Региональная геология

Южнее Байкало-Муйской аккреционного пояса в пределах Баргузино-Витимской зоны господствуют гранитоиды Ангаро-Витимского батолита. Стратифицированные отложения сохранились в виде разного размера ксенолитов и провесов кровли. Одним из наиболее крупных реликтов является поле распространение метаморфических пород, выделяемых в Баргузинский турбидитовый террейн. Под термином “турбидитовый” понимается террейн, сложенный мощными толщами турбидитов (флиша), которые могут иметь различное, окончательно еще не выясненное, происхождение. Эти толщи могут представлять собой накопления континентального склона и его подножия, перддугового или тылового прогибов вулканической островной дуги или выполнение узких трогов перед фронтом продвигающихся тектонических покровов. В пределах Баргузинского террейна отмечаются глубокометаморфизованные породы: гнейсы, сланцы, мрамора, амфиболиты. На этом основании многие исследователи относят их к раннему докембрию, предполагая, что в основании Баргузино-Витимской зоны находится крупный микроконтинент. Однако возраст метаморфизма в настоящее время многими исследователями трактуется как ордовикский. При такой интерпретации метаморфические комплексы Баргузинского террейна можно рассматривать как северо-восточное продолжение Прибайкальского метаморфического пояса и интерпретировать эти образования как раннепалеозоской аккреционной зоны. Тем не менее в пределах Баргузино-Витимской складчатой зоны можно выделить блоки с типичной архей-раннепротерозойской корой. К таким блоком кратонного типа можно отнести Амалатскую и Гаргинскую глыбы. Южное продолжение Баргузинского террейна выделено в Икатский турбидитовый террейн. Среди относительно слабометаморфизованных и стратифицированных отложений этой территории преобладают венд-кембрийские терригенные-грубообломочные, флишоидные, терригенно-вулканогенные и, главным образом, карбонатные отложения с фауной археоциат и трилобитов. Присутствуют также терригенные комплексы в основном молласоидного и флишоидного облика, предположительно более высокого стратиграфического уровня (О-S и возможно D).

Состав, структурное положение обозначенных выше комплексов указывает на то, что формирование позднедокембрийско-раннепалеозойских комплексов Баргузинского и Икатского террейнов связано, скорее всего, с обстановками задугового бассейна, в пределах которого могли находится мелкие кратонные блоки. Ордовикская аккреция островной дуги вызвала деформацию структур этого бассейна, и последующий существенный метаморфизм во фронте складчатого пояса (Баргузинский террейн). К структурам отвечающим самой венд-раннепалеозойской вулканической дуги следует отнести полосу нижнепалеозойских отложений, протягивающиеся цепочкой среди гранитоидов Ангаро-Витимского батолита вдоль р.Уды на северо-восток до р.Витим, (Еравнинская зона, островодужный террейн). Для этой зоны характерна андезит-дацитовая формация нижнего кембрия, представляющих типичный островодужный комплекс. В состав формации входят диабазы, андезиты, дациты, туфы, агломераты, биогермы археоциатовых известняков. Юго-западным продолжением Еравнинской островной дуги могут быть вулкногенные образования Джидинской зоны и Таннуольско-Хамсаринские палеоостроводужные комплексы Тувинского региона.

Дугообразная форма структур Байкальской области несомненно имеет вторичное происхождение. Однако надежных данных о времени формирования этой дуги нет Предполагается что изгиб произошел в среднем палеозое, вероятно в девоне. В пользу этого свидетельствует характер деформаций отложений кембрия-силура Сибирской платформы. А также ярко выраженное структурное несогласие в начале девона и кардинальная смена характера осадконакопления плитного комплекса Сибири с карбонатного на терригенное. Деформации континентальной окраины Сибири могли быть следствием движения Алданского блока относительно Ангаро-Анабарского: возможно, в результате правостороннего смещения Алданского щита вдоль Жуинского сдвига. Однако главной причиной вероятно является столкновение континентальной окраины с иным континентальным массивом, остатки которого предполагаются в пределах Яблоново-Селенгинской складчатой системы Забайкалья.

Байкальский кайнозойский рифтовый пояс. Байкальский рифтовый пояс протягивается на расстояние 1500 км. и накладывается на разновозрастные структуры Байкальской складчатой области, Восточно-Саянского орогена, Тувинских структур Алтае-Саянской складчатой области и продолжается в Северной Монголии. Рифтовый пояс представлен серией грабеновых структур северо-восточного простирания, разделенных новейшими горстовыми поднятиями. Центральное место в Байкальской рифтовой зоне занимает глубоководная впадина оз.Байкал, которая делится на Южную и Северную котловины, разделенные подводным Академическим хребтом, протягивающимся от о.Ольхон до п-ова Святой нос. К западу от Байкала расположены Тункинская, Хубсугульская, Дархатская и серия более мелких впадин, представляющие собой западное продолжение рифтовой зоны. На северо-востоке полоса рифтовых структур продолжается Верхнеангарской, Муйской, Чарской, Токинской и кулисообразно расположенными Баргузинской и Баунтинской впадинами. Строение большинства указанных впадин довольно одноообразное. Как правило, они представляют собой ассиметричные грабены, ограниченные системами листрических сбросов, при том северо-западные борта грабенов более крутые, чем юго-восточные. Такое строение указывает на то, что образование этих структур может быть связано с крупноаплитудными сдвиговыми перемещениями - присдвиговые впадины, структуры типа “pull-apart”. Большинство впадин характеризуется отсутствием магматических и вулканогенных комплексов и выполнены олигоцен-голоценовыми тонкообломочными речными, озерными и болотными осадками с прослоями диатомитов, мергелей и углистых пород, на разных уровнях разреза присутствуют и грубообломочные образования, указывающие на появление по бортам впадин интенсивно размываемых горных поднятий. Мощность кайнозойских континентальных осадков, выполняющих впадины составляет от 0,5 до 5 км. Хотя большинство впадин амагматичны, тем не менее синхронный формированию грабенов вулканизм в пределах Байкальской рифтовой зоны также достаточно ярко проявлен, но смещен к периферии рифтовой зоны. Выделяется несколько районов интенсивного вулканизма, где последние извержения происходили несколько сотен тысяч лет назад, в том числе Прихубсугулье, Тувинское нагорье, Восточный Саян, Хамар-Дабан, Витомское плоскогорье, Удоканский хребет. Начало вулканической деятельности датируется миоценом (около 25 млн. лет назад). Вулканические породы представлены преимущественно субщелочными и щелочными оливиновыми базальтами, что, в целом, типично для внутриплитного магматизма. В качестве основных причин кайнозойского рифтогенеза обычно называют коллизию Индостанской и Евразиатской литосферных плит. Однако, структуры, подобные кайнозойской Байкальской рифтовой зоне отчетливо прослеживаются к югу, где широко представлены аналогичные присдвиговые грабеновые структуры, выполненные преимущественно мезозойскими континентальными грубообломочными толщами и продуктами внутриплитного магматизма. Причем можно четко проследить динамику “удревнения” впадин в направлении от окраины Сибирского кратона к Монголо-Охотской сутуре. Их формирование с одной стороны может быть обусловлено сложной геодинамической обстановкой на Сибирской окраине Евразийской плиты в мезозое при закрытии Монголо-Охотского оеканического бассейна. Она характеризовалась надвиганием континента на структуры Монголо-Охотского океанического бассейна, в результате чего спрединговая зона этого бассейна оказалась перекрытой и, продолжая функционировать, обусловила образование зон «рассеянного» рифтогенеза и «распыленного» вулканизма вдоль континентальной окраины Сибири. Современным аналогом такой ситуации можно рассматривать калифорнийскую окраину Северной Америки. С другой стороны, основной причиной формирования грабеновых структур как мезозоя так и кайнозоя могут являться крупноамлитудные сдвиги левостронней кинематики связанные с “вращением” Сибирской платформенной области Евразийской плиты относительно Европейской по часовой стрелке. При таких сдвигах в пределах Забайкальской области возникают условия растяжения что и выражается в формировании структур типа “pull-apart”. При этом наиболее удаленные от окраины Сибирского кратона области, “отставая” от общего перемещения будут испытывать растяжение раньше, нежели приближенные к кратону.

Енисейско-Саянская складчато-покровная область

Структуры Енисейско-Саянской складчато-покровной области формируют юго-западную окраину Сибирской платформы. В тектоническом строении этого региона выделяют два крупных сегмента: Восточносаянский (Присаянье) и Енисейский кряж. Основу тектонической структуры Восточного Присаянья составляют кулисообразно расположенные Шарыжалгайская и Бирюсинская метаморфические глыбы, представляющие собой выступы фундамента Сибирской платформы. Они сложены архейско-раннепротерозойскими комплексами глубокометаморфизованных и гранитизированных пород, часто образующих куполовидные структуры, соответственно шарыжалгайской и бирюсинской серий. Уровень метаморфизма пород здесь достигает гранулитовой и амфиболитовой фаций, а сами породы представлены гиперстеновыми гнейсами, амфиболитами, гранулитами, высокоглиноземистыми сланцами и мраморами. Глыбы разделены Урикско-Ийским грабеном, его северо-западным продолжением является Туманшетский грабен, а в юго-западной части Саянской области выделяется Онотский грабен. Грабенообразные структуры выполнены вулканогенно-осадочными толщами, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций и по своим вещественным характеристикам во многом аналогичны комплексам зеленокаменных поясов Алданского щита. В пределах грабенов среди метавулканитов в виде тектонических пластин или блоков заключены плагиогнейсы и гранитоиды тоналит-трондьемитового состава с возрастом 3.2 млрд лет. Верхняя возрастная граница комплекса определяется по возрасту прорывающих их гранитов - 2.5 - 2.7 млрд.лет.

С восточной стороны к выступам фундамента примыкает Присаянский прогиб, где на различных протерозойских образованиях несогласно залегают почти неметаморфизованные ритмично слоистые рифейские терригенно-карбонатные отложения карагасской серии, с размывом перекрытые пестроцветными терригенными отложениями вендской молассы (оселковая серия). Эти толщи смяты в умеренно сжатые линейные складки и разобщены сдвигами. В пределах Присаянской полосы среди метаморфических комплексов основания и осадочных толщ карагасской серии широко распостранены неопротерозойские дайки, силлы и маломощные штоки габбро-долеритов. Формирование этих субвулканических тел, в последнее время, связывают с режимом внутриконтинентального растяжения и заложением пассивной континентальной окраины Палеоазиатского океанического бассейна.

Западным ограничением описанных структур Присаянья является ярко выраженная зона Главного Саянского разлома. К его северо-западному участку приурочен Агульский прогиб, заполненный несогласно залегающей на бирюсинской серии толщи нижнедевонских осадочно-вулканогенных пород. Вулканогенные породы представлены субщелочными разностями базальтов и риолитов, а осадочные пестроцветными континентальными обломочными сериями молассоидного облика. Их формирование связывают с режимом внтуриконтинентального рифтогенеза, который наиболее ярко проявлен к западу от Главного Саянского разлома. С этим процессом связано заложение крупного прогиба в пределах Алтае-Саянской складчатой области (Минусинская система впадин). На северо-западе протерозойские сооружения Присаянья погружаются под осадки наложенной Рыбинской впадины. Ее выполнение также представлено континентальной красноцветной молласой среднего девона - карбона, которая трансгрессивно перекрыта угленосными толщами юры. Сходное выполнение имеют Иркутско-Черемховская и Канская впадины в пределах плитного комплекса юго-запада Сибирской платформы. Рыбинская впадина территориально разграничивает структуры Присаянского сегмента Енисейско-Саянской области и складчато-покровные сооружения Енисейского кряжа.

В структуре Енисейского кряжа выделяют два главных структурных элемента: раннедокембрийский Ангаро-Канский метаморфический выступ (Южно-Енисейский кряж), расположенный на юге и поздненеопотерозойское складчато-покровное сооружение Заангарской части на севере. Границей между ними служит субширотная зона Нижнеангарского глубинного разлома выраженная на геологической карте кайнозоем Нижнеангарской впадины.

В строении Ангаро-Канского блока участвуют метаморфизованные в гранулитовой и амфиболитовой фациях вулканогенно-терригенные комплексы. Наиболее широко распорстранены пироксеновые гнейсы, гранулиты, амфиболиты, биотитовые сланцы, присутвуют также прослои кварцитов и мраморов. Возраст метаморфизма оценивается интервалом 1.9-1.8 млрд.лет. На востоке глыбы размещен крупный автохтонный гранитоидный Таракский массив, образующий с метаморфитами Ангаро-Канского выступа единую структуру подчеркнутую постепенными переходами от гранитов к гранулитам через зону мигматизированных гнейсов. Cтановления таракских гранитоидов произошло на рубеже 1.78 млрд.лет назад. Восточную окраину Ангара-Канского блока перекрывают рифейские терригенно-карбонатные отложения Ангаро-Канского прогиба. По существу эти образования идентичны комплексам выполняющим Присаянский прогиб и территориально надстаривают его в северном направлении.

Западную - приенисейскую зону территории Южно-Енисейского кряжа образуют неопротерозойские островодужные и офиолитовые комплексы Предивинского террейна, надвинутые на метаморфиты Ангаро-Канского блока. В составе Предивинского террейна преобладают метавулканиты известково-щелочной серии и габброиды палеоостроводужного комплекса, а также толеитовые метабазальты и гипербазиты океанского коплекса. Формирование перечисленных вулканогенных пород соотвествует интервалу 640-630 млн.лет. Распространение позднедокембрийских островодужных образований на Енисейском кряже не огранивается территорией Предивинской зоны. К северу, в пределах северо-западной части Заангарья продолжением указанных структур является Исаковский террейн. Центральную часть террейна представлена офиолитовым меланжем, в составе которого присутствуют пластины толеитовых метабазальтов, метагаббро, метаперидотиты, а также комплекс параллельных даек. Островодужный комплекс пород, представленный здесь известково-щелочной риолит-андезит-базальтовой вулканической серий в ассоциации с слабометаморфизованными туфами, туфопесчанкиами, пелитами и редко известняками, наиболее широко распространен в западной части террейна. Возраст формирования островодужного комплекса оценивается рубежом 700 млн.лет, т.е. несколько древнее, чем Предивинский. Тем не менее, время аккреции и обдукции Исаковской и Предивинской островной дуги на окраину Сибирского кратона сопоставимы - около 620-600 млн.лет назад. Это позволяет объединить струкутры Исаковского и Предивинского террейна в качестве единого позднедокембрийского аккреционного пояса.

Основная часть территории Заангарья сложена метаморфизованными терригенными, терригенно-карбонатными и карбонатными породами тейской, сухопитской и тунгусикской серий мезо-неопотерозойского уровня. Формирование этих пород связано с условиями пассивной континентальной окраины, вернее окраин. В составе складчато-надвигового пояса Заангарской части Енисейского кряжа можно выделить три крупные тектонические единицы: Западно-, Центрально- и Восточно-Ангарский террейны.

Восточно-Ангарский блок интерпретируется как выступ основания Сибирского кратона, перекрытый неопротерозойскими терригенно-карбонатными толщами пассивной окраины. Западно- и Центрально-Ангарский блоки, вероятно, до столкновения с Сибирским континентом составляли единый микроконтинент (миогеоклинальный террейн). В пределах этой территории на дневной поверхности обнажаются породы тейской серии, метаморфизованные в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. Они представлены андалузит-силлиманит-ставролитовыми, кианит-силлиманитовыми и биотит-силлиманитовыми гнейсами, а также кварц-мусковитовыми сланцами, кварицитами и мраморами. Их перекрывают отложения сухопитской серии, метаморфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций и представленные преимущественно ритмично переслаивающимися метапесчаниками, метаалевролитами, кварц-хлорит-серицитовыми сланцами. Последние сменяются вверх по разрезу толщей слабометаморфизованных преимущественно карбонатных пород тунгусикской серии. Восточным ограничением Центрально-Ангарского террейна является зона Ишимбинского надвига. В пределах этой полосы выведен на поверхность базит-ультрабазитовый комплекс Панимбинского офиолитового пояса. Наряду с гипербазитами и габброидами в “разрезе” офиолитового комплекса присутствуют пластины толеитовых базальтов с типичной подушечной отдельностью, аркозовые и кварцевые песчаники, комплекс параллельных даек. В некоторых районах различные члены офиолитовой ассоциации перемежаются с туфами и базальтами, предположительно островодужного генезиса. Возраст офиолитов оценивается интервалом 1050-900 млн.лет. Наличие панимбинских офиолитов дает основание рассматривать Центрально-Ангарский блок Енисейского кряжа в качестве самостоятельного террейна миогеоклинального типа, до неопротерозоя непринадлежащий Сибирскому кратону. Время столкновения Центрально-Ангарского террейна маркируется коллизионными гранитоидами тейского, татарско-аяхтинского комплексов и постколлизионными гранитами глушихинского комплекса, формирование которых происходило в интервале 850-720 млн.лет.

Все описанные образования включая неопротерозойские субдукционные комплексы Исаковского террейна несогласно перекрыты позднерифейско-вендской молассой и терригенно-карбонатными флишоидными сериями, сопоставимымы по строению с отложениями Присаянского и Ангаро-Канского прогибов. Соотвественно, к этому времени была сформирована основная структура рассматриваемого региона. Указанные поздненнеопротерозойские и раннепалеозойские осадочные комплексы выполняет ряд наложенных прогибов: Вороговский, Большепитский на западе, Тейская впадина, Ангаро-Питский прогиб на востоке. Комплексы выполнения этих впадин можно рассматривать как образваония плафторменного этапа развития структуры Енисейского кряжа.

Алтае-саянская складчатая область

Алтае-Саянская складчатая область в современных координатах занимает юго-западное обрамление Сибирской платформы и представляет собой одну из крупнейших горно-складчатых систем Центральной Азии. Она охватывает территорию Салаира, Кузбасса, Кузнецкого Алатау, Рудного и Горного Алтая, Горную Шорию, Западный Саян, Восточный Саян, Туву и Хакасию. В геотектоническом отношении область является западной частью Алтае-Монголо-Охотского сегмента рифейско-палеозойского Центрально-Азиатского складчатого пояса. Область располагается в районе смены субмеридионального - Уральского простирания на субширотное - Монголо-Охотское. На северо-востоке она граничит по Главному Восточно-Саянскому разлому с Енисейско-Саянской складчато-покровной областью, а на юго-западе по Восточно-Чингизскому разлому с палеозойской складчатой областью Казахского нагорья. На юго-востоке складчатые структуры Алтае-Саянской области продолжаются в Монголию и Северный Китай, а на северо-западе скрываются под чехлом мезо-кайнозойских отложений Западно-Сибирской плиты. Это сложно-построенная рифейско-палеозойская аккреционно-коллизионная структура, состоящая из множества террейнов (микроконтинентов, фрагментов островных дуг, океанических островов) сформированная в результате развития Палеоазитаского океана. В силу своего аккреционно-коллизионного происхождения Алтае-Саянская складчатая область имеет мозаичное тектоническое строение с большим количеством разноориентированных разрывных нарушений. Главной отличительной чертой ее тектонического строения является разнонаправленность и торцевое сочленение отдельных региональных структурных элементов. В большей степени такое строение связано с крупноамплитудным смещением структур по разломам сдвиговой природы, разнонаправленностью и неодноактностью процессов аккреции и коллизии.

Наиболее древние образования складчатой области слагают структуры Дербинского и Тувино-Монгольского (Сангиленского) массивов. Комплекс основания массивов представлен полиметаморфическим комплексом метапелитов с региональным метаморфизмом кианитового типа. Возраст этих образований в настоящее время оценивается как средне-позднерифейский. Комплекс чехла выполнен мраморами и кристаллическими сланцами. Возраст формирования чехла соответствует второй половине позднего рифея. Его накопление происходило в режиме пассивной континентальной окраины.

Другим типичными примером пассивных окраин являются венд-кембрийские отложения Манского прогиба Восточного Саяна. Разрез прогиба представлен снизу вверх толщей красноцветных конгломератов, гравелитов и песчаников с прослоями доломитов рифея-венда. Вверх по разрезу они сменяются венд-среднекембрийским флишем и сменяющими их по латерали мелководными прибрежно-морские и рифовые образования. К комплексы, маркирующим режим пассивной континентальной окраины относят также карбонатно-терригенные породы ордовика-силура на западе Алтае-Саянской области. Здесь комплексы данного типа находится в сложных соотношениях с океаническими, островодужными и коллизионными образованиями, где латеральные и временные границы между ними не всегда четко устанавливаются.

Комплексы океанической коры представленные типичной офиолитовой ассоциацией и образованиями внутриокеанических вулканических поднятий или подводных гор (типа гайотов или симаунтов) в Алтае-Саянской области группируются в несколько разновозрастных, омолаживающихся в сторону от Сибирского кратона зон, что отражает последовательность наращивания континента за счет причленения к нему разных структур палеоокеанического бассейна. Фрагменты офиолитовых разрезов, нередко заключенные в серпентинитовом меланже, образуют пояса и ареалы во внешних аккреционных структурах островных дуг и в задуговых бассейнах. Наиболее древняя, предположительно довендская, зона реставрируется вдоль южной и юго-западной окраины Сибирского кратона (вдоль Главного разлома Восточного Саяна). Более молодая (каледонская) зона распространения океанических комплексов располагается юго-западнее докембрийской. Наиболее полный разрез этих офиолитов сохранился в Куртушибинском поясе, входящем в аккреционную призму раннепалеозойской Северосаянской осторовной дуги. Он представлен пакетом пластин вулканогенных и осадочных пород среди которых наибольшим распространением пользуются гипербазиты, габброиды, диабазы, слагающие комплекс параллельных даек и дайко-силловый комплекс, а также эффузивы. Фрагменты офиолитовой ассоциации сохранились также в Борусском поясе Западного Саяна, в Горном Алтае (Чаган-Узунский массив, Теректинский пояс), а также фрагментарно распространены в пределах Западно-Тувинской и Каахемской зон Тувы, западных склонов Кузнецкого Алатау и Салаире. Такая фрагментарность обусловлена позднекаледонской и герцинских сдвиговой тектоникой.

Палеоостроводужные комплексы, включающие образования собственно магматических дуг, аккреционных призм, преддуговых и задуговых бассейнов, занимают более 1/3 всей территории Алтае-Саянской складчатой области и составляют ее каркас. По существу, Алтае-Саянская складчатая область представляет собой коллаж островодужных террейнов. В структуре области выделяются фрагменты нескольких разновозрастных палеоостроводужных систем, омолаживающихся в юго-западном направлении.

Довендская островодужная система, которую можно связывать с ранним этапом развития Палеоазиатского океана представлена на окраине Сибирского кратона. Комплексы этой системы на юго-востоке Восточного Саяна надстраивают офиолитовый разрез и содержат породы бонинитовой серии, являющиеся индикатором примитивных островных дуг, формировавшихся на коре океанического типа. Офиолиты и бонинитсодержащие комплексы участвуют в покровно-чешуйчатой структуре вместе с туфогенно- и карбонатно-терригенными, иногда флишоидными, толщами. В центральной части Восточного Саяна островодужные комплексы присутствуют среди сложной ассоциации вулканогенных (местами с гипербазитами и серпентинитовым меланжем), обломочных и карбонатных пород, слагающих тектонические клинья и пластины в зоне Главного разлома. Основная часть островодужных комплексов принадлежит раннепалеозойскому этапу развития Палеоазиатского океана. Большинство этих комплексов сосредоточена в центральной части складчатой области. Фрагменты венд-кембрийских островных дуг слагают полосу, протягивающуюся от Таннуольско-Хамсаринской зоны Тувы через Восточный и Западный Саяны в Кузнецкий Алатау, Горный Алтай и Cалаир. Степень сохранности большинства дуг уникальна для столь древних (каледонских) образований. Они представлены либо триадой (аккреционная призма, вулканическая дуга, задуговый бассейн), либо, как минимум, диадой (аккреционная призма, вулканическая дуга или вулканическая дуга - задуговый бассейн). Венд-раннекембрийские раннеостроводужные образования этого комплекса наиболее ярко представленные в Северосаянской зоне Западного Саяна, Курайской зоне Горного Алтая и Таннуольско-Хамсаринской зоне Тувы сложены продуктами толеитового вулканизма - базальтами и андезибазальтами, и местами дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитовой серией с существенной ролью пород кислого состава. В ассоциации с вулканогенными породами присутствуют пестроцветные вулканогенно-терригенные формации с подчиненной ролью кремнисто-глинистых и карбонатных отложений. Отличительной особенностью является присутствие вулканических бонинитовых серий, являющихся индикаторами примитивных островных дуг. Средне-позднекебрийские островодужные комплексы, наиболее ярко представленные в Салаире, Катунской части Горного Алтая, Кузнецком Алатау и отличаются более зрелым (известково-щелочным) вулканизмом, часто с большим количеством пирокластики, а также широким развитием мощных терригенные толщ с турбидитами и олистостромами во фронтальных (преддуговых) частях структур. С венд-кембрийской островодужной стадией связано формирование субдукционных габбро-гранитных интрузий. На площади они распространены крайне неравномерно, что подчеркивает нарушенность древнего структурного рисунка островодужной системы.

Герцинские островные дуги возникли в конце девона. Они принадлежат к Обь-Зайсанской складчатой системе и распространены в Рудном Алтае и Колывань-Томской зоне. На западе Алтае-Саянской области, в Рудном Алтае и смежных районах Иртыш-Зайсанской зоны смятия реставрируется латеральный ряд островодужных структур в которых поглащалась океаническая кора Иртыш-Зайсанского палеоокеанического бассейна. Субдукционные комплексы сформировались на девонской континентальной окраине в виде энсиалической островной дуги и окраинного моря. От Иртыш-Зайсанского палеоокеанического бассейна в направлении к Сибирскому континенту морские глинисто-песчаные, а затем олистостромовые комплексы верхнего девона - раннего карбона сформированные в глубоководном желобе и на его склонах сменяются типичной островодужной ассоциацией с преобладанием андезитов и дацитов. Дальше к северо-востоку вулканогенная толща замещается флишоидной терригенной и тефрогенной серией, которая формировалась с внутренней стороны дуги. Еще восточнее флиш сменяется глинисто-кремнистыми отложениями окраинного моря. Одновозрастные осадочные отложения позднего девона -- раннего карбона в Колывань-Томской зоне слагают тектонические пластины, надвинутые на структуры Салаира и Кузнецкого прогиба. Верхний девон представлен здесь прибрежно-морскими пестроцветными песчано-глинистыми и карбонатно-терригенными отложениями. Нижний карбон сложены сероцветными флишоидными толщами глинисто-песчано-алевролитового состава с редкими прослоями и линзами известняков и вулканитов. Колывань-Томская зона в геодинамическом плане отвечает задуговому бассейну. С формированием Рудно-Алтайской островной дуги, последующей коллизией и закрытием Иртыш-Зайсанского бассейна связано внедрение гранодиорит-тоналитовых интрузий змеиногорского комплекса, распространенных почти исключительно в Рудном Алтае. С задуговыми зонами растяжения связаны верхнедевонские дайки и силлы базитового состава, широко распространенные на юго-востоке Рудного Алтая.

Коллизионные комплексы в пределах Алтае-Саянской области развиты на трех возрастных уровнях: позднерифейском, позднекембрийско-среднеордовикском и средне-позднекаменноугольном. Наиболее древний позднерифейский комплекс представлен на окраине Сибирской платформы (Присаянский прогиб). На коллизионном этапе здесь формировалась пестроцветная мелководная терригенная формация (оселковой серия) с конгломератами в основании и незначительным количеством карбонатных пород. Коллизионные образования кембро-ордовика распространены значительно шире и встречаются на территории почти всей Алтае-Саянской области. На востоке, в пределах Восточного Саяна, они образуют серию приразломных прогибов, выполненных грубообломочными отложениями (нарвская, баджейская свиты). Интрузивные породы образуют серию крупных (Беллыкский, Гарганский и др.) и множество более мелких массивов. В пределах Западного Саяна и Тувы, где коллизионные образования представлены пестроцветной сложно построенной терригенной формацией (аласугская серия) преобладают песчаники, алевролиты, конгломераты, глинистые сланцы. Редко присутствуют вулканогенные породы основного и кислого состава. Примером интрузивных образований в этих районах являются силурийские диорит-гранодиоритовый большепорожский комплекс Западного Саяна и диорит-граносиенит-гранитовый бреньский комплекс Тувы. Еще одна зона развития коллизионных комплексов протягивается вдоль западного склона Кузнецкого Алатау и на юге Горного Алтая. Образования комплекса слагают здесь также серию приразломных прогибов, выполненных терригенной и вулканогенно-терригенной пестроцветными формациями. Интрузивная составляющая представлена гранит-гранодиоритовой формацией ордовика.

Коллизионный комплекс позднепалеозойского возраста развит в Обь-Зайсанской складчатой системе и представлен серией приразломных прогибов, выполненных пестроцветной терригенной грубообломочной толщей среднего --позднего карбона, местами переслаивающейся с вулканитами андезит-дацитового состава. Интрузивные породы представлены крупными массивами калбинского гранитного комплекса. С коллизионным этапом этого возраста связаны метаморфизм и внедрение серии вытянутых тел гранитоидов в Иртышской зоне. В Томь-Колыванской зоне коллизионный комплекс представлен гранитоидами обского комплекса поздней перми. Несколько тел аналогичных гранитоидов известно также на севере и западе Салаира.

Большим распространением в Алтае-Саянской области пользуются герцинские комплексы активной континентальной окраины андийского типа представленные в пределах Рудного Алтая, на юго-западе Кузнецкого Алатау и востоке Горного Алтая. Формированию их предшествовал нижнедевонский период развития вулканических впадин рифтового типа: Минусинской, Тувинской, Кузнецкой, Агульской и более мелких. Они закладывались на каледонских и более древних структурах. Вулканические толщи представлены наземными, преимущественно бимодальными сериями. Для всех районов свойственна повышенная щелочность вулканитов. Ассоциирующие с ними интрузивные породы принадлежат щелочно-габброидным и щелочно-гранитоидным комплексам.

Таким образом, описанный выше набор геологических комплексов, сформированных в самых различных геодинамических обстановках, указывает на то, что Алтае-Саянская складчатая область представляет собой аккреционно-коллизионную структуру образованную на месте океана, просуществовавшего с начала рифея до середины палеозоя. Каледонские структуры Алтае-Саянской складчатой области - это продукт аккреции древних сиалических блоков (микроконтинентов) и островных дуг, которые в разное время причленились к окраине Сибирского кратона. Более молодые герцинские складчатые сооружения вероятно являются следствием столкновения Казахстанского и Сибирского континентов, между которыми оказались зажаты среднепалеозойские островодужные системы. В тектоно-геодинамической истории развития Алтае-Саянской области можно выделить несколько наиболее важных этапов:

1. Ранняя стадия развития Палеоазитского океана (PR3) связанная с рифтогенезом. Индикаторами этого события являются рифейские авлакогены древних платформ, а также периферические прогибы кратонов. В пределах новообразованного океана шел процесс наращивания океанической коры. На ней формировались внутриплитовые вулканические поднятия с кремнисто-карбонатным чехлом. Первые зоны субдукции по периферии малых океанических бассейнов, расположенных между кратоном и континентальными блоками типа Сангиленского, Дербинского и др., появились уже в рифее. В пределах области рифейские океанические и островодужные комплексы известны в зоне Главного разлома Восточного Саяна.

2. Стадия активной океанической окраины западнотихоокеанского типа (V-). Это стадия характеризуется заложением протяженных зон субдукции и связанных с ними систем островных дуг. Характерными представителями этого этапа развития области являются вулканогенно-осадочные комплексы сохранившиеся в Западном Саяне, Кунецком Алатау, Гоном Алтае, Салаирском кряже.

3. Стадия коллизии и пассивной окраины (O-S) Характеризуется практически повсеместным прекращением островодужного вулканизма, орогеническими событиями, которые сопровождались интенсивной деформацией каледонской континентальной окраины, формированием моласс, олистостром, широким внедрением гранитных интрузий. Начиная с середины ордовика и до силура включительно на окраине Сибирского континента наступил режим пассивной окраины и связанное с ним преимущественно терригенное и терригенно-карбонатное осадконакопление. Комплексы этого типа наиболее ярко представлены в пределах Алтая, Западного Саяна и в Туве.

4. Cтадия континентального рифтогенеза (D1). Первопричиной рифтогенза могли являться либо поднятие мантийных плюмов над горячими точками, либо глубокий раскол литосферы в результате активизации крупноамплитудных сдвиговых перемещений вдоль континента. В раннем девоне в результате континентального рифтогенеза начали формирование вулканические впадины наиболее крупными из которых являются Северо- и Южно-Минусинская, Тувинский и Кузнецкий прогибы.

5. Стадия формирования активной континентальной окраины и вулканических островных дуг (PZ2), связана заложением новых зон субдукции по периферии каледонской структуры области. В тылу активной континентальной окраины, на месте крупных рифтогенных впадин в это время накапливались сначала морские отложения, а затем толщи континентальных моласс.

6. Позднепалеозойская коллизионная стадия. В это время были сформированы основные черты современной структуры области. Коллизионных комплексы этого возраста развиты по западной периферии Алате-Саянской обалсти. После закрытия океана накапливались осадочные и вулканогенно-осадочные в различной степени угленосные молассы.

7. Мезо-кайнозойская стадия развития характеризуется континентальным режимом. В это время область испытывала сложные деформации обусловленные крупными сдвиговыми перемещениями по разломам, в значительной степени унаследованным от палеозойских движений. Периоды МZ-KZ тектонической активизации можно рассматривать как отражение двух основных событий - развитие и закрытия Тетиса и Монголо-Охотского океанических бассейнов и коллизии Индостана с Азией (Индо-Австралийской плиты с Евразийской).

Таймыро-Североземельская складчато-покровная область

Геологические комплексы п-ова Таймыр и архипелага Северная Земля формируют складчато-покровную структуру арктической части Сибири. Естественной южной границей распространения складчато-покровных образований области является меловой-кайнозойский Енисейско-Хатангский прогиб, отделяющий их от недеформированного чехла Сибирской платформы. Материковую часть области омывают воды Карского моря и моря Лаптевых. В акватории этих бассейнов Северного Ледовитового океана располагаются четыре крупных острова: Большевик, Октябрьской Революции, Пионер и Комсомолец, составляющие основу архипелага Северная Земля.

Рассматриваемая складчато-надвиговая область подразделяется на три тектонические зоны восток-северо-восточного простирания: Южно-, Центрально- и Северо-Таймырскую. Границами зон являются крупные хорошо выраженные разломы надвигового типа: Пясино-Фадеевский и Главный Таймырский.

Южно-Таймырская зона представляет собой глубокий прогиб, выполненный мощной толщей осадков конца докембрия - палеозоя и вулканогенно-осадочными образованиями верхов перми и триаса, причем более древние ранне-среднепалеозойские отложения обнажаются в северной части зоны и к югу постепенно сменяются более молодыми позднепалеозойско-раннетриасовыми. Все отложения, в той или иной степени, дислоцированы. Пликативные и дизъюнктивные нарушения конформны основным структурам области, а их амплитуда постепенно снижается в направлении к платформе, что говорит о формировании структуры в условиях сильного тектонического давления со стороны Центрально- и Северо-Таймырской зон. По характеру слагающих разрез комплексов Южно-Таймырская зона может быть подразделена на две подзоны - карбонатную Северро-Быррангскую и осадочно-вулканогенную Южно-Быррангскую. Первая из них ограничена Пясино-Фадеевским - на севере и Пограничным - на юге надвигами. Разрез представлен существенно карбонатными, в том числе рифогенными породами мощностью до 6 км. Вторая подзона отличается доминирующим распространением терригенных образований, формировавшихся в более мелководной прибрежно-морской обстановке. Мощность этих отложений составляет около 7 км. Верхняя часть разреза насыщена нижнетриасовыми вулканогенными образованиями трапповой формации, включая потоки базальтов, силлы и дайками долеритов, разнообразных по составу, часто с субщелочным и щелочным уклоном. В этой же зоне присутствуют мелкие штоки, небольшие массивы, а также дайки габброидов, гранодиоритов, гранитоидов и сиенитов субщелочного и щелочного ряда, имеющих позднетриасовый возраст. В целом карбонатно-терригенный тип разреза Южно-Таймырской зоны близкий по своему строению чехлу Сибирской платформы отчетливо свидетельствует об обстановке пассивной континентальной окраины в течение палеозоя. Присутствие в верхах разреза характерных вулканогенно-осадочных и интрузивных образований, а также их структурное положение свидетельствуют о том, что их формирование происходило во внтуриплитных условиях и связано с раскрытием Енисей -Хатангского внутриконтинентальной рифта.

Центрально-Таймырская зона имеет более сложное строение, обусловленное ее аккреционной природой. В строении зоны участвуют разновозрастные дорифейские и рифейские осадочные, вулканогенные и интрузивные образования, претерпевшие метаморфические и гидротермально-метасоматические изменения разных фаций и типов. Блоки и пластины сложенные этими породами различны как по составу, так и геодинамическим условиям образования - от континентальных до океанических. Эти метаморфические образования в конце рифея были собраны в аккреционный пояс и перекрыты венд-раннекаменноугольным чехлом осадков.

К наиболее древним (протерозойским) комплексам относятся кристаллические образования Мамонто-Шренковского и Фаддеевского террейнов, представленные высокометаморфизованными терригенными и карбонатными породам, а также метабазитами и базитами. Терригенные породы преобразованы в плагиогнейсы и кристаллические сланцы, а базиты изменены до амфиболитов. Среди них отмечаются дайки метаморфизованных габброидов, широко представлены тела гранитов, гранито-гнейсов и мигматитов. В меньшей степени присутвуют кварциты и мраморы. Для периферийных частей блоков характерны метаморфиты повышенных давлений вплоть до эклогитовой фации. Состав метаморфитов и PT-условия метаморфизма позволяют предполагать, что преобразование пород Мамонто-Шренковского и Фаддевского блоков связаны с тектоническими движениями в зонах субдукции.

Если мысленно снять с Центрально-Таймырской зоны чехол венд-среднепалеозойских отложений, то окажется что террейны высокометаморфизованных зрелых сиалических пород со всех сторон окружены либо вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами которые можно сопоставить с островодужными и задуговыми образованиями, либо офиолитовыми комплексами. Последние формируют два пояса Челюскинский и Становской. Океанские и островодужные комплексы, как правило, пространственно сближены и претерпели метаморфизм в основном зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. В составе вулканитов с одной стороны преобладают толеитовые метабазальты океанской серии, тесно ассоциирующие с серпентинизированными гипербазитами, метагабброидами и габбро-диабазами силлового-дайкого комплекса, а с другой стороны метариолит-андезит-базальтовой формацией известково-щелочной серии островной дуги. Нередко вулканогенные островодужные формации переходят в вулканогенно-осадочные, характерные для задуговых бассейнов с большим количеством туфогенного материала. К этой же ассоциации относятся линзы, пачки и тектонические клинья карбонатных пород и турбидитов.

В центральной части зоны размещаются существенно кристаллические блоки перекрытые чехлом карбонатных пород, в основном позднерифейских доломитов. В результате аккреции таких многочисленных карбонатных блоков, а также Мамонто-Шренковского, Фаддевского террейнов к позднерифейской островной дуге была образована Центрально-Таймырская тектоническая единица. Столкновение этого аккреционного блока с Сибирским континентом произошло в вендское время. Индикатором этого события является молассоидная формация, в составе который присутствуют продукты размыва сиалического фундамента, и позднерифейские коллизионные граниты.

Все вышеперечисленные комплексы Центрально-Таймырской зоны перекрыты палеозойским осадочным чехлом, маркирующим спокойный платформенный режим развития окраины континента. В составе плитного комплекса наряду с вендской существенно грубообломочной молассой, входят аргиллиты, алевролиты и черные глинистые граптолитовые сланцы с прослоями известняков и доломитов, формирующие основную часть разреза от низов кембрия до девона, включительно. Присутствие в разрезе граптолитовых сланцев говорит о более губоководных условиях формирования нежели шельфовые осадки, характерные для Южно-Таймырской зоны.

Северо-Таймырская зона, включающая северную часть п-ова Таймыр и острова архипелага Северная Земля, представляет собой склон и подножье Карского микроконтинента. Анализ потенциальных геофизических полей дает основание прослеживать структуры основания Северно-Таймырской зоны на значительную часть Карского шельфа и в этой связи рассматривать эту область как единую плиту преимущественно с дорифейским фундаментом. Основные элементы структуры Карской плиты ориентированы в соответствии с простиранием коллизионных поясов и крупнейших правосторонних разломно-сдвиговых зон ее южного дугообразного ограничения. На западе продолжения структур плиты резко обрываются меридионально наложенным прогибом Св.Анны. В рельефе дна он выражен одноименным неотектоническим желобом. На юго-восток от желоба трассируются правосторонние сдвиги, оконтуривающие рассматриваемую плиту с юга. Северная и северо-восточная часть плиты срезана котловиной Нансена - частью Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана.

В строении Северо-Таймырской зоны или Карского микроконтинента участвуют три основных комплекса пород: 1) выступы древнего раннепротерозойского фундамента, представленные плагиогнейсами, амфиболитами и гранитогнейсами; 2) рифей-кембрийские осадки континентального склона и подножия существенно флишевого состава, представленные зонально метаморфизованными от зеленосланцевой до амфиболитовой фации, ритмично чередующимися песчаниками, алевролитами и пелитами, мигматизированными и гранитизированнами в позднем карбоне - ранней перми; 3) сравнительно слабодеформированные толщи осадочного чехла, в строении которого преобладают ордовик-силурийские известняки, мергели, песчаники с прослоями гипсов, формирование которых проходило мелководных прибрежно-морских и лагунных условиях, а также девонские терригенные, часто красноцветные континентальные толщи.

Таким образом, структуру Таймыро-Североземельской складчато-покровной области образуют резко отличные друг от друга комплексы пород. Осадочные образования Южно-Таймырской зоны формировались в условиях шельфа Сибирского континента. Центрально-Таймырская зона имеет аккреционную природу и представлена дорифейскими гнейсовыми террейнами, рифейскими карбонатными блоками шельфовой окраины, рифейскимими островодужными и офиолитовыми блоками спаяными к концу рифея - в венде и перекрытыми венд - раннекарбоновыми осадочными комплексами пассивной континентальной окраины Сибири, фациально отличными от одновозрастных осадков Южно-Таймырской зоны. Северо-Таймырская зона сложена позднедокембрийскими метатерригенными породами и палеозойскими осадками маркирующими пассивную окраину Карского микроконтинента. В истории формирования континетальной коры и структуры Таймыро-Североземельской области можно наметить несколько наиболее важных этапов, разделенных крупными тектоническими событиями на рубеже рифея-венда и в позднем палеозое. Начало формирования региона, нужно отнести к позднему рифею. На этом этапе в результате столкновения островной дуги с континентальными блоками (Мамонто-Шренковским, Фаддевским и пр.) образовался Центрально-Таймырский аккреционный террейн. Последующая коллизия с Сибирским континентом в конце рифея привела к обдукции комплексов Центрально-Таймырского аккреционного блока на южную окраину Сибири. С венда континентальная окраина, включающая Центрально-Таймырский аккреционный блок, становится пассивной со свойственным платформенным режимом развития. Происходит накопление карбонатных и карбонатно-сланцевых отложений эпиконтинентального моря. В позднем кембрии формируется глубоководный бассейн с отчетливыми чертами линейно вытянутого прогиба. Ось этого глубоководного трога располагалась южнее зоны причленения Центрально-Таймырского аккреционного блока к континенту, во фронтальной части Пясино-Фаддеевского надвига. Для Центрально-Таймырской зоны на ранний палеозой характерен терригенно-карбонатный тип разреза начинающийся молассовой толщей. Для области сочленения типичны осадочные фации глубоководный впадины представленные углеродисто-кремнисто-сланцевыми толщами. Для Южно-Таймырской зоны характерно развитие существенно карбонатной прибрежно-морской формации. В условиях континентального склона и подножия Карского террейна, удаленного все это время от Сибирской окраины происходило накопления флишоидных толщ и формирование чехла. Новый активный этап в развитии Таймырской складчатой области связан со столкновением окраины Сибири с Карским микроконтинентом в конце карбона-перми. Отражением этого события является региональный метаморфизм, внедрение коллизионных гранитоидов, качественная смена осадконакопления. Продолжающееся в конце палеозоя интенсивное горизонтальное сжатие привело к расчешуиванию раннепалеозойских комплексов, обновлению древних и формированию новых надвиговых структур. Заключительные стадии развития орогена на границе перми - триаса привели к формированию крупных зон растяжения перед фронтом Таймырских складчатых сооружений и заложению Енисей-Хатангского прогиба. Внутриконтинентальный рифтогенез вызванный надвиганием Карского геоблока сопровождался интенсивным трапповым вулканизмом и формированием небольших плутонов субщелочных и щелочных гранитов, сиенитов, типичных для внутриплитных обстановок. Начиная с юры, Таймырско-Североземельская складчатая область вступила в платформенный этап развития.

Глава IV. Складчатые области Северо-Востока и Дальнего Востока Азии

Верхояно-Чукотская область

Верхояно-Чукотская складчатая область расположена к востоку от Сибирской платформы и занимает обширную территорию северо-востока Азии. Она образована разнородными тектоническими элементами и включает несколько самостоятельных региональных структур: Верхоянскую складчатую систему, для которой характерны позднепалеозойские - мезозойские прибрежно-морские комплексы пассивной окраины Сибири; Колымскую структурную петлю, образованную аккреционно-коллизионными комплексами и включающую множество чужеродных блоков, на которые наложены позднеюрские Уяндино-Ясачненский, Олойский островодужные пояса и гранитные батолиты мелового возраста, объединямые в Колымский батолитовый пояс; Омолонский и Охотский массивы - микроконтиненты с выходами докембрийского фундамента; Южно-Анюйскую складчатую зону, представляющую собой шов столкновения различных континентальных блоков в раннем мелу; Чукотскую складчатую систему, для которой примечательны палеозойские и раннемезозойские комплексы пассивной континентальной окраины. Границы между перечисленными элементам обычно выражены резко очерченными швами, хотя в плане и имеют сложные извилистые очертания., что особенно заметно в центре области в районе хребтов Полoусного, Черского и Юкагирского плоскогорья. Петлеобразная, изогнутая форма структур является результатом сильного раздавливания за счет сжатия в меридиональном направлении при сближении плит Тихого океана, Сибири и Чукотки.

Верхоянская складчатая система возникла на месте пассивной континентальной окраины Сибири. Ее структуры окаймляют всю восточную окраину Сибирской платформы на протяжении более 2000 км и отделяется от последней по Предверхоянскому краевому прогибу. В плане складчатая зона Верхоянья образует гигантскую петлю, которая веерообразно расширяется на севере, где скрывается под чехлом арктического шельфа и, вероятно срезается северо-западным продолжением Южно-Анюйского шва. На северо-западе структуры Верхоянской складчатой системы огибает Оленекский выступ платформы и протягиваются в Южно-Таймырскую зону. На северо-востоке ее отложения выполняют Ольджойский прогиб субширотного простирания и далее, огибая структуры Колымской петли, принимают субмеридиональную ориентировку, разделяются на две ветви выступом древнего Охотского массивом. Западная ветвь, выполняя Южно-Верхоняскую впадину, вдоль хр. Сетте-Дабан следует в южном направлении к побережья Охотского моря. Восточная ветвь вдоль хр. Черского, слагая пограничный с ним Иньяли-Дебинский синклинорий уходит на юго-восток, огибает структуры Колымской петли и далее на востоке районе Сугойской зоны в виде узкой полосы отделяет Приколомыский блок от Омолонского массива. С юга и юго-востока на структуры Верхоянской складчатой системы, как и Верхояно-Чукотской складчатой области в целом, наложены вулканические комплексы Охотско-Чукотского мелового пояса.