Согласно нашим данным территория в геологическом отношении изучена слабо. Имеется только геологическая карта 1:200 000 масштаба, составленная в 1959 г. (Геологическая карта… 1961) с объяснительной запиской (Объяснительная записка… 1962) и несколько научных публикаций, в которых имеются довольно скудные сведения об интересующем нас районе (Эволюция земной… 1988; Лодочников, 1941; Сейсмотектоника и сейсмичность… 1975; и др.). Согласно этим источникам и нашим наблюдениям строение исследуемого района довольно простое (рис. 1).

Западную часть изученной территории занимают среднепалеозойские магматические гранитоидные породы (розовые существенно микроклиновые биотитовые граниты, биотитовые плагиограниты и гранодиориты, кварцевые диориты), которые слагают область питания древних и современных ледников. Центральную и восточную части территории слагают ордовикские осадочные слабо метаморфизованные породы (толтинская свита: известняки, доломиты с прослоями сланцев; барунгольская свита: сланцы, песчаники, прослои известняков), эта часть территории является областью дренажа и транзита ледников прошлого, а также интенсивной современной водной эрозии.

geology1

Рис. 1. Геологическая карта района г. Мунку-Сардык (по Геологическая карта… 1961, с изменениями и дополнениями)

1– моренные плейстоценовые отложения; 2–3 – осадочные образования ордовикского возраста: 2– толтинская свита: известняки, доломиты с прослоями сланцев; 3– барунгольская свита: сланцы, песчаники, прослои известняков; 4–6– магматические образования среднего палеозоя: 4– розовые существенно микроклиновые биотитовые граниты, 5– биотитовые плагиограниты и гранодиориты, 6– кварцевые диориты; 7– элементы залегания слоистости; 8– элементы залегания магматической первичной полосчатости.

Интрузии мунку-сардыкского комплекса были сформированы в течение четырех фаз: 1) кварцевые диориты; 2) существенно плагиоклазовые граниты и гранодиориты; 3) существенно микроклиновые граниты и граносиениты; 4) гранит-порфиры.

Кварцевые диориты имеют незначительное распространение и обнаружены в виде ксенолитов среди биотитовых гранитов в верховьях р. Средний Иркут. Это средне- и мелкозернистые породы темно-серого и зеленовато-серого цвета с массивной текстурой. Состоят из роговой обманки, плагиоклаза, кварца, небольшого количества рудного минерала; из акцессорных минералов встречаются апатит, сфен и ортит. Призматические кристаллы роговой обманки часто замещаются вторичными минералами: биотитом, хлоритом, актинолитовой роговой обманкой и эпидотом. Зерна плагиоклаза (андезина) по периферии интенсивно серицитизированы.

Кварцевые диориты катаклазированы, особенно интенсивно вблизи разломов. Кроме того, в них они подверглись перекристаллизации, наложенной на катаклаз, причем в катаклазированных разновидностях произошло залечивание и перекристаллизация гранулированных участков с образованием бластогипидиоморфнозернистой структуры. При перекристаллизации серицит перешел в мусковит, хлорит замещен актинолитовой роговой обманкой. Перекристаллизация была обусловлена внедрением в диориты гранитной магмы.

В некоторых местах распространения диоритов можно встретить постепенный переход диоритов в средне-зернистое массивное габбро. Эта порода состоит из роговой обманки, плагиоклаза, биотита, развивающегося по роговой обманке, карбонатов и серицита, а также акцессорного апатита. В габбро встречаются гнездообразные участки крупнозернистого габбро-пегматита.

Серые существенно плагиоклазовые биотитовые граниты и гранодиориты слагают громадные массивы в хребтах Мунку-Сардык. Эти массивы имеют округлую или удлиненную форму и крутые склоны, нередко соответствующие крутым углам падения вмещающих пород. По отношению к складчатым структурам гранитные массивы дисгармоничны и могут быть отнесены к посторогенным.

Среди гранитов отчетливо выделяются две разновидности: гранитная, обладающая массивной текстурой, и гнейсогранитная с гнейсовидной текстурой (рис. 2). Ко второй фации (разновидности) относятся и граниты, имеющие первичнополосчатую текстуру. Количественно преобладает первая.

geology2

Рис. 2. Выходы биотитовых гнейсовидных плагиогранитов в верховьях р. Мугувек. Хорошо видна троговая долина и слабая эрозионная современная ложбина заполненная наледью (2.05.04 г.)

Гнейсограниты развиты по периферии гранитных массивов; их гнейсовидность или, правильнее, кристаллизационная сланцеватость обусловлена ориентировкой чешуек биотита и чередованием темных (богатых биотитом) и лейкократовых полос и параллельна поверхности контакта. Крутые углы падения первичных текстурных поверхностей в гранитах при полном отсутствии пологих углов указывают на то, что апикальные части массивов окончательно уничтожены эрозией. Как известно, наличие первичных анизотропных текстур указывает на подвижность магмы во время кристаллизации, подтверждением чего является в рассматриваемом случае и ориентировка ксенолитов.

По величине зерна серые биотитовые граниты разделяются на крупно-, средне- и мелкозернистые, до аплитовидных формы. Мелкозернистые и аплитовидные граниты обычно приурочены к периферии массивов, переход их в среднезернистые постепенный. В других случаях мелкозернистые граниты слагают жилы и дайки среди среднезернистых и отчетливо секут их. К зонам эндоконтакта нередко приурочены порфировидные разновидности гранитов.

Серые биотитовые граниты состоят из кварца, серицитизированного и эпидотизированного плагиоклаза (олигоклаза, олигоклаз-андезина), микроклина и биотита. Часто микроклин отсутствует и порода переходит в плагиогранит, а с уменьшением количества кварца — в гранодиорит. Биотит хлоритизирован, иногда мусковитизирован. Акцессорные представлены апатитом, сфеном, ортитом, цирконом и рутилом.

Пространственно и генетически гранодиориты всегда связаны с серыми существенно плагиоклазовыми гранитами и находятся по периферии гранитных массивов. Образовались они, видимо, в результате ассимиляции вмещающих пород. Этот процесс выразился проявлением в гранодиоритах крупнотаблитчатого красновато-бурого биотита, граната и в повышении основности плагиоклаза. Наряду с плагиогранитами и гранодиоритами в краевых частях массивов серых гранитов часто встречаются порфировидные разновидности, обладающие, как правило, гнейсовидной текстурой, бластическими и коррозионными структурами. В них наблюдается вторичный мелкотаблитчатый мусковит, включенный в плагиоклаз. Порфировидные выделения представлены розовым микроклином и носят характер порфиробластов. В начальной стадии роста порфиробласты микроклина не имеют отчетливых очертаний, выполняют промежутки между мелкими зернами первичных минералов и содержат включения плагиоклаза, кварца и биотита. Наличие включений в зернах микроклина свидетельствует о том, что последние представляют собой порфиробласты, а не синкристаллизационные вкрапленники. Более крупные порфиробласты микроклина обычно лишены решетчатой структуры и имеют отчетливые кристаллографические очертания.

В кварцевых диоритах и гранодиоритах калиевый метасоматоз проявлен слабо и выразился в биотитизации роговой обманки.

Розовые, существенно микроклиновые, биотитовые граниты на площади описываемого листа слагают небольшие массивы неправильной формы, дайки и жилы. Распространены в основном в бассейне р. Средний Иркут и верховьях руч. Наледного (бассейн р. Бел. Иркут). Пространственно они почти всегда связаны с массивами серых гранитов и явно их прорывают. В структурном отношении массивы и дайки розовых гранитов приурочены к зонам разломов и крупным трещинам в массивах серых гранитов или расположены в непосредственной близости от первых.

Розовая и розовато-серая окраска гранитов обусловлена обилием в их составе микроклина. Первичная текстура массивная, но нередко наблюдается вторичная наложенная текстура осланцевания. Среди розовых гранитов выделяются средне-, мелкозернистые и аплитовидные разновидности. Структура — аллотриоморфнозернистая, иногда с участками пегматоидной, порфировидной или протокристаллической. Главными породообразующими минералами являются микроклин (40%), плагиоклаз (20–30%), кварц (20%) и биотит (10%). В аплитовидных и аляскитовых разновидностях биотит совершенно отсутствует. Содержание кварца также весьма непостоянно и иногда понижается до 5–10%; в таком случае порода переходит в граносиенит. В тех и других гранитах акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном, ортитом и цирконом. Для розовых гранитов характерна альбитизация микроклина и мусковитизация плагиоклаза. В микроклине и плагиоклазе иногда наблюдаются трещины, залеченные мелкозернистым кварцем, что создает протокристаллическую структуру гранитов и указывает на деформации, одновременные с кристаллизацией гранитной магмы.

Из жильных пород в гранитах имеются аплиты, пегматиты и кварцевые жилы (рис. 3). Первые образуют самостоятельные жилы, а также слагают аплитовые оторочки пегматитовых жил. Это — плотные тонкозернистые лейкократовые породы. По составу они делятся на плагиоклазовые и микроклиновые.

geology3

Рис. 3. Гнейсовидные плагиограниты области питания древних ледников, пронизанные густой сетью жильных образований вблизи вершины Мунку-Сардык (5.05.04 г.)

Так же, как и аплиты, пегматиты разделяются на плагиоклазовые и микроклиновые, обладающие соответственно светлосерым и розовым цветом. Они залегают в виде жил и гнезд, причем мощность первых иногда превышает 3–5 м. Главными минералами пегматитов служат кварц, плагиоклаз (олигоклаз) и микроклин. Нередко присутствуют альбит (метасоматически замещающий микроклин), мусковит, биотит, гранат, турмалин, магнетит и молибденит. Акцессорные минералы: апатит, сфен, циркон и ортит. Характерно, что турмалин иногда совершенно самостоятельно образует черные налеты и корочки на стенках трещин в гранитах. Кварц в пегматитах образует вростки в крупных индивидах плагиоклаза и микроклина, что обусловливает крупнозернистую пегматитовую структуру. В микрокли­новых пегматитах кварц слагает крупные блоки в центральной части жил. Плагиоклаз в пегматитах обычно включен в зерна микроклина и окружен альбитовой каемкой. Молибденит крупночешуйчатый и отмечен как в плагиоклазовых, так и в микроклиновых разновидностях.

Кварцевые жилы в самих гранитах встречаются очень редко, большая их часть находится во вмещающих породах в зоне экзоконтакта. Они маломощны (10–30 см, реже 50 см), разнообразны по условиям залегания (согласные, секущие и т. д.) и не выдержаны по простиранию Кварц молочно-белый, местами водяно-прозрачный, содержит пирит, халькопирит, галенит, кокинерит, сфалерит, висмутовый минерал и молибденит.

Гранитоиды мунку-сардыкского комплекса местами превращены в катаклазиты, милониты и даже ультрамилониты, приуроченные к разломам.

На контактах с гранитоидами мунку-сардыкского интрузивного комплекса вмещающие породы повсеместно, но в различной степени метаморфизованы. Ширина контактового ореола достигает 3 км. Осадочные породы при этом преобразовываются в биотитово-кварцевые, эпидото-актинолитовые и гранато-плагиоклазо-биотитовые сланцы и биотитовые плагиогнейсы, мигматиты и амфиболиты. Метасоматические изменения заключаются в образовании вторичного калиевого полевого шпата, альбитизации и окварцевании вмещающих пород. С практической точки зрения наибольший интерес представляет окварцевание, так как с ним связаны рудопроявления молибденита, галенита, висмутина и сфалерита.

Известняки вдоль контакта с гранитоидами повсеместно перекристаллизованы, часто сильно окварцованы и мусковитизированы. Широко развиты скарны, особенно вдоль северного контакта гранитного массива в верховьях реки Белый Иркут. Скарновые тела в известняках имеют, как правило, линзонидную форму и залегают согласно сланцеватости и плитчатости известняков, а также вдоль тектонических нарушений в известняках. При образовании скарнов происходило метасоматическое замещение кальцита диопсидом, кварцем, тремолитом и другими минералами. Цвет скарнов от белого до зеленого, текстура — массивная или полосчатая. В скарнах повсеместно присутствует моноклинный пироксен (диопсид), содержание которого колеб­лется от единичных зерен до десятков процентов. Карбонаты являются реликтовыми и представлены кальцитом, реже доломитом. Кварц присутствует в виде реликтовых оплавленных и корродированных зерен с резко выраженным облачным угасанием и в виде новообразованных зерен и прожилков. В значительном количестве содержатся плагиоклаз (олигоклаз) и калишпат (микроклин). Из группы амфиболов встречаются тремолит, актинолит и роговая обманка, затем гранат, эпидот-клиноцоизит, хлорит, серицит, тальк. Акцессорные минералы представлены сфеном, апатитом, ортитом, т. е. теми же минералами, что и в гранитах. Особо следует отметить наличие в скарнах молибденита, шеелита, галенита, сфалерита, кокинерита.

Возраст гранитоидов мунку-сардыкского интрузивного комплекса определяется достаточно достоверно как среднепалеозойский, так как они пересекают и метаморфизуют известняки и сланцы толтинской и барунгольской свит. Ряд геологов, в частности С.В. Обручев и М.Л. Лурье (1952), считают эти гранитоиды каледонскими; на геологической карте они имеют возраст позднего протерозоя.

Осадочные горные породы относятся к терригенно-карбонатно-вулканогенной формации, которая, если брать чуть шире, развита в пределах Ильчирской структуры юго-восточной части Восточного Саяна в виде субширотной полосы шириной до 20–25 км (Эволюция земной… 1988). Породы формации сложно дислоцированы (рис. 4) и зонально метаморфизованы. Горизонты, сложенные разнообразными породами, часто не выдержаны по простиранию. Особенно не выдержаны горизонты вулканогенных пород. Без учета вулканогенной составляющей разрез на изучаемой территории довольно четко разделяется на две части: нижнюю — существенно терригенную и верхнюю — существенно карбонатную.

geology4

Рис. 4. Вертикальное залегание горных пород, указывающее на интенсивные тектонические движения происходившие в этом районе в геологическом прошлом

Терригенная часть формации представлена метаморфизованными пелитовыми и псаммитовыми разностями: углисто-кремнистые, филлитовидные сланцы, рассланцованные алевролиты и полимиктовые песчаники (см. рис. 1. — барунгольская свита). В обломочной части песчаников преобладают кварц и полевые шпаты. Подавляющее большинство терригенных пород содержит карбонатный материал. Выделяются отдельные горизонты гематитовых кварцитов.

Существенно карбонатная часть разреза представлена переслаивающимися кальцитовыми и известково-доломитовыми разностями (см. рис. 1.— толтинская свита). Карбонаты часто тонкослоисты и брекчиевидны (приустьевая часть р. Бел. Иркут), характерно неравномерное, «петельчатое» окремнение и обогащение отдельных горизонтов двуокисью фосфора (рис. 5). Брекчии состоят из угловатых обломков известняков, доломитов и реже кварцево-хлоритовых сланцев. Окатанные обломки встречаются исключительно редко. Величина обломков колеблется от 1 до 5 см, а местами доходит до 25 см в поперечнике. Цемент карбонатный, ожелезненный и перекристаллизованный, содержит зерна кварца, альбита, мусковита. Между обломками часто встреча­ются пустоты с кристаллами кальцита. Генезис брекчий не совсем ясен. Они слагают узкие длинные линзы, вытянутые по слоистости известняков. Их связь с тектоническими смещениями не улавливается. B. H. Лодочников (Лодочников, 1941) считал эти породы брекчиями берегового обрушения, образованными за счет разрушения известняковых островов в мелководном морском бассейне. Метаморфизм карбонатных пород выражается в наличие тонкозернистости пород, придающей облик слабой мраморизованности.

geology5

Рис. 5. Известняки желтого цвета среднего течения р. Бел. Иркута, области современной интенсивной эрозионной деятельности.

Вулканиты встречаются в зоне перехода от терригенной к карбонатной части разреза формации и в подчиненном количестве внутри каждой из этих частей, в виде невыдержанных прослоев и линз. Хоть и наблюдаются они в зоне метаморфизма, но сохраняют реликты структур и первичных минералов, позволяющие выделять среди них излившиеся разности, туфы и туфопесчаники.

Возраст пород осадочной формации простирается от ордовика до силура включительно и обосновывается палеонтологическими данными, полученными методом химического препарирования. В породах формации обнаружены мшанки, многочисленные хитинозои, единичные конодонты, сколекодонты и граптолиты (Эволюция земной… 1988).

Скальные породы в долинах древних трогов перекрыты долинными моренными отложениями, предположительно среднечетвертичного возраста (рис. 3.6). Они покрывают маломощным чехлом днища этих долин, а также встречаются в них в виде продольных и поперечных моренных валов. Мощность их не превышает 40–50 м. Долинные морены и водно-ледниковые отложения по составу аналогичны водораздельным (развиты за пределами нашего района на Окинском плато), поэтому четкое их разграничение не всегда возможно. Морены сложены валунами до 1 м в поперечнике, погруженными в песчано-глинистый материал. Кое-где на местах лишенных моренного покрова, встречаются эрратические валуны. В составе ледниковых валу­нов отмечаются в основном плагиограниты мунку-сардыкского интру­зивного комплекса, реже известняки, сланцы. Водно-ледниковые отложения залегают на покровных моренах в виде песчаных холмов и валов, в которых наблюдается чередование грубо- и мелкозернистых прослоев. В песок кое-где включены небольшие окатанные валуны и галька.

  geology6

Рис. 6. Отложения морены на коренных карбонатных породах по р. Бел. Иркут

Вдоль субширотных и северо-западного простирания разломов (см. рис. 1) породы сильно тектонизированы, и превращены в рыхлые, легко выветриваемые и поддающиеся эоловой и водной эрозии разности (рис. 7).

 geology7

Рис. 7. Рыхлые, преобразованные выветриванием и деструктивными процессами в разломах породы, по которым интенсивно идет современная водная речная глубинная и эоловая эрозия.

Карбонатные породы несильно закарстованы, что проявляется в наличие ниш, небольших пещер и дыр в скалах (рис. 8).

geology8

Рис. 8. Карстовые явления вдоль зоны разлома в известняках толтинской свиты, пер. Нуху