CC BY
17
УДК 551.24.03. + 550.8
1 2 А.П.Кочнев , Р.Н. Иванова
Национальный исследовательский Иркутский государственный технический университет, 664074, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 83. ВЕРТИКАЛЬНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ ОЛЬХОНСКОГО РЕГИОНА
Разрез земной коры Ольхонского региона включает 4 термодинамические зоны: экзо-зона, эпизона, мезозона и катазоны. Структурный парагенезис каждого уровня характеризуется специфическим набором структурных форм, типом деформаций, степенью метаморфизма, деформированности пород и рудогенеза. Показаны особенности деструкции пород, характерные для разных уровней земной коры. На базе синтеза различных геологических и геофизических данных предложена модель вертикальной зональности континентальной земной коры. При наложении структурных парагенезисов усложняется металлогеническая зональность.
Ключевые слова: метаморфические породы, деформация, термодинамические зоны Библиограф 24 наз., Ил.1, Табл.1
А^. Kochnev, R.N. Ivanova
Nathaniel Scientifically Irkutsk State Technical University; 664074, Irkutsk, Lermontov st. 83. VERTICAL ZONING OF CONTINENTAL EARTH'S CRUST OF OLKHON REGION.
Section of earth's crust of Olkhon region include 4 thermodynamic zones: exozone, epizone, mesozone and katazone. The zones had individual parameter of pressure, of temperature, tip of deformaition, level metamorphism, deformaition, paragenesis of structures and origin of ore. It is shown character of destruction rocks on the difference level of earth's crust. Based on synthesis of different geological and geophysical date model of vertical zoning of continental earth's crust. If one paragenesis of structures lay on another, take place complication of metalogenetik zones.
Key words: metamorphic rocks, deformation, thermodynamic zones 24 sources. 1 figure. 1 tables
Геологическими предпосылками выделения разных термодинамических зон является смена в вертикальном разрезе земной коры структурных парагенезисов, отражающих разные глубины, условия метаморфизма и характер деформации их формирования [2, 4, 13, 22]. С этими геологическими условиями связаны особенности процессов формирования месторождений полезных ископаемых .
В вертикальном термодинамическом разрезе земной коры традиционно вслед за У. Грубенманом [6] выделяются эпизона, мезозона и катазона. Они различаются по морфологии, генезису, условиям образования складчатости, характеру разрывных нарушений, парагенезисом мелких структурных форм.
:Кочнев Анатолий Петрович, доктор геолого-минералогических наук, профессор, тел: (3952) 405349, e-mail: [email protected]
Kochnev Anatoliy Petrovich, a doctor of geological and mineralogical sciences, a professor, phone: (3952) 405349 (office), e-mail: [email protected]
2 Иванова Раиса Николаевна, кандидат геолого- минералогических наук, доцент, тел: (3952) 405349, e-mail: ivanova_rn@istu. edu
2 Ivanova Raisa Nikolaevna, a candidate of geological and mineralogical sciences, an associate professor of NS ISTU. 83 Lermontov St, Irkutsk, phone: (3952) 405349 (office), e-mail: [email protected] При этом отмечено неоднородное строение
эпизоны, внутри которой установлены две подзоны с разным реологическим типом течения.
Основной акцент при их разделении определяется влиянием состояния вмещающих толщ на условия протекания деформационных процессов [13]. Для верхней подзоны, представленной несцементированными осадочными горными породами характерна гидропластичность. В нижней подзоне литифицированных образований преобладает изгиб слоев.
Е.И Паталаха предполагает, что «переход от верхней к нижней эпизоне отмечен резким исчезновением первичной пористости осадков и соответственно, резким возрастанием вязкости». Напротив, в нижней эпизоне определяющим является процесс хрупкого разрушения. Отсюда напрашивается логичный вывод о выделении верхней части эпизоны в самостоятельное подразделение - экзозону.
Таким образом, на современном уровне целесообразно рассматривать четыре уровня термодинамического разреза земной коры.
Экзозона характеризуется складчатыми приразломными дислокациями нетектонического и неотектонического происхождения, образующимися в нели-тифицированных осадочных породах. В экзозоне основными геологическим процессами являются выветривание, денудация и аккумуляция осадков во впадинах, в основном в условиях водной и (в меньшей степени) воздушной среды седиментации, при тесном взаимодействии стратисферы, гидросферы, атмосферы и биосферы. Эк-зозона - это зона осадконакопления и начальной стадии диагенеза.
К экзозоне относятся водонасыщен-ные осадки морских и континентальных водоемов; грубообломочные образования чехла континентальных областей; обводненные рыхлые осадки зон многолетней мерзлоты; образования кор выветривания, эоловые и вулканические образования.
В рыхлых (нелитифицированных, насыщенных водой) осадках экзозоны формируются складки гидропластического течения, гравитационного оплывания, оползания, и, при начальных стадиях дегидратации, хрупкие разрывы, трещины. Образование сейсмодислокаций и связанных с ними тектонических трещин характерно для мерзлых осадков, и довольно часто наблюдается в грубообломочных отложениях [10]. В слаболитифицированных осадочных породах тектонические трещины являются отражением блоковой структуры основания, на котором происходит процесс осадконакопления.
В корах выветривания нарушение сплошности пород связанно с циркуляцией поверхностных и подземных вод.
Экзозональный структурный парагенезис включает в основном складки поперечного изгиба, связанные с погружением, разгрузкой от вышележащих толщ, обрушением, с провалами, вызванными деятельностью человека. Среди складок течения и волочения этой зоны наблюдаются подводнооползневые, наземнооползневые. Из других разновидностей в экзозоне образуются складки гляциодислокаций, складки связанные с неравномерным накоплением осадка, вулкано-
тектонические (первичного наклона в эффузивных толщах).
Разрывные нарушения в экзозоне практически отсутствуют во внутренних частях тектонических блоков, а в краевых частях формируются разломные зоны, представленные зонами дробления и тре-щиноватости.
Уровень метаморфизма осадков в экзозоне - нулевой. Экзозона отделяется от расположенной ниже эпизоны фронтом литификации.
Эпизона характеризуется уплотнением осадков, их литификацией, диагенезом и дегидратацией. Эпизональный тип тектоники характерен для платформенных и позднеорогенных комплексов, в которых преимущественным механизмом деформации является хрупко - пластичное изгиб-
ное течение [2]. Процессы течения и волочения в породах эпизоны формируют участки бескливажной шовной складчатости. Складки поперечного изгиба этой зоны - малоглубинные гравитационные, диа-пировые. Отраженная складчатость в эпи-зоне представлена флексурообразными, брахиформными и купольными складками. Процессы течения и волочения в породах эпизоны формируют участки бескливаж-ной шовной складчатости. Совокупность таких структурных форм определяет гер-манотипный стиль складчатости эпизоны.
Разрывные нарушения эпизоны представляют собой мощные, зачастую сложно построенные геологические тела, с явно выраженным магистральным швом и зоной деструкции. В целом разломы и сопровождающие их структуры (приразлом-ные складки, трещиноватость и др.) определяют общий линейный характер складчатости в зонах своего влияния.
Уровень метаморфизма пород в эпи-зоне практически нулевой, в глубоко погруженных блоках наблюдаются парагене-зисы цеолитовой стадии. Нижней границе эпизоны соответствует фронт кливаж а.
Ме з озона отличается широким развитием процесса кливажирования пород в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма. Ме-зозональный тип тектоники наиболее полно проявлен в геосинклинальных, коллизионных комплексах, где широко распространена альпинотипная складчатость приразломного смятия. Деформация пород мезозоны происходит в хрупко-вязких условиях. В мезозоне наиболее полно проявлена шовная складчатость приразломно-го ламинарного сдвигового течения и волочения. Складки изгиба мезозоны представлены среднеглубинными гравитационными, флексурообразными складками, S-образными присдвиговыми складками, образованными действием пары сил. В мезо-зоне наиболее полно проявлена шовная складчатость приразломного ламинарного сдвигового течения и волочения.
Хрупко-вязкие разрывные нарушения мезозоны сопровождаются зонами смятия,
зонами ламинарного сдвигового течения, волочения, которые определяют общий линейный характер складчатости в зонах своего влияния. Нижней границей мезозо-ны традиционно считается [13] фронт кристаллизационной сланцеватости.
Катазона характеризуется широким развитием кристаллизационной сланцеватости в породах амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, развитием процессов ультраметаморфизма, ана-тексиса и палингенеза. Складки изгиба ка-тазоны в целом представлены глубинно-гравитационными структурами куполов. Складки течения и волочения на уровне катазоны формируют в межкупольных зонах шовную складчатость течения, волочения. Катазональная складчатость характерна для полициклических комплексов основания с преимущественным развитием складчатости гравитационного всплывания или вертикального течения - сибиритип-ной и карелотипной.
Сибиритипный тектогенез выделен М.А. Усовым на основе изучения Алтайских горно-складчатых сооружений [18]. Для него характерно усложнение ранее сформированных складчатых образований, без предварительного "омолаживания" литосферы мощными осадочными толщами. От германотипного сибиритипная складчатость отличается интенсивностью дислокаций и особенно мощным развитием интрузивных процессов. Для карелотипной складчатости характерно сочетание разнообразных купольных структур, сложенных гранито-гнейсами, гнейсо-гранитами, чар-нокитами, эндербитами, мигматитами, и сложных, дисгармоничных разнообразных складок межкупольных зон. Разрывные нарушения катазоны исключительно вязкие. Это зоны течения собственно тектонического потока, нередко выполненные ультраметаморфическими магматитами.
Рассмотренные структурные параге-незисы (СП) разных зон можно считать типоморфными, первичными или условно прогрессивными - они формируются в условиях нарастания давления и темпера-
туры (РТ), отражая прогрессивную ветвь деформационных процессов
Изучение долгоживущих глубинных разломов показывает, что при выведении на современный уровень эрозионного среза пород, деформированных в глубинных условиях катазоны, обязательно происходит обратная смена РТ - от высоких ката-зональных до экзозональных, что проявляется в образовании новых СП, отвечающих условиям верхних термодинамических зон. Происходит последовательное наложение их на ранее сформированные более глубинные СП. Такое наложение характеризует регрессивную ветвь деформационных процессов, а вновь образующиеся СП могут быть названы вторичными, наложенными или регрессивными.
Возможно образование нескольких вариантов сочетаний разноглубинных СП. При этом необходимо учитывать тип первичных СП, скорость и градиент уровней поднятия блока земной коры.
Первичные СП с целью упрощения формализации обозначим условными аббревиатурами или порядковыми номерами: 1 - экзозональные СП (ЭзСП), 2 - эпизо-нальные СП (ЭпСП), 3 - мезозональные СП (МзСП), 4 - катазональные СП (КзСП).
В зависимости от скорости поднятия можно наметить 3 варианта - медленое, умеренно-быстрое или быстрое поднятие. В зависимости от градиента уровней поднятия блоков земной коры целесообразно рассматривать также три варианта - незначительный градиент (поднятие на один уровень), средний градиент (поднятие на 2
уровня) и большой градиент (поднятие на три уровня). При разных сочетаниях этих условий наложенные СП могут сформироваться полностью или частично. Теоретически в полевых условиях в зонах долго-живущих глубинных разломов можно наблюдать 4 первичных (типоморфных, прогрессивных) и до 10 вторичных (наложенных, регрессивных) СП (табл.).
Типоморфные первичные и вторичные структурные парагенезисы разных термодинамических уровней доступны для изучения в зонах долгоживущих глубинных разломов. Одним из таких разломов является участок Обручевского сброса в Приольхонье (Западное Прибайкалье), именуемый Приморским разломом. Данный разлом является прекрасным объектом для изучения результатов наложения структурных парагенезисов разных уровней друг на друга и влияния предшествующей истории деформации пород на характер их деструкции на поверхности. В разные этапы своего развития Приморский разлом относился сначала к группе вязких, затем хрупко-вязких и хрупких разрывов. Его формирование началось с раннего протерозоя и продолжается до настоящего времени. В раннем протерозое он действовал как сдвиго - взброс [23]. На момент формирования раннепалеозойского сдвигового парагенезиса движения по разлому реконструируются как левосдвиговые [8]. Анализ морфологии крупных и мелких приразломных складок и их шарниров, а также изучение комплекса будинажных структур приразломного пространства
Таблица
Типизация структурных парагенезисов
Первичные (про- Вторичные (наложенные, регрессивные) СП
грессивные) СП Градиент уровней поднятия
Незначи- Средний Большой
тельный медленное быстрое медленное умеренно-быстрое быстрое
1. Экзозональные ЭпСП+ЭзС МзСП+ЭпСП МзСП+ЭзСП КзСП+МзСП КзСП+ЭпСП КзСП+ЭзС
СП П +ЭзСП =31 +ЭпСП+ЭзСП +ЭзСП П
(ЭзСП) =21 =321 =4321 =421 =41
2. Эпизональные МзСП+ЭпС КзСП+МзСП КзСП+ЭпСП
СП П +ЭпСП =42
(ЭпСП) =32 =432
3. Мезозональ- КзСП+МзС
ные СП П
(МзСП) =43
4. Катазональные СП КзСП
показали, что на этапе перехода от пластичной деформации к образованию хруп-копластичных структур движения в зоне Приморского разлома являлись генератором левосдвиговых, сдвиго-взбросовых складчатых деформаций [17]. Изучение трещиноватости, зеркал и борозд скольжения свидетельствует, что в кайнозойское время по Приморскому и оперяющим его разломам происходили лево- и правосторонние сдвиго-сбросовые движения [15, 17, 21, 23]. В ходе тектонических процессов в середине зоны деструкции был образован крупный, ярко выраженный смести-тель - Приморский разлом, состоящий из серии ранее сформированных взбросовых нарушений и мелких разломов ориентации близкой с главным сместителем.
По характеру состояния вещества, вовлеченного в процесс деструкции, в пределах зоны влияния данного разлома отчетливо выделяются структурные параге-незисы всех термодинамических уровней. Катазональный парагенезис представлен вязкими разрывами, фиксирующимися зонами милонитизации, бластомилонитиза-ции. Среди них преобладают субвертикальные нарушения, которые представляют собой продольные разрывы, ориентированные параллельно основному смести-телю современного Приморского разлома и раннепалеозойской шовной коллизионной зоне [14, 19]. Большинством исследователей они определены как вязкие синме-таморфические бластомилонитовые швы сдвигового характера. Они имеют северовосточное простирание и субвертикальное положение сместителей, часто выполнены телами синметаморфических пегматитов, гранит-пегматитов.
Структурный парагенезис мезозоны составляют хрупко-вязкие, хрупкие разрывы, кливаж. В системах трещин мезозо-нального типа часто можно наблюдать мелкие прожилки (менее 1 см) и довольно крупные жилы низкотемпературного гидротермального кварца мощностью до 1520 см.
Комплекс структур эпизоны представлен хрупкими продольными и поперечными разрывами. Продольные разрывы, почти параллельные главному смести-телю Приморского разлома, рассекают участок на ряд узких блоков северовосточного простирания, образующих ступенчатую структуру. Наиболее крупные поперечные разрывы северо-западного простирания участвуют в формировании второстепенных долин.
Структурный парагенезис экзозоны представлен системами экзогенной трещи-новатости. Наиболее часто встречаются трещины, параллельные господствующему северо-восточному простиранию пород. Также наблюдаются системы северозападных трещин. Форма трещин самая разнообразная: от прямых до ломаных, неровных и даже изогнутых. По степени раскрытия отмечены трещины всех типов: скрытые, закрытые и открытые. Трещины разделяют породы на блоки, линзы разных размеров.
В связи с изучением комплекса наложенных структур были проведены исследования габитуса и толщины микролито-нов. Под микролитонами подразумеваются доступные для непосредственного наблюдения в обнажениях макролинзы, пластины и плитки, на которые разделены породы плоскостями кливажа. Результаты проведенных исследований [7] показывают, что экспоненциальный характер зависимости толщины микролитонов от степени деформированности, ранее установленный Е.И. Паталахой и др. [13] для зеленослан-цевого комплекса пород фанерозойских складчатых сооружений Казахстана, сохраняется и для интенсивно метаморфизо-ванных пород других регионов:
1/х
у = к е ,
где: у - степень деформированности, к - константа, х - толщина микролитонов.
Разброс значений толщины микроли-тонов в породах вблизи Приморского разлома изменяется от 0.1 см до 16.0 см. Это
и
eö
К1
К S
Ю К2
iy
4 М
Vp км/с
0 5.7
фронт кливажа
10
фронт кристаллизационной
сланцеватости
20
30
40
50
6.4 6.8
6.8
8.2
зкзо-и эпизона
мезозона?
#
а
о.
(D X О го го ь fü
Верхняя подзона
нижняя подзона
¡5
Z
I
о
X
ь
S X Л
а
! 1 5°
Рис. Сопоставление сейсмического разреза и термодинамических зон земной коры континентального типа: обобщенные данные по глубине залегания основных сейсмических границ Конрада (К1, К2), поверхности Мохоровичича (М) приведены по Н.И. Кристенсену, В.Д. Мунею, 1995, В.Е.Хайну, М.Г.Ломизе, 2005 и др.; Ур - скорость прохождения продольных сейсмических волн
несколько больше по сравнению с результатами изучения пород зеленосланцевой фации метаморфизма Казахстана, для которых этот интервал укладывается от 0.7 см до 10.0 см.
Для всех типов пород, в соответствии с классификацией [24], характерна сглаженная трещинная сланцеватость с полной ориентировкой зерен минералов внутри микролитонов. Наблюдается отчетливое удлинение крупных минеральных зерен, директивное расположение их длинных осей. В наиболее деформированных разностях пород фиксируется тонкая проникающая сланцеватость, для которой характерно параллельное залегание всех зерен. Как следствие, на макро уровне габитус микролитонов в изученной выборке изменяется от грубо-линзовидной, грубо-плитчатой до тонкопластинчатой.
Толщины микролитонов амфиболитов от 2-3 до 16-20 см. Для сланцев
наблюдаются наиболее тонкие формы от 0.2 до 5.0 - 7.0, реже 12-15 см при хорошей выдержанности толщины микролитона на значительные расстояния (первые десятки метров и сотни метров) по простиранию слоев. Группа мраморов занимает несколько обособленное положение. Для нее характерны линзовидные и грубо пластинчатые формы, толщина микролитонов изменяется от 0.7 до 10-15 см.
Максимальная толщина микролито-нов характерна для группы гнейсов, гней-со-гранитов, гранито-гнейсов от 2-5 см до 20-30 см и пегматитов 2-5 до 15-20 см.
Данные изучения габитуса и толщины микролитонов пород полициклического комплекса Приольхонья, позволяют сделать вывод о том, что характер процессов деструкции пород в эпизоне зависит от предшествовавших деформационных преобразований на более глубоких горизонтах.
Просматривается следующая закономерность в интенсивности разрушения пород в зависимости от истории их деформации на разных термодинамических уровнях. Наиболее устойчивыми к процессам деструкции в верхних частях земной коры оказываются породы, ранее деформированные на уровне катазоны. Вязко - пластичная и пластичная деформация этого уровня и преобразование внутренней структуры пород на гране расплавления или в полурасплавленном состоянии оставляет свой неизгладимый след.
Проявляется это в том, что при выведении в верхние уровни земной коры породы оказываются менее подвержены разрушению. Они ведут себя аналогично настоящим магматитам.
По всей видимости, это связанно с изменением структуры породы при высоком давлении и температуре с образованием плотной упаковки, как на уровне кристаллической решетки минеральных агрегатов, слагающих породу, так и на наиболее плотном расположении самих минералов. В зоне разрывного нарушения, развивающегося в катазоне, к этому добавляется максимальная линеаризация в направлении перпендикулярном преобладающему сжатию, увеличивающая прочностные свойства породы.
Максимально интенсивно на уровне экзозоны разрушаются породы, прошедшие деформацию в хрупко-пластичной среде мезозоны. Даже в залеченных кварцем разрывах образуются максимально тонкие микролитоны в 1 мм и менее. Наиболее ослабленными оказываются при выветривании плоскости кливажа, сформированные в мезозоне при образовании приразломных складок скалывания или кливажного течения. Промежуточное положение занимают породы, преобразованные на уровне эпизоны - они подвержены формированию блоковых, линзовидно-блоковых структур.
В целом для изученного объекта характерно полное развитие парагенезиса катазоны, частичное - развитие структур мезозоны (редкие жильные образования).
Из структур мезозонального парагенезиса отчетливо и повсеместно проявлен только кливаж. Структуры эпи- и экзозоны развиты отчетливо.
Анализируя характер наложенных структур, можно предполагать достаточно быстрый подъем данного блока земной коры на уровень современного эрозионного среза, по типу 421 (см. табл.).
Выделение в вертикальном разрезе разных термодинамических зон предполагает также обязательное использование данных геофизических исследований. Геофизические модели вертикальной зональности земной коры связаны с наличием поверхностей Конрада (К1, К2), Мохо-ровичича (М) и др., которые достаточно успешно изучаются как отдельными геофизическими методами (ГСЗ, МТЗ, сей-смотомография, гравиразведка), так и путем комплексирования различных методов.
Физическая природа выявленной неоднородности земной коры трактуется по-разному. Можно выделить несколько способов интерпретации изменения физических свойств пород земной коры и наличие достаточно четких разделов между зонами:
- изменение состава пород с глубиной;
- новые свойства пород при термодинамических изменениях (фазовые переходы);
- различный характер напряженного состояния горных пород.
Вполне вероятно, что в природе на горные породы могут одновременно действовать факторы из разных групп.
На основе обобщения данных сейсмического разреза континентальной земной коры (как наиболее полно изученного) и анализа структурно-вещественных комплексов [3, 4, 5, 9] предлагается следующая модель соотношения физических границ и термодинамических зон (рис.).
Объединенным экзо- и эпизоне соответствует интервал скоростей продольных волн < 5,7 км/с. Разделить в масштабе данной модели эти зоны достаточно сложно, хотя по способу протекания деформаций и условиям метаморфизма эти зоны несомненно должны рассматриваться отдельно.
Мезозоне соответствует интервал со скоростями продольных волн от 5,7 до 6,4 км/с. Граница между мезозоной и катазо-ной соответствует поверхности К 1, ниже которой скорость прохождения продольных волн увеличивается до 6,8 км/с.
Катазона ограничена сверху поверхностью К1, с которой совпадает фронт кристаллизационной сланцеватости, нижняя граница катазоны поверхность К2 (Рис.).
Интервал, заключенный между поверхностями К1 и К2 должен быть сложен более легкими породами, чем интервал между поверхностями К2 и Мохо. Ранее В.В. Белоусовым и другими исследователями предполагалось, что именно нижний слой земной коры сложен более метамор-физованными и более основными по составу породами, которые представляют собой гранулит-базитовый слой.
В этой связи при четком разграничении структурных парагенезисов, которые соответствуют разным слоям, в составе катазоны можно выделить две подзоны -нижнюю и верхнюю.
Изучение пород катазоны, выведенных на современный уровень эрозионного среза, показывает, что здесь наблюдаются как кислые, так и основные и смешанные типы вещественных комплексов.
Так, в Приольхонье детально закар-тирован и изучен метаморфический мин-глинг, в результате которого происходило внедрение вещества мантии в виде тел ба-зитов в матрикс синметаморфических гранитов [19].
Весь структурно-вещественный комплекс Приольхонья позволяет достаточно подробно изучать парагенезисы всех термодинамических зон, хотя наибольшее распространение по площади и в разрезе имеют образования катазоны и наложенные на них хрупкие структуры эпизоны (трещиноватость). Парагенезис мезозоны преимущественно проявлен в виде развития кливажа в породах и наличие ряда участков с более низкой степенью метаморфизма пород (Ангинская серия).
Последовательная площадная смена зон метаморфизма данной территории
объясняется наличием покровных пластин коллизионной системы, вскрытых эрозионным срезом на разных глубинных уровнях [14]. Предполагается, что весь этот комплекс сформировался на глубинах 1225 км [16], что в целом согласуется с предложенной моделью (см. рис. ).
Обычные гнейсово-купольные структуры в верхних частях представлены более кислыми, а соответственно и легкими разностями пород. На более глубоком уровне при формировании купольных структур остается основное, тяжелое, тугоплавкое вещество. Сочетание пород существенно гранитного состава с основными и ультраосновными магматическими образованиями значительно утяжеляет земную кору и может четко отражаться в физических свойствах, что, по нашему мнению, проявлено в существовании промежуточной поверхности К2 и других промежуточных границ, которые наблюдаются во многих геофизических разрезах в разных регионах [1, 3, 5, 9, 20]. Кроме того, промежуточные границы могут быть созданы наличием пластовых тел основных магматических пород, которые в изученном районе отчетливо установлены [11, 12].
Выявленная вертикальная зональность земной коры областей динамического влияния разломов часто картируется как их латеральная зональность. Это может быть связанно с изменением направлений фронта основных тектонических преобразований относительно положения современного уровня эрозионного среза доступного для изучения. Также определенную роль играет тип рельефа и степень его расчлененности. Данные вопросы нами пока изучены недостаточно.
Структурно-вещественные комплексы разных зон характеризуются специфическим набором полезных ископаемых: в экзозоне доминируют россыпные месторождения и месторождения кор выветривания, в эпизоне - осадочные и инфиль-трационно-осадочные, в мезозоне - магматические и постмагматические, в катазоне - метаморфические и метаморфогенные.
При наложении вторичных СП на первичные соответственно усложняется и
минерагеническая нагрузка глубинных зон - наряду с характерными для отдельных зон полезными ископаемыми могут появиться проявления нетипичного орудене-ния.
В результате картируемая минерагеническая зональность должна рассматриваться как синтез процесса рудогенеза разных зон и этапов активизации.
Библиографический список
1. Борисов С.О. Глубинные термодинамические условия и динамика коры Средней Азии. - Ташкент: Изд-во Фан, 1988. - 96 с.
2. Вигинский В.А., Громин В.И., Чаицкий В.П. Тектонофациальный анализ эпизоны. // Геоинформмарк.- Москва, 1999. -45 с.
3. Вольфский Б.С. Вероятные Геофизические модели земной коры крупнейших структур Средней Азии. М.: Наука, 1991. - 200 с.
4. Вотах О.А., Чабан Н.Н., Сизых В.И. и др. Физико-химический принцип структурного анализа земной коры. -Новосибирск, 1993. - 35. .
5. Гравитационная модель коры и верхней мантии Земли. - Киев: Наук. Думка, 1979. - 248 с.
6. Грубенман У., Ниггли П. Метаморфизм горных пород. Общая часть. - М.-Л., 1933.
7. Иванова Р.Н. Характеристика микроли-тонов метаморфических пород Приоль-хонья по результатам тектонофациаль-ного анализа // Строение литосферы и геодинамика: Материалы XIX всероссийской молодежной конференции. -Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001. - С. 3435.
8. Кацура И.К., Федоровский В.С. Главная сдвиговая зона коллизионной системы каледонид Ольхонского региона (Западное Прибайкалье). // Доклады РАН. 1996. - Т. 351. № 5. - С. 661 - 666.
9. Копылов М.И. Комплексные геолого-геофизические модели литосферы юга Дальнего Востока.// Актуальные про-
блемы геологии и геофизики. Том 2. Ташкент, Изд. «Фан», 2007. С 42-45.
10. Лунина О.В., Гладков А.С., Неверов Н.Н. Рифтовые впадины Прибайкалья: тектоническое строение и история развития - Новосибирск: Академ. издательство «Гео», 2009. - 316 с.
11. Мехоношин А.С., Колотилина Т.Б., Ор-соев Д.А. Базит - ультрабазитовые комплексы зоны сочленения Центрально-Азиатского складчатого пояса и Сибирского кратона. / Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы научного совещания (Иркутск, 20-23 октября 2003 г.). - Иркутск: Издательство Института географии СО РАН,2003. - С. 174 - 177.
12. Новоселова М.Р., Турутанов Е.Х. Морфология габброидных массивов и масштабы основного магматизма в При-ольхонье. // Геология и геофизика. -1982. - № 6. - С.46 - 53.
13. Паталаха Е.И. Тектонофациальный анализ складчатых сооружений фанерозоя (обоснование, методика, приложение). -М.: Недра, 1985. - 169 с.
14. Розен О.М., Федоровский В.С. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем). - М.: Научный мир. (Тр. ГИН РАН. Вып. 545). - 2001. - 188 с.
15. Семинский К.Ж., Гладков А.С. Особенности деформации земной коры на периферии Байкальской зоны деструкции. // Геология и геофизика. - 1997. -Т. 38, № 9. - С. 1512 - 1519.
16. Сковитина Т.М., Федоровский В.С. Раннепалеозоиские коллизионные структуры в современном рельефе Ольхонского региона (Байкальская рифтовая система). // Геология и геофизика, - 2008, - Т.48, № 9, - С. 903 -915
17. Смолянский Е.Н., Попов Ю.Г., Кочнев А.П., Гончар Г.А. Основные черты геологического строения Мухор - Кучел-гинского участка (Приольхонье, Зап. Прибайкалье). / Геолого-
геоморфологические особенности месторождений полезных ископаемых./ Сб. докл. - Иркутск: ИПИ, 1990. - С. 3 -14.
18. Усов М.А. Структурная геология. - МЛ.: Государственное издательство геологической литературы, 1940. - 135 с.
19. Федоровский В.С. Геолого-структурные индикаторы коллапса коллизионной системы каледонид западного Прибайкалья. // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатскго подвижного пояса (от континента к океану): Материалы научного совещания (Иркутск, 20-23 октября 2003 г.).- Иркутск: Изд-во Института географии СО РАН, 2003. С. 254 - 257
20. Хайн В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. - М.: КДУ, 2005. - 560 с.
21. Черемных А.В., Марковцева О.В. Тре-щиноватость и напряженное состояни-ев в зоне Приморского сброса (Западное Прибайкалье). - Известия Сибирского отделения секции наук о земле РАЕН. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. Вып. 4 (30) -Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2007. - С. 79 -77.
22. Шерман С.И. Методика изучения и анализа количественных параметров разломов литосферы. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2002.-60 с.
23. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борня-ков С.А. и др. Разломообразование в литосфере: Зоны сдвига. - Новосибирск: Наука, 1991. - 261 с.
24. Passchier C.W., Trouw R.A.J. Mikrotec-tonics. - Berlin, Springer, 1996. - 298. p.
Рецензент: кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник Института Земной Коры СО РАН А.В. Черемных
