии - 50 лет: Материалы регион, конф, - Улан-Удэ, 2003, - С. 11-13,
12. Семинский Ж,В, Лэтунов С.П., Корольков А,Т. Особенности геотектонического режима развития структур золоторудных месторождений Холбинской зоны смятия (В.Саян): Материалы Всеросс, конф, «Экологобезопасные технологии освоения недр Байкальского региона». - Улан-Удэ: БНЦ СО РАН, 2000, - С. 24-29.
13, Суг/рин А,Н, Геохимия гипербазитов Восточного Саяна, -Новосибирск: Наука, 1978, - 141 с.
14. Хаин Е.В„ Федотова А,А. Саяно-Монгольский и Байкальский сегменты активных окраин Палеоазиатского океана II Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (материалы научного совещания по Программе фундаментальных исследований). - Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. - С. 257-261,
А.Ю.Давыденко, Е.А.Руш
Применение метода главных компонент для изучения закономерностей распределения загрязняющих веществ в водных системах
Резкое сокращение с середины 90-х годов объемов производства в городах Иркутской области, сосредотачивающих основные отраслевые комплексы и народно-хозяйственные объекты, не привело к улучшению экологической обстановки в Ангарской промышленной зоне, Глобальный характер и сложные процессы антропогенных изменений окружающей среды ведут к обострению проблемы загрязнения окружающей среды и, в первую очередь, водных ресурсов. Наибольшее давление на природные среды оказывают предприятия химической и нефтехимической отраслей промышленности, машиностроительного и металлургического комплексов, сбрасывающих в водный бассейн р. Ангары значительные количества недостаточно очищенных и не очищенных сточных вод, содержащих высокотоксичные компоненты, Распространение и рассеяние в объектах окружающей среды токсичных веществ, в том числе ртути и ее соединений, приводит к формированию на территориях Ангарской промышленной зоны участков с аномально высокими концентрациями загрязняющих веществ, создает неблагополучную экологическую обстановку и отрицательно сказывается на здоровье населения.
Снижение уровня техногенного воздействия на водную среду Ангарского бассейна, являющегося основным источником питьевого и хозяйственного водоснабжения для большинства городов и промышленных центров Иркутской области, является одной из приоритетных задач обеспечения экологической безопасности, а от качества оценки фактического состояния водных объектов зависит эффективность разрабатываемых водоохранных технологий. В связи с созданием в России Бди-ной государственной системы экологического мониторинга особую значимость приобретает изучение пространственно-временных закономерностей процессов антропогенного и техногенного воздействий на окружающую среду. Решение этой задачи требует применения надежных, современных методов исследований и оценки природных сред, уровней антропогенной нагрузки, разработки комплексных критериев и современной методологии эффективного прогнозирования изменений экологической обстановки.
Комплексная оценка состояния объектов окружающей среды в условиях воздействия градообразующих отраслевых комплексов и прогнозирование распространения высокотоксичных загрязнений взводных средах при воздействии многих неявно выраженных факторов актуальна для многих участков акватории р. Ангары и Братского водохранилища в пределах Ангарской промышленной зоны. Проведенные в зоне влияния деятельности комбината «Усольехимпром» совместно с Институтом геохимии СО РАН мониторинговые гидрохимические исследования 2000-2001 гг. [4] позволяют с привлечением методов многомерного статистического анализа определить характер и особенности распределения ртути и ее соединений в
