Е.П.Васильев, В.Н.Вишняков, Л.З.Резницкий

Слюдянский район находится у юго-западной оконечности озера Байкал, в зоне сочленения Саяно-Байкальского складчатого пояса и Шарыжалгайского краевого выступа фундамента Сибирской платформы. Границей раздела этих геоструктур является Главный Саянский глубинный разлом.

Богатая минералогия месторождений флогопита, лазурита, гранитных пегматитов и своеобразное геологическое строение издавна привлекали внимание геологов к этому району. Важную роль в понимании его геологического строения имели работы И.Д.Черского, С.С.Смирнова, А.Е.Ферсмана, Д.С.Коржинского, П.П.Пилипенко, А.И.Сулоева, П.В.Калинина, Н.Т.Чулкова, Е.П.Чуйкиной, Ф.В.Кузнецовой, П.И.Налетова, Б.М.Роненсона, А.А.Шафеева и ряда других исследователей. В настоящем очерке использованы как материалы предыдущих исследователей, так и новые данные, полученные в ходе исследований и детальных геологосъемочных работ последних лет.

Стратиграфия

В строении Слгодянского района основную роль играют глубоко-метаморфизованные отложения верхнего архея и нижнего протерозоя, представленные соответственно слюдянской и хангарульской сериями. Между ними установлено угловое стратиграфическое несогласие. С северо-востока обе серии отделены от области развития раннеархейских образований Шарыжалгайского выступа Главным Саянским разломом.

Слюдянская серия имеет среднюю мощность 6300 м, из которых 61% составляют мраморы, 16% - роговообманково-пироксеновые кристаллосланцы, 16% - биотитовые гнейсы, 7% - кварц-диопсвдовые породы. Эти главные типы пород включают следующие разновидности.

1. Мраморы: кальцитовые, доломит-кальцитовые, кальцит-доломитовые, доломитовые с переменным содержанием кварца, диопсида,тремолита, волластонита, графита - в существенно известковых разновидностях; форстерита, шпинели, флогопита, диопсида, тремолита, брусита, графита - в существенно магнезиальных разновидностях.

2. Кристалле сланцы: роговообманковые, пироксен-роговообманковые, роговообманково-пироксеновые, пироксеновые, двупироксеновые, скаполит-пироксеновые, кальцит-пироксеновые (скаполит).

3. Гнейсы: лейкократовые кварцитовидные, биотитовые, графит-биотитовые, гранат-биотитовые (графит), биотит-силлиманитовые (графит, гранат), биотит-кордиеритовые (графит, гранат, силлиманит), биотит-кордиерит-гиперстеновые (гранат, силлиманит), био-тит-гиперстеновые (гранат), биотит-гиперстен-диопсидовые.

4. Кварц-диопсидовые породы: кальцит-диопсидовые, диопсидовые, кальцит-кварц-диопсидовые, кварц-диопсидовые, кварцевые; иногда содержат значительную примесь апатита. С этой группой тесно ассоциируют в разрезе кальцит-волластонитовые и кварц-волластонитовые породы, имеющие локальное распространение.

В разрезе серии главные типы пород образуют закономерное ритмично-цикличное переслаивание. Мощность отдельных пластов колеблется от первых метров до первых сотен метров. Как правило, в одном пласте сочетаются несколько близких разновидностей пород данного типа.

По количественному соотношению в разрезе главных типов пород слюдянская серия разделена на две свиты (снизу): култукскую, карбонатно-алюмосиликатную, мощностью 2900 м, и перевальную, существенно карбонатную (3400 м). В култукской свите мраморы составляют 4.1% от ее мощности, а в перевальной свите - 78%.

Хангарульская серия залегает на слюдянской серии с угловым стратиграфическим несогласием, поверхность которого при следовании в северо-западном направлении перекрывает все более нижние уровни перевальной свиты, а затем и часть верхней подсвиты култукской свиты. Мощность размытой части разреза составляет не менее 3000 м.

Из общей мощности разреза хангарульской серии (3900 м) 22% составляют мраморы, 24% - кристаллосланцы и гнейсы диопсидовые, 54% - гнейсы биотитовые. Мраморы и гнейсы биотитовые представлены в основном теми же разновидностями, что и в слюдянской серии. Группа кристаллосланцев и гнейсов диопсидовых, характерная только для хангарульской серии, включает следующие разновидности: кристаллосланцы диопсидовые, гнейсы диопсидовые, кальцифиры диопсидовые. Нередко они содержат волластонит (до 40%).

В составе серии четко выделяются две свиты. Нижняя, харагольская, свита мощностью в среднем 1200 м на 75% сложена кристалло-сланцами и гнейсами диопсидовыми; гнейсы биотитовые и мраморы составляют соответственно 10 и 15%.

В составе безымянской свиты (мощность 2700 м) основную роль играют биотитовые гнейсы (74%) и мраморы (25%). Среди гнейсов преобладают глиноземистые разновидности, а мраморы большей частью высокомагнезиальные.

В составе обеих свит присутствуют горизонты марганцевых пород мощностью от 5 до 12 м, включающих гондиты, спессартиновые кварциты, родонитовые кристаллосланцы, диопсидовые кристаллосланцы и гнейсы с марганцевым волластонитом или бустамитом, мраморы и кальцифиры с минералами бустамит-волластонитового ряда и марганцевым гроссуляром.

Спектр магматических пород Слюдянского района достаточно широк, но степень насыщенности ими метаморфической толщи в целом незначительная. Выделяется несколько групп или комплексов магматических пород, которые характеризуются ниже в возрастной последовательности (от древних к более молодым).

1. Гранито-гнейсы и чарнокиты китойского комплекса. Это древнейшие из достоверно установленных магматических пород. Обычно образуют пластовые тела небольшой мощности, весьма различные по внутреннему строению. В зоне гранулитовой фации метаморфизма эти граниты часто содержат типоморфный чарнокитовый парагенезис: гипер-стен - кварц - антипертитовый плагиоклаз или оба полевых пшата.

2. Базиты и ультрабазиты. Основную массу пород группы составляют габброиды и близкие к ним петротипы, образующие небольшие конформные со структурой толщи тела. В большинстве они испытали сильную постконсолидационную структурно-метаморфическую перестройку, приобрели бластические структуры, грубую гнейсовидность. Среди них преобладают амфиболиты и амфиболизированные габбро. Кроме того, встречаются разнообразные дайковые породы - метабазиты, упоминаемые различными исследователями как лампрофиры, габбро-диабазы, микрогаббро и т.п. Дайковые породы также сильно метаморфизованы и в большинстве представлены плагиоамфиболитами.

3. Щелочные породы. Основную массу этих пород составляют сиениты, образующие крупный Мало-Быстринский массив в западной части площади. Среди них преобладают щелочные разности, состоящие из микроклин-пертита, альбита, эгирин-авгита. Из дайково-жильных щелочных пород наиболее интересны так называемые "монцониты". Они широко распространены на флогопитовых месторождениях в виде мощных (до 100 м) протяженных даек. В составе даек участвуют мелкозернистые сиениты щелочного и известково-щелочного типов, собственно монцониты и меланократовые сиениты. Среди последних нередки породы, близкие сиенитовым лампрофирам типа вогезитов и минетта-вогезитов.

4. Гранит-пегматиты и пегматиты слюдянского типа. Это близкие к аляскитам породы, часто обладающие грубозернистой (ортотектитовой) структурой с обильным развитием микропегматитовых сростков и шлировидных пегматоидных обособлении. С ними ассоциируют и собственно пегматиты простого состава, образующие крупные жилообраз-ные выделения в гранит-пегматитах и обособленные жилы. Преобладают субщелочные микроклин-пертитовые и плагио-микроклиновые разности с клинопироксеном и сфеном (если вмещающие породы представлены мраморами и кристаллосланцами) или биотитом (в полях биотитовых гнейсов). Микроклин-плагиоклазовые и существенно плагиоклазовые гранит-пегматиты распространены незначительно.

5. Граниты саянского комплекса. Это мелко- и среднезернистые часто порфировидные амфиболовые, биотит-амфиболовые и двуслюдяные граниты, которые образуют обширные поля (батолиты) к юго-западу от рассматриваемой территории. Прилагаемая карта (рис.1) включает краевую часть одного из таких полей. Саянские граниты не встречены в области развития гранит-пегматитов слюдянского типа, от которых они отличаются не только по составу и структуре, но и по характеру контактового воздействия на вмещающие породы. Гнейсы безымянской свиты в ореоле гранитов мусковитизированы и фибролитизированы, что совершенно не свойственно гранит-пегматитам слюдянского типа.

6. Редкоземельные пегматиты. В последние годы установлен пост-флогопитовый возраст некоторых типов пегматитов района, ранее считавшихся более древними. В частности, к этой группе относятся пегматиты с редкоземельной минерализацией, постоянно привлекавшие внимание исследователей. Еще в начале века они изучались Радиевой экспедицией Академии наук с участием В.И. Вернадского. Наиболее распространенным редкоземельным минералом пегматитов является ортит, отмечались также фергусонит, бетафит.

К этой ке группе относятся амазонитовые пегматиты и недавно обнаруженные везувиансодержащие жилы. Заметим, что постфлогопитовые пегматиты - единственный в районе тип пород, для которых достоверно установлен абсолютный возраст. Проводившиеся в разные годы и разными исследователями определения свинцовыми и уран-свинцовыми методами по акцессорным минералам дали близкие результаты: 500-600 млн.лет.

7. Базальты неогеновые. Относятся к трахибазальтовой формации и представлены останцами покровов, некками и многочисленными лайками. В базальтах некков обнаружены ксенолиты глубинных ультраосновных пород - пироксенитов и лерцолитов.

Метаморфизм

Докембрийские толщи Слюдянского района испытали глубокий метаморфизм, достигающий высших субфаций гранулитовой фации. Большая часть его территории относится к зоне стабильного распространения гиперстеновых парагенезисов, включая и критические "гранулитовые" ассоциации: гиперстен-кордиерит-калишпатовую, гиперстен-гранат-калишпатовую, двупироксен-двуполевошпатовую. Оценка температур метаморфизма для этой зоны по кальцит-доломитовому геотермометру показывает высокие значения - 800-820°. Близкие цифры определяются по двупироксеновому и роговообманково-клинопироксеноэому равновесиям. В основном же оценки равновесных температур по сосуществующим железо-магнезиальным минералам более низкие. Ориентировочные определения давления по гранат-гиперстеновому геобарометру дают очень стабильные значения: (8-9 кбар). Близкие результаты (от 8 до 12 кбар) получены по углекислотным включениям в кварце из кварц-диопсидовых пород.

В зоне, непосредственно прилегающей к гиперстеновой, степень метаморфизма также довольно высокая, отвечающая граничным условиям амфиболитовой и гранулитовой фаций. Устойчивыми парагенезисами здесь являются: в метапедитах гранат-кордиерит-калишпат-биотит, в магнезиальных мраморах доломит-форстерит-флогопит-шпинель. Оценки палеотемператур показывают значения в среднем на 50-100° ниже, чем для гиперстеновой зоны.

Слюдянский гранулитовый комплекс долгое время считался классическим представителем глубинных безволластонитовых комплексов, пока в 1971 г. здесь не были обнаружены метаморфические волластонитовне породы. Последующие исследования выявили разнообразие и широкое площадное развитие волластонитовых парагенезисов, а также определенные закономерности их локализации. В результате оказалось возможным расчленить гранулитовую фацию на субфации по давлению и парциальному давлению углекислоты: волластонитовую и кварц-кальцитовую. В поле последней волластонит в кремнисто-карбонатных породах не обнаружен, несмотря на детальные специальные поиски.

В поле волластонитовой субфации, включающем также и прилегающую с юга безгиперстеновую зону, присутствуют как волластонитовые, так и кварц-кальцитовые парагенезисы, локализация которых контролируется структурными факторами. В пределах поля соотношения Т - Pg - Pgo были в целом близки граничным условиям образования волластонита, в отличие от поля кварц-кальцитовой субфации.

Процессы ультраметаморфизма и высокотемпературного диафтореза проявились в районе слабо и в целом не привели к существенной перестройке парагенезисов этапа прогрессивного метаморфизма. В этом отношении слюдянский гранулитовый комплекс резко отличается от прилегающей шарыжалгайской толщи, где мигматиты, гранито-гнейсы и ультраметагенные граниты занимают обширные поля. Более четко наложенные процессы регрессивной стадии метаморфизма фиксируются по посткристаллиэационным преобразованиям разновозрастных магматических пород.

Наиболее значимые процессы локального метаморфизма (метасоматоза) связаны со становлением формации абиссальных магнезиальных скарнов (преимущественно постмагматических), к которой принадлежат флогопитовые и лазуритовые месторождения. Поля развития магнезиальных скарнов обычно совпадают с участками максимальной концентрации тел гранит-пегматитов слюдянского типа, вследствие близости их по времени образования и контролирующим структурам. Так, крупнейшее центральное поле, где расположено большинство флогопитовых месторождений, контролируется сложной антиформной структурой, к сводовой части которой приурочено и наиболее крупное скопление гранит-пегматитов.

Постмагматические магнезиальные скарны района относятся преимущественно к нормальному (флогопитовому) типу щелочности, значительно реже - к фациям высокой щелочности (лазуритовые метасоматиты).

В последние годы выяснилось, что кроме магнезиальных скарнов в районе достаточно широко развиты разнообразные известковые скарны, большей частью связанные с постфлогопитовыми пегматитами. Это прежде всего собственно экзоконтактовые оторочки пегматитовых тел (эпидозиты); гроссуллр-эпидотовые скарны, развитые на флогопитовых месторождениях (нередко по магнезиальным скарнам); ферросалит-андрадитовые скарны, встречающиеся в районе месторождения мраморов Перевал; гранат-везувиановые контактовые скарны на Мало-Быстринском месторождении лазурита; гроссуляр-волластонитовые и кварц-полевошпат-гроссуляровые скарны Слюдянского (Асямовского) месторождения волластонита. К этой же возрастной группе предположительно отнесены клинопироксен-гранат-волластонитовые и клино-пироксен-волластонитовые скарны, проявления которых достигают масштабов месторождений. Известны также известковые скарны (с участием гроссуляра, клинопироксена, волластонита) более ранней стадии.

Заметим, что в размещении известковых скарнов проявлена четкая закономерность: их волластонитсодержащие разновидности независимо от типа скарнов формируются только среди пород, содержащих метаморфические волластонитовые парагенезисы.

Многие особенности геологического строения Слюдянского района предопределены его расположением в непосредственной близости от зоны Главного Саянского разлома, являющегося частью краевого шва Сибирской платформы. Этот линеамент заложился еще в архее и во все последующие периоды активизации контролировал геологическое развитие прилежащей территории.

Тектоническая структура района представляет сочетание разновозрастных и разноориентированных систем складок, образующих в совокупности сложный моноклинорий, наклоненный к юго-западу и вытянутый вдоль Главного Саянского разлома. При этом слюдянская и хангарульская серии образуют самостоятельные структурные ярусы, так как разделяющее их несогласие является не только стратиграфическим, но и имеет отчетливый структурный характер. В слюдянской толще преимущественным развитием пользуются складки северо-западного простирания, а в хангарульской - северо-восточного. Подобные же различия обнаруживают и системы разрывных нарушений в этих толщах.

Изучение последовательности формирования тектонических структур и сопутствующих процессов метаморфизма и магматизма позволяют выделить несколько этапов геологического развития района в докембрии.

Произошедшее на рубеже раннего и позднего архея обрушение шарыжалгайской складчатой системы многими исследователями рассматривается как наиболее значительное событие в геологической истории Восточной Сибири. К этому времени относится заложение краевого шва, обособившего Сибирский кратон и Саяно-Байкальскую прото-геосинклиналь. Формирование позднеархейского бассейна седиментации привело к накоплению терригенно-вулканогенно-карбонатной слюдянской серии.

Раннепротерозойский этап начался с отложения на размытом архейском фундаменте преимущественно терригенной хангарульской серии. Последовавшая затем складчатость была наиболее значительной по масштабам движений и степени структурно-метаморфической перестройки обеих толщ. Формирование крупных складок изгиба сопровождалось возникновением своеобразных структур гигантского горизонтального отслаивания. Наиболее значительной из них является Комарская структура в центральной части района, которая образовалась при горизонтальном расхождении существенно гнейсовых толщ култукской и харагольской свит. Подобные структуры контролировали интенсивную складчатость течения, проявившуюся в виде системы опрокинутых и лежачих изоклиналей. Эта складчатость сопровождалась линзовым будинажем, который с наибольшей интенсивностью проявлен в слюдянской серии.

С раннепротерозойской складчатостью был непосредственно связан зональный прогрессивный метаморфизм пород слюдянской и хангарульской серий и высокотемпературный диафторез шарыжалгайского комплекса. Осью симметрии метаморфической зональности являлась полоса развития пород слюдянской серии, испытавшая наибольшие при-сдвиговые деформации. Здесь располагалась гранулитовая зона метаморфизма, тогда как в прилежащих хангарульской и шарыжалгайской толщах условия метаморфизма в основном отвечали амфиболитовой фации. В ходе раннепротерозойской складчатости неизбежно возникали местные аномалии давления в силу различий планов деформаций граничащих толщ. Одной из таких аномалий была область относительно пониженного давления, отвечающая Комарской структуре отслаивания. К периферии этой структуры приурочена большая часть известных волластонитопроявлений.

С кульминацией метаморфизма связано становление комплекса гранито-гнейсов (в амфиболитовых зонах) и чарнокитов (гранулитовая зона), а на его регрессивной стадии произошло внедрение базит-гипербазитов и затем щелочных интрузий.

Складчатость следующего, среднепротерозойского, этапа следовала непосредственно за ннжнепротерозойской и была обусловлена правосторонними сдвиговыми движениями в зоне краевого шва. С поздней поперечной складчатостью было тесно связано внедрение аляскитовых гранит-пегматитов, тела которых большей частью концентрируются вдоль осевых линий поперечных антиклинальных складок. Очевидно, они использовали ослабленные зоны растяжения в сводах этих структур.

В конце среднего протерозоя широкое развитие получили процессы постмагматического магнезиального метасоматоза, в том числе флогопито- и лазуритообразования.

Наиболее значительным событием позднепротерозойской истории развития района явилось становление гранитоидов батолитовой формации (саянский комплекс). Оно сопровождалось складчатыми деформациями, интенсивность которых на рассматриваемой территории в целом незначительна, но заметно возрастает к юго-западу. При этом граница поля гранитов примерно совпадает с простиранием этих наиболее поздних складок. Докембрийское развитие района завершилось формированием постфлогопитовых пегматитов.

В палеозое и мезозое рассматриваемая территория представляла собой стабильную область с общей тенденцией к воздыманию. В кайнозое район был вовлечен в новый и своеобразный тектонический процесс - рифтогенез. Ранняя стадия развития рифтовых структур сопровождалась массовыми излияниями базальтов.