Закономерности строения рудно-метасоматических залежей Капаевского железорудного месторождения

Г.Д.Мальцева, А.А.Амиржанов, Г.С.Фон-дер-Флаасс, Т.С.Торбеева

Закономерности строения рудно-метасоматических залежей Капаевского железорудного месторождения

Эндогенная минерагения юга Сибирской платформы характеризуется Ре-, иногда Ре-5г-Си-оруденением, локализующимся в диатремовых структурах позднепалеозойско-раннемезозойской эпохи тек-тоно-магматической активизации. Предшествующее исследование месторождений не внесло окончательной ясности в вопросы природы как рудолокализующих структур (диатрем), так и комплекса слагающих их пород - магматитов, руд и гидротермально-метасоматических образований. Однако в настоящее время бесспорным фактом является наличие в месторождениях руд магматического генезиса, а также широкого спектра их производных - от гидротермально-метасоматических до обломочно-осадочных («чашечных») руд [8,10]. Эти данные имеют важное теоретическое и практическое значение, поскольку: 1) магматический генезис руд предполагает полную переоценку представлений о петролого-минерагенических характеристиках юга платформы, в частности устанавливает сходство месторождений юга Сибирской платформы (Ангарская провинция) с Ре-рудными месторождениями ее северной части, которые локализованы в щелочно-ультраосновных (с карбонатитами) комплексах и сформировались синхронно с ангаро-илимскими 8 связи с проявлением мантийного магматизма [1,2,3]; 2) такое происхождение руд неизбежно сопровождается процессами магматической дифференциации, вследствие которой происходит накопление рудных компонентов на определенных горизонтах диатрем [3], что важно для прогноза и оценки запасов руд.

Явление дифференциации рудных расплавов установлено на основании текстурно-структурных особенностей руд, вариаций их минерального и химического состава в зависимости от пространственного положения, сопровождаемых закономерным изменением состава магнетита. Наиболее ярким отражением диф-ференцированости руд является их вертикальная зональность, демонстрируемая в Рудногорском месторождении [1,5]. Определяющим механизмом эволюции рудных расплавов служит фракционирование форстерита, а именно его преимущественная кристаллизация на поверхности обломков брекчий, что в условиях диатрем - протяженных брекчиевых тел - эффективно обогащает остаточные расплавы ферритной и флюидной компонентами, приводя к образованию на верхних

горизонтах диатрем богатых руд - магнетитовых, апа-тит-магнетитовых и пирит-магнетитовых.

Согласно предшествующим исследованиям сложилось представление о генетическом единстве руд и метасоматитов («скарнов»), образующих «скарново-рудные» тела различной формы [6]. Процессы «скар-нирования» при этом связываются с постмагматической деятельностью трапповых очагов. Кроме известковых скарнов, выделяются магнезиальные скарны и в том числе среди тех и других - автореакционные [7]. Происхождение этих пород не бесспорно. Достаточно отметить, что ни в одном из месторождений, несмотря на интенсивное разведочное бурение, не установлен необходимый признак принадлежности этих пород к скарнам, а именно наличие контакта магматитов с карбонатными осадочными породами; нигде не установлены контакты магматит/известняк, где бы сформировались известковые скарны, и магматит/доломит, где бы сформировались магнезиальные скарны. В этой связи отнесение месторождений к скарновой формации некорректно, поскольку, к тому же, пироксен-гранатовый парагенезис формируется не только в процессе скарнирования. Он характерен для гиперба-зитовых массивов, где образуются известково-магнезиальные метасоматиты - родингиты (клинопи-роксен, гранат, волластонит, амфибол, эпидот и др.), а также для кимберлитов, пикритов, то есть, подчеркнем, для высокомагнезиальных сред [4].

Характер взаимоотношения «известковых скарнов» с магматитами, под которыми обычно понимаются породы основного состава (долериты и др.), отрицает связь «скарнов» с базальтоидами, так как собственно диатремовые базиты (не учитывать преддиатремовые силлы типа Нерюндинского) цементируют обломки «скарнов» и рассекают ранее сформировавшуюся зональность этих метасоматитов, Таким образом, базиты внедрялись позднее времени проявления главного этапа метасоматизма, а также рудогенеза, что отмечается наличием обломков руд в базальтоидах. Именно такая специфика проявления метасоматизма в диат-ремах вынудила рассматривать «скарны» как автореакционные образования, связанные не с базитами, а с мантийными растворами.

Следует отметить, что некоторые крупнейшие Ре-рудные месторождения щелочно-ультраосновных комплексов с карбонатитами (Ковдор, Арбарастах),

имеющие магматическую и фоскоритовую природу, ранее ошибочно относились к скарновой формации. Именно в щелочно-ультраосновных комплексах с кар-бонатитами впервые выделены «автореакционные известковые скарны», в дальнейшем несколько корректнее переименованные в «скарноподобные породы». Существующее представление о скарновой природе месторождений Ангарской железорудной провинции [9] противоречит методологии познания, не опираясь на кондиционные исследования петрологии процессов метасоматоза, главными вопросами в которой являются вещественный состав метасоматитов, механизмы формирования, источник энергии и вещества. Первая попытка получения вещественного «портрета» метасоматитов - определение средневзвешенного состава пород, статистическое установление закономерностей изменения их состава с глубиной (вертикальная зональность) на основе огромного массива данных (фактически получен «объемный портрет»), количественная оценка доли разного субстрата метасоматитов и другие вопросы - предпринята совсем недавно применительно к Коршуновскому месторождению [5). Важными выводами этой публикации являются: 1) количественное подтверждение существования вертикальной зональности, выраженной в развитии от преимущественно гранатовых метасоматитов на верхних горизонтах месторождения до пироксеновых на нижних;

2) преобразование обломочного материала в диатре-мах происходит вследствие интенсивного Са-Мд-метасоматоза, что отличает диатремовый метасоматизм от процессов скарнообразования;

3) средневзвешенный состав Са-Мд-метасоматитов Коршуновского месторождения весьма близок составу «скарноподобных пород» Ковдора; незначительное различие в содержаниях Са объяснимо тем, что в Ков-дорском массиве субстратом метасоматитов являются высококальциевые мелилитовые породы. Кальций-магниевые метасоматиты Ковдора формировались тоже в условиях высокомагнезиальной среды (гиперба-зиты и существенно форстеритовые породы - апатит-магнетит-форстеритовые фоскориты).

В отличие от Коршуновского месторождения, где выявлена вертикальная зональность Са-Мд-метасоматитов, и Рудногорского, в котором рассмотрены закономерности и природа вертикальной зональности руд, в Капаевском месторождении эти аспекты рассмотрены комплексно. Таким образом, приведенные ниже факты - первое обобщение о составе и природе рудно-метасоматических комплексов месторождений Ангарской провинции.

Особенности кинетики метасоматических процессов и образования продуктов метасоматоза фиксируются при замещении обломочного материала брекчий, вследствие которого в каждом обломке формируется метасоматическая колонка различного состава или, в

отличие от вертикальной зональности, микрозональность,

Микрозональность известково-магнезиальных метасоматитов

Среди известко-магнезиальных метасоматитов (ИММ) различаются: пироксеновые; пироксен-гранатовые; гранатовые; пироксен-гранат-волластонитовые; пироксен-гранат-плагиоклазовые; пироксен-гранат-амфиболовые; пироксен-гранат-тальковые; пироксен-эпидотовые [1]. Их субстратом являются обломки, представленные алюмосиликатным или существенно силикатным материалом - долерита-ми, кварц-полевошпатовыми и кварцевыми песчаниками, туфобрекчиями, аргиллитами, алевролитами и другими породами. Цементом метасоматитов являются фоскориты с резко варьирующими количествами магнетита (Мт), вплоть до руд, а также апофоскориты разной железистости, в которых форстерит замещен серпентином, хлоритом и позднее клинопироксеном. Мощности зон составляют от первых миллиметров до нескольких дециметров. Зоны всегда развиваются конформно поверхности обломков.

Краевые зоны метасоматитов сложены агрегатом мелко-, тонкозернистого клинопироксена (КПи), часто с примесью серпентина, хлорита и других минералов. Далее от края обломков развивается, как правило, гранат (Гр) - от первых процентов до 70-80 %. Минимум Гр обнаруживается в зонах, сложенных полупрозрачной тонкодисперсной массой, обычно имеющих резкий контакт с фронтальной зоной и менее резкий -с пироксеновой. В пироксен-гранатовых метасомати-тах центр обломков представлен реликтами исходной породы. Ядро интенсивно преобразованных обломков (фронтальная зона) сложено разными минералами. В парагенезисе КПи+Гр+Волл фронтальная зона представлена преимущественно волластонитом; в парагенезисе КПи+Гр+Пл - анортитом в ассоциации с КПи, Гр, амфиболом (тремолитом), КПШ и альбитом (Аб). Фронтальная зона обомков парагенезиса КПи+Гр+Амф сложена преимущественно агрегатом амфибола с примесью Гр, талька (Та), Аб и КПШ. В Та-содержащих ИММ тальковая зона (± Гр, Амф) преобладает по объему над пироксеновой и гранатовой, так же как волластонитовая и амфиболовая в соответствующих ИММ. В срастаниях с Та формируется амфибол, тяготеющий к гранатовой зоне. По существу между гранатовой и тальковой зонами выделяется тонкая амфибол-тальковая. Тальк и тремолит отмечены также в существенно кварцевых и кварц-полевошпатовых песчаниках, преобразованных лишь в краевой части толщиной ~ 5 мм (КПи-, Гр-зоны). В гранатитах, особенно контактирующих с магнетитолитами (± форстерит, апатит), КПи-зона часто не обнаруживается. Гра-натиты содержат обломки разных пород, подвергающихся замещению одновременно с цементирующим

щт «

gg Науки о Земле

Рис. 1. Зоны (мол. %): 1 - пироксеновые; 2-граиаговые; 3-плагиоклазовые; 4-волластонитовые; 5-амфиболовые; 6-тальковые; 7-эпиАотовые; 1-осалочные и туфогенные породы, траппы; Та-тальк, Сп-серпентин, Хл-хлорит, Тр-тремолит, Аи-клинопироксен (аиопсиа), Гр-гранат, Волл-волластониг

субстратом, Эпидотовая зона парагенезиса КПи+Эп (цоизит) - вторая от края; она представлена скоплениями цоизита в долерите и осадочных породах, слагающих центр обломков. Составы зональных обломков и исходных пород отражены на рис, 1.

Как следует из рис.1, метасоматоз имеет отчетливую Са-Мд-специфику, причем он подразделяется на Са- и Мд-ветви, порождающие вследствие вариаций активностей Са и Мд парагенезисы соответственно КПи+Гр+Волл и КПи+Гр+Та±Амф. Субстратом Вом-и Та-содержащих метасоматитов служили кварцевые песчаники, Образование зональности характеризуется десиликацией исходных пород, а также выносом А1, Ре, N0, К. Независимо от состава и размеров зон (вплоть до очень тонких) количества ТЮ2 в них остаются постоянными. По уровню содержаний ТЮ2 выделяются группы известково-магнезиальных метасоматитов, для которых субстратом служили: 1) долериты, туфы - ТЮ2 > 1%, обычно около 2%; 2) аргиллиты, алевролиты и др.(исключая существенно кварцевые песчаники) - ТЮ2 обычно 0,5-0.7 %; 3) кварцевые песчаники - ТЮ2 около 0,1% и менее.

Для интерпретации вертикальной зональности в диатремах особенно важны следующие особенности преобразования обломков: 1) образование краевой клинопироксеновой, т.е. существенно магнезиальной, зоны, что обусловлено высокой магнезиальностью цементирующих пород - фоскоритов и апофоскоритов; соответственно такая зона наиболее равновесна с цементирующими породами, что подтверждается очень близкими величинами степени окисленности в обеих породах; 2) с увеличением интенсивности метасоматоза происходит замещение фронтальных зон краевыми, т.е. при максимальном преобразовании обломки пол-ностью замещаются пироксеновым агрегатом, Такие

условия метасоматоза осуществляются в максимально магнезиальных средах.

Вертикальная зональность Са-Мд-метасоматитов Капаевского месторождения

С целью оценки характера вертикальной метасо-матической зональности химические анализы метасоматитов (445 анализов) сгруппированы погоризонтно. Для каждого горизонта вычислены средние содержания $Ю2| А1203) МдО и СаО, а также отношения МдО/СаО (масс, %), которые определяют, главным образом, количественные соотношения между клинопироксеном и гранатом в породах (табл, 1),

Таблица 1

Составы Са*Мд*метасоматитов Капаевского месторождения

№№ п/п Горизонт (м) Среднее содержание, масс. % Число проб МдО/ СаО

Si02 А120з МдО СаО

1 360 - 240 6,03 1,43 1,12 36,46 8 0,03

2 240 - 120 23,68 6,96 4,20 27,15 9 0,15

3 120-0 27,95 7,63 9,70 17,89 29 0,54

4 0 - -120 19,22 5,34 12,27 13,51 49 0,91

5 -120 - -240 27,08 6,54 13,10 11,73 70 1,12

6 -240 - -360 29,48 7,11 13,34 11,49 59 1,16

7 -360 - -480 29,8 6,98 13,60 12,86 73 1,06

8 -480 - -600 26,99 5,83 16,13 10,06 71 1,60

9 -600 - -720 26,99 5,82 17,26 10,01 45 1,72

10 -720 - -840 24,43 5,72 18,87 6,84 25 2,76

11 -840 - -960 28,22 6,64 19,18 6,60 7 2,91

Та / Тр ^:

7 - ¥р>

Сп у ^ V

А

СаО

Рис. 2, Сводная диаграмма составов (мол. кол-ва) известково-магнезиальных метасоматитов Капаевского месторождения: Та-тальк, Сп-серпентин, Хл-хлорит, Тр-тремолит, Кпи-клинопироксен (диопсид), Гр-гранат, Волл-волластонит

На диаграмме $Ю2 - МдО - СаО (мол. кол-ва) все анализы смещены книзу, отражая Са-Мд-специфику растворов и общий процесс десиликации алюмосили-катного субстрата (рис. 2). На рисунке фиксируется наличие двух трендов изменения составов метасоматитов - от состава клинопироксена к составам серпентина и хлорита, с одной стороны, и от состава клинопироксена к СаО, с другой. Эти тренды обусловлены, как выявлено ранее при изучении микрозональности пород, загрязненностью проб серпентином, хлоритом и кальцитом, которые развиваются как в цементирующей массе, так и в виде тонких прожилков внутри метасоматитов. Отметим, что клинопироксен эндоконтак-товых зон крайне редко подвергается серпентиниза-ции.

Так же, как и в Коршуновском месторождении, составы пород несколько отдалены от фигуративной

точки граната вследствие насыщенности его зерен включениями Мд-силикатов

Характер изменения состава Са-Мд-метасома-титов с глубиной отражен на рис. 3, а, б. Как видно, для верхних горизонтов месторождения характерны существенно кальциевые составы пород, обусловленные гранат-кальцитовыми ассоциациями (рис. 3, а). На нижних горизонтах, наоборот, фиксируются высокомагнезиальные составы, определяющиеся ассоциациями пироксен + серпентин + хлорит (рис. 3, в). Промежуточное положение занимают метасоматиты средних глубин, группирующиеся в основном у фигуративной точки клинопироксена (рис. 3, б).

Для качественной оценки закономерности распределения разных видов Са-Мд-метасоматитов по вертикали использовалось соотношение МдО/СаО (см.

За

/

Та $

/

Сп/ Хл/

/ . ... '.:. /

/____________

МаО

ШУ2

А

КПи

. Збо - 240 м \ » 240 - 120 м \ \

\Эп

. ъГр, Воля

Л \

ч

СаО

36

8Ю2

/ \ / \

\

Та/Тр ...

О , » I

Сп Хл

¿______;

МаО

• -120- -240 м

. -24<). -зло м

рЭп

ЬГр:. Воля

\

СаО

.1«

БЮ,

Та/ТоР КПи

Сп -

^ 1 ° л* *•*

Хл р »

МаО

-721) - -х-м) м -840 - -960 .н

оГр> Вол л

СаО

Рис. 3. Характер изменения составов известково-магнезиальных метасоматитов Капаевского месторождения с глубиной - от верхних горизонтов к нижним

табл. 1), которое подтвердило увеличение относительной доли клинопироксеновых метасоматитов с ростом глубин (рис. 4).

Увеличение отношения МдО/СаО обусловлено увеличением Мд-силикатной компоненты (Фо, Сп, Хл, КПи) в рудах, что подтверждает вывод о формировании высокотемпературных Са-Мд-метасоматитов в связи с проявлением фоскоритового магматизма [1,3]. Таким образом, выделение "скарново-рудных зон" как единых комплексов [6] имеет вполне определенную генетическую интерпретацию.

Весьма важной характеристикой метасоматитов являются содержания в них ТЮ2, которые характеризуют состав и соответственно генезис замещаемого субстрата. В частности, как видно из рис. 5 основным субстратом метасоматитов являлись осадочные породы, среди которых преобладали аргиллиты с содержаниями 0,5-0,7 масс. % ТЮ2. Эти данные опровергают представление о преобладании базитов в качестве субстрата метасоматитов [7].

Состав руд Чапаевского месторождения

Также как и для метасоматитов составы руд (336 проб) сгруппированы погоризонтно. По усредненным данным для каждого горизонта вычислены отношения МдО/РеО*, где РеО* - суммарное железо в пересчете на РеО (табл. 2). Это отношение определяется магне-зиальностью магнетита и наличием в рудах магнезиальных силикатов, таких как форстерит, серпентин, хлорит и клинопироксен. От верхних горизонтов к нижним отчетливо фиксируется увеличение этого отношения, отражая общую закономерность - возрастание с глубиной магнезиальности цементирующих пород (рис. 6).

-840 -960 — -720 -840 -!

I

-600 -720 -5 -480 -600 -ь -360 -480 -О -240-360 -

МдО/СаО

Рис. 4, Характер изменения отношения МдО/СаО в извест-ково-магнезиальных метасоматитах Капаевского месторождения; вертикальная линия - отношение МдО/СаО в диоп-сиде; 1 - область метасоматитов гранатового, пироксен-гранатового составов, 2 - преимущественно пироксенового (+ Хл, Сп) состава

90 -]

70 -

6П -

о

о

& 50 -

о

п 40 -1

к

г

31) -

20 -

10

0

0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6 1,8 2,0 2,2 2,4

ТЮ2> масс. %

Рис. 5. Гистограмма распределения количеств ТЮ2 в метасоматитах Капаевского месторождения

Таблица 2

Средний состав руд Капаевского месторождения по профилю 14

№ п/п S¡02 ТЮ2 AIA FeA FeO MnO МдО СаО Na20 К20 Р205 Н20 S ; Число проб МдО/ FeO*

1 8,40 0,04 0,88 22,56 6,81 0,14 0,82 35,09 0,20 0,05 0,16 0,21 1,13 5 0,03

2 17,93 0,56 5,57 23,35 7,93 0,18 4,15 23,45 0,26 0,05 0,35 1,00 0,44 4 0,14

3 21,97 0,50 6,62 24,80 9,73 0,07 9,64 16,12 0,20 0,05 0,72 1,60 0,10 16 0,30

4 16,10 0,37 4,36 23,57 8,15 0,13 4,87 24,89 0,22 0,05 0,41 0,93 0,56 36 0,17

5 25,14 0,61 6,27 27,74 11,11 0,07 12,74 10,22 0,17 0,11 0,40 1,04 0,06 55 0,36

6 27,01 0,60 6,70 26,06 10,61 0,06 13,49 9,95 0,19 0,21 0,30 0,91 0,08 46 0,40

7 27,14 0,59 6,45 24,55 9,96 0,08 13,78 10,99 0,19 0,16 0,38 0,59 0,24 54 0,43

8 25,91 0,55 5,80 24,37 9,58 0,07 15,38 10,08 0,25 0,07 0,46 0,54 0,27 61 0,49

9 24,81 0,65 5,62 23,53 9,76 0,06 17,23 8,77 0,37 0,15 0,36 0,70 0,21 33 0,56

10 22,92 0,49 5,57 26,35 10,65 0,06 18,63 5,92 0,60 0,08 0,40 0,89 0,17 21 0,54

11 27,72 0,81 6,90 23,04 9,29 0,03 17,36 5,79 1,18 0,30 0,19 1,20 0,02 5 0,58

Примечание. Горизонты опробования (м): 1 - от 360 до 240, 2 - от 240 до 120, 3 - от 120 до 0, 4 - от 0 до -120, 5 - от -120 до -240, 6 - от -240 до -360, 7 - от -360 до -480, 8 - от -480 до -600, 9 - от -600 до -720, 10 - от -720 до -840, 11 - от -840 до -960. FeO* - суммарное железо в пересчете на FeO.

11 -i 10 -9  8

7 -

4

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

MgO/FeO*

Горизонты, (м): 1 - 360 - 240, 2 - 240 - 120, 3 - 120 - 0, 4 - 0 - -120, 5 - -120 - -240, 6 - -240 - -360, 7 - -360 - -480, 8 - -480 - -600, 9 - - 600 - -720, 10 - -720 - -840, 11 - -840 - -960. FeO* -суммарное железо в пересчете на FeO.

Рис. 6. Увеличение магнезиальности руд с глубиной. Горизонты, (м): 1 -360 - 240, 2 - 240 - 120, 3 - 120 - 0, 4 - 0 - -120, 5 - -120 --240, 6 - -240 - -360, 7 - -360 - -480, 8 - -480 - -600, 9 - - 600 - -720, 10 - -720 - -840, И - -840 - -960. FeO* - суммарное железо в пересчете на FeO

Заключение

На основе огромного фактического материала, в частности по представительным данным химического анализа высокотемператрных метасоматитов, а также руд Капаевского месторождения, установлена главная закономерность в изменении их состава. Она состоит в увеличении с глубиной магнезиальности как метасоматитов, так и руд. Такая сопряженность в изменении составов обоих типов пород свидетельствует об их генетическом родстве.

Вертикальная зональность Са-Мд-метасоматитов характеризуется увеличением с глубиной доли сущест-

венно клинопироксеновых метасоматитов. В рудах с глубиной заметно увеличиваются количества магнезиальных силикатов - главным образом, серпентина и хлорита.

Основная причина дифференцированности состава рудно-метасоматического комплекса состоит в изначальной дифференцированности цементирующих магматогенных руд, а именно в преобладании на глубоких горизонтах их существенно форстеритовых разностей - форстерититов и рудных форстерититов [1,3]. Известково-магнезиальный метасоматоз обломочного материала осуществлялся на поздне- и постмагмати-

ческой стадиях фоскоритового магматизма синхронно с процессами серпентинизации и хлоритизации фос-коритов - формированием апофоскоритов серпенти-новой и хлоритовой фаций.

Библиографический список

1. Амиржанов А А, Геохимия и минералогия пород фоско-ритовой серии и связанных с ними метасоматитов в железорудных месторождениях Ангарской провинции: Авто-реф, ... канд. геол,-минералог, наук. - Иркутск, 1996.

2. Амиржанов А, А„ Воронцов А. Е„ Пискунова А Ф,, Смирнова Е. В. Фоскориты в железорудных месторождениях Ангарской провинции Сибирской платформы II Докл, РАН. - 1996. - Т. 350, - № 3,

3. Амиржанов А. А., Воронцов А, Е, К петрологии фоскоритового магматизма в рудоносных диатремах Ангарской провинции II II Всерос. петрогр. сов, "Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы", - Сыктывкар, 2000. - С. 9-12.

4. Амиржанов А,А, Известковые скарны, автореакционные скарны, родингиты? (Ангарская Железорудная провинция) II Сборник научных статей "Проблемы минералогии, петрографии, и металлогении", Перм. ун-т, - Пермь, 2002, -Вып. 4. - С. 102-109.

10,

Амиржанов АА, Фон-дер-Флаасс Г,С., Торбеева Т,С. Природа процессов «известкового» метасоматоза и ору-денения в железорудных месторождениях ангаро-илимского типа II Геология, поиски, и разведка полезных ископаемых и методы геологических исследований, - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2003. - Вып. 3, - С, 92-97, Ангаро-Илимские железорудные месторождения траппо-вой формации южной части Сибирской платформы / Ан-типов Г. И., Иващенко М, А„ Корабельникова В, В. и др. - М., 1960.

Вахрушев В, А,, Воронцов А, Е. Минералогия и геохимия железорудных месторождений юга Сибирской платформы. - Новосибирск, 1976.

Воронцов А, Е., Амиржанов А. А, Проблема происхождения железорудных месторождений ангаро-илимского типа (Сибирская платформа) II Соврем, проблемы теорет, и прикладной геохимии. - Новосибирск, 1987, - С. 118-124,

Основные типы рудных формаций / Под ред. Ю.А.Косыгина, Е.А.Кулиша. - М.: Наука, 1984, - 316 с. Фон-дер-Флаасс Г,С., Никулин В.И. Атлас структур рудных полей железорудных месторождений. - Иркутск: Изд-во ИГУ, 2000,

Е.Х.Турутанов, З.И.Сизых

Надвиги Приольхонья по геодого-геофизическим данным

Анализ геолого-геофизического материала по территории Приольхонья позволил по-новому произвести интерпретацию морфологии и глубинного строения габброидных тел прибрежной полосы оз. Байкал, а также оценить размеры области развития основного магматизма по латерали в соответствии с шарьяжно-надвиговыми структурами. Для этого были использованы результаты интерпретации гравиметрической съемки ИЗК СО РАН с привлечением аэромагнитных и гидромагнитных материалов.

Согласно разработанной ранее [1] морфокине-матической модели покровно-складчатых структур юга Сибирской платформы от Приморского разлома в Прибайкалье, Главного Саянского в Присаянье к центру платформы выделен ряд покровно-складчатых поясов, закономерно сменяющих друг друга в концентрически-зональной последовательности: пояс корней надвигов и шарьяжей, пояс шарьяжно-надвиговых структур горно-складчатого обрамления по периферии платформы, пояс принадвиговых структур краевой части платформы, пояс фронтально-надвиговых структур внутренней части платформы, область зафрон-тальных структур. Пояс корней надвигов и шарьяжей прослеживается в виде узкой полосы в краевых выступах фундамента по периметру юга платформы. Он включает серию глубинных разломов типа зон смятий, круто падающих на юго-восток и юго-запад вдоль ог-

раничения платформы. На востоке - это Приморский, Даванский, Левоминьский и Чуйский разломы, на западе - Главный Саянский разлом с Бирюсинской ветвью. Выжимание тектонических пластин, клиньев-выколов из корневых зон в сторону платформы сопровождалось трансформацией крутопадающих дизъюнк-тивов в надвиги, Важно подчеркнуть, что в раннем палеозое Приморский разлом пространственно совпадал с каледонским коллизионным швом между Сибирским кратоном и Ольхонским террейном.

На территории Приольхонья широко развиты глу-бокометаморфизованные образования раннего палеозоя, сложенные мраморами, гнейсами, кристаллическими сланцами и магматическими породами. Изверженные породы, среди которых преобладают габброи-ды, занимают почти половину площади работ. Они представлены мелкими (2-10 км2) и крупными (120-150 км2) телами [2], выходы которых линзообразно прослеживаются от устья р. Бугульдейки до пролива Оль-хонские ворота (рис.1). К ним относятся Крестовский, Озерский (Бирхинский), Тажеранский и другие небольшие массивы. В результате проведенных гравиметрических работ в прибрежной полосе оз. Байкал выделены Крестовский, Озерский и Кучелгинский относительные максимумы силы тяжести, причем первые два, расположенные в междуречье Бугульдейки и Анги, образуют единую аномальную зону. На юго-востоке об-