Располагая данными об исходной природе [Fedorovsky et al.,1995; Бибикова и др., 1990] и возрасте метаморфитов Ольхонского региона [Бибикова и др.,1990; Летников и др., 1990; Серебрянский и др., 1998], об аллохтонной природе основных компонентов структуры [Федоровский и др., 1993; 1995; 1997], о стиле и последовательности синметаморфических деформаций [Федоровский и др., 1995], о месте куполообразования среди событий коллизионной геодинамики [Федоровский 1997; Федоровский и др., 1995], можно попытаться восстановить основные этапы геологического развития всей этой системы.

          В начале раннего палеозоя существовал крупный блок континентальной земной коры, отделенный с запада (в современных координатах) от Сибирской материковой плиты с ее рифейско-палеозойским шельфом каким-то (возможно, океаническим) пространством [Федоровский, 1997]. Ныне здесь картируется бластомилонитовый шов с крупноблоковым меланжем [Федоровский и др., 1997]. На востоке Ольхонский сегмент континентальной коры ограничивался площадями развития океанической коры, еще далее - островными дугами, входящими, по-видимому, в систему активной окраины расположенного еще восточнее Баргузинского микроконтинента [Федоровский, 1997]. Островодужные и окраинноморские системы отделяют Ольхонский блок на юге от многочисленных террейнов, составляющих структурный рисунок каледонид Центральной Азии [Федоровский и др., 1995]. Все это в целом позволяет рассматривать и его сам как один из компонентов этой системы - Ольхонский террейн.

         Следующее событие - столкновение островной дуги (или дуг) и террейна [Федоровский, 1997]. Этот эпизод документируется обдукцией на террейн островодужных и окраинноморских аллохтонов. Формируется резкая  тектоническая неоднородность, когда легкая континентальная кора фундамента террейна оказалась погребенной под более тяжелой корой океанического и островодужного типов. Реально картируемый геологический разрез представляет собой коллаж аллохтонных дезинтегрированных фрагментов и пластин пород примитивных и зрелых островных дуг, окраинноморского генезиса, перекрывших континентальную кору террейна. В глубинных условиях, синхронно с начавшимся метаморфизмом, формируется многоэтапный покровный синметаморфический структурный парагенезис.

           Возможны два сценария начальных этапов коллизии, вслед за которыми начинается формирование гранито-гнейсовых куполов. Это либо а) модель орогенов скандинавского типа [Dewey, 1988], предполагающая мощное утолщение коры, диапировый подъем глубинного материала, декомпрессию и плавление; либо б) модель отрыва слэба, когда под коллизионной зоной происходит отрыв сегмента субдуцированной океанической литосферы [Davies, von Blanckenburg, 1995], что сопровождается локальной перестройкой структуры конвекции, быстрым подъемом горячего астеносферного материала к подошве коры в зоне коллизионного шва, плавлением поддвигающейся мантии и появлением подкоровых камер базальтов.

           Независимо от выбранного сценария, результат будет сходным: подъем геоизотерм в коре, высокоградиентный метаморфизм, ремобилизация древней континентальной коры фундамента террейна, тектонически перекрытого островодужными аллохтонами и экранированного ими. В пределах верхней коры происходит концентрация гранитного материала и формирование гранито-гнейсовых куполов. Их ядра, развиваясь главным образом за счет ремобилизованных пород фундамента террейна, создают некое подобие "слоя" между инфра- и супраструктурой (рис. 8).

Рис. 8. Схема, иллюстрирующая расположение гранито-гнейсовых куполов в коллизионной зоне Западного Прибайкалья [Федоровский, 1997]

        Специфика купольного тектогенеза в том, что гранито-гнейсовые ядра молодых (раннепалеозойских) куполов формируют непрерывный 'слой' на границе фундамента и его оболочки, главным образом - за счет раннедокембрийских пород фундамента и лишь частично - за счет пород нижних горизонтов обдуцированных покровных аллохтонов.

         Мощность 'слоя' гранито-гнейсовых куполов зависит от многих факторов, в первую очередь вероятно от интенсивности и длительности процесса ремобилизации, состава пород фундамента, верхней и нижней коры в целом. В Ольхонском регионе подошва этого 'слоя' не вскрыта, так как эрозионный врез здесь невелик. Судя по береговым скалам, сплошным кольцом окружающим практически все побережье Байкала и острова Ольхон, - первые сотни метров мощности гнейсово-купольного слоя реально наблюдаются. На самом деле она наверняка значительно больше.

Светлое - мраморы, гранитные жилы (нитевидные белые линии), темное - гнейсы и кварциты.

Аэрофото масштаба 1:5000

         В конце купольного эпизода в режиме 'косой коллизии' произошло столкновение Ольхонского террейна с Сибирской континентальной плитой. Террейн несет на спине покровно-складчатые аллохтоны, уже деформированные в процессе купольного тектогенеза. Господствующее развитие получают сдвиговые дислокации [Федоровский и др., 1995;1997]. Крупные и мелкие сдвиговые пластины взаимодействуют между собой в региональном поле напряжений правосдвигового характера. Происходит сжатие и расплющивание ранее возникших линейно-складчатых и купольных зон, их изгиб в крупные сигмоиды. Жесткие геологические тела (метагабброиды, ультрабазиты), а также ядра гранито-гнейсовых куполов испытывают вращение (возникают вихревые структуры). Неравномерное скольжение сдвиговых пластин друг относительно друга значительно нарушает досдвиговую систему, сопровождается формированием резко оттянутых линзовидных окончаний сдвиговых пластин, развитием бластомилонитов. Многочисленные разрывы сплошности коры, сопровождающие сдвиговый тектогенез, вскрывают "закупоренные" (экранированные оболочкой) ядра гранито-гнейсовых куполов, что привело к декомпрессии, выплавке и формированию огромного числа синметаморфических гранитных жил, проникающих в вышележащие аллохтоны.

Жилы гранитов в зонах синметаморфических сдвигов

Район Нутгей