37.Докембрийская геологическая история, основные тектонические этапы в эволюции структуры Сибирского кратона.

AR1 3.8-3.0. млрд.лет формирование протоконтинентальных гранито-гнейсовых массивов

AR2 2.6-2.7 млрд.лет формирование “сборных” гранит-зеленокаменных террейнов.

PP1 2.0-1.9 млрд лет коллизионный этап, закрытия океанических бассейнов разделявших древние блоки, формирование зеленокаменных швов, зональный метаморфизм с ростом гранито-гнейсовых куполов, сильные деформации, сопровождавшиеся образованием каскадов опрокинутых складок и надвигов. Образование Ангаро-Анабарского и Алданского субконтинентов.

PP1 1.9-1.7 млрд. лет формирование Акитканского вулканоплутонического пояса разделяющего структуру Ангаро-Анабарского и Алданского субконтинентов.

PP-MP 1.6 млрд.лет завершение формирования структуры фундамента Сибирской платформы. (кратонизация)

MP-NP 1.3-0.7 млрд.лет формирование авлакогенов (доплитная стадия). Раскрытие Палеоазиатского океана.

MP-NP 1.0-0.85 млрд.лет формирование Ангарского аккреционно-коллизионного пояса вдоль современной западной окраины Сибирского кратона.

NP3 650-620 млн.лет аккреционно-коллизионный этап на юго-западе кратона Саяно-Енисейская окраина, Прибайкальская окраина (?), Центрально-Таймырский пояс.

V-PZ1 – 650 – 500 млн.лет формирование нижнего структурного яруса плитного комплекса, характеризующаяся существенно карбонатным осадконакоплением

Сm3-O1 ~ 500 млн.лет – Прирост континентальной коры на юго-западе Сибирского кратона, за счет аккреционно-коллизионных комплексов палеоазиатского океана АССО.

D ~ 380 млн.лет - заложение вилюйской системы грабенов и вилюской синеклизы

PZ2 380-250 млн.лет формирование позднепалеозойского структурного яруса плитного комплекса, характеризующийся существенно терригенным осадконакоплением

конец PZ2 300-250 млн.лет Закрытие последних бассейнов Палеоазиатского океана. Формирование Центрально-Азиатского сегмента Урало-Монголо-Охотского складчатого пояса, Формирование Евроазиатской континентальной плиты. Коллизионное событие на Таймыре.

P-T ~ 250 млн. обширный трапповый магматизм

MZ - формирование мезозойского структурного яруса плитного комплекса

J-K 140-130 млн.лет деформация восточной пассивной континентальной окраины Сибири, Формирование Верхоянской складчато-надвиговой системы и Приверхоянского краевого прогиба

KZ - Сибирская платформа представляет собой в основном область денудации.

38.Основные тектонические единицы в структуре Саяно-Енисейской окраины Сибирской платформы.

Территорию юго-западной окраины Сибирского кратона формируют докембрийские складчато-покровные структуры Саяно-Енисейской области, включающие три крупных сегмента Восточно-Саянский (Присаянье), Южно-Енисейский и Северо-Енисейский .

Основу тектонической структуры Восточного Присаянья составляют кулисообразно расположенные Шарыжалгайская и Бирюсинская метаморфические глыбы. 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. Шарыжалгайский террейн рассматривается как типичное гранулит-гнейсовое поднятие фундамента Сибирской платформы (щит Тунгуского мегаблока) преимущественно архейского возраста. Возраст метаморфизма по имеющимся U-Pb данным оценивается около 1.9 млрд.лет. Бирюсинский блок можно рассматривать как позднеархейско-палеопротерозойский супертеррейн, возникший за счет амальгамации позднеархейских островодужных систем перед этапом формирования палеопротерозойского коллизионного пояса.

Глыбы разделены палеопротерозойской системой Урикско-Ийского и Туменшетского грабенов северо-западного простирания. В юго-западной части Саянской области внутри Шарыжалагайской глыбы выделяется Онотский грабен. Грабенообразные структуры выполнены преимущественно палеопротерозойскими 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 формирования толщ выполняющих грабены определяется по возрасту прорывающих их гранитов Саянского комплекса - 1.9 - 1.8 млрд.лет. Урикско-Туманшетскую структуру можно интерпретировать как палеопротерозойский коллизионный шов сформированный на коллизионном этапе становления Ангарского пояса. В дальнейщем вдоль этого шва в результате растяжения была сформирована грабеновая структура и образован палеопротерозойский седиментационный бассейн.

С восточной стороны к выступам фундамента примыкает Присаянский прогиб, где на различных архей-палепротерозойских образованиях несогласно залегают почти неметаморфизованные ритмично слоистые неопротерозойские 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 растяжения на этапе распада мезо-неопротерозойского суперконтинента Родиния и дальнейшим заложением Сибирской пассивной континентальной окраины Палеоазиатского океана.

К северо-западному участку Главного Саянского разлома, ограничивающего структуры Присаянья и Алтае-Саянского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса приурочены пакеты тектонических пластин сложенных метавулканогенными породами островодужного генезиса поздненеопротерозойского (?) возраста и стурктуры наложенного Агульского прогиба, заполненного несогласно залегающей на бирюсинской серии толщей нижнедевонских осадочно-вулканогенных пород. Последние представлены субщелочными разностями базальтов и риолитов, а также пестроцветными континентальными обломочными отложениями 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 докембрийские 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 Канская впадины и Иркутско-Черемховская 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. Енисейский кряж также имеет террейновую структуру, связанную с несколькими этапами формирования.

В строении Ангаро-Канского блока участвуют метаморфизованные в гранулитовой и амфиболитовой фациях архей-палеопротерозойские вулканогенно-терригенные комплексы. Наиболее широко распространены 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 том же временном рубеже, что и региональный метаморфизм. Восточную окраину Ангара-Канского блока перекрывают рифейские терригенно-карбонатные отложения Ангаро-Канского прогиба. По существу эти образования идентичны комплексам выполняющим Присаянский прогиб и территориально надстраивают его в северном направлении

Западную – приенисейскую зону территории Южно-Енисейского кряжа образуют неопротерозойские островодужные и офиолитовые комплексы Предивинского террейна, надвинутые на восток и тектонически перекрывающие кристаллические образования Ангаро-Канского блока. В строении Предивинского террейна участвуют главным образом вулканогенно-осадочные образования островодужного генезиса. Здесь широко представлены вулканогенные комплексы дифференцированной известково-щелочной серии, включающей базальты, андезибазальты, дациты и риолиты, часто метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации. Среди аккреционных структур сохранились также фрагменты океанического дна, включающие типичный офиолитовый набор пород: серпентинизированные гарцбургиты, габбро, толеитовые базальты. Формирование перечисленных вулканогенных пород соответствует интервалу 640-630 млн.лет. Этап аккреции островной дуги к Сибирскому кратону оценивается интервалом 620-600 млн.лет

В структуре Северо-Енисейского сегмента Енисейского кряжа распространены преимущественно мезо-неопротерозойские породы, составляющие Восточно-Ангарский, Центрально-Ангарский и Исаковский террейны. Восточно-Ангарский блок интерпретируется как выступ основания Сибирского кратона, перекрытый неопротерозойскими терригенно-карбонатными толщами пассивной окраины. Центрально-Ангарский террейн, вероятно, до столкновения с Сибирским континентом представлял собой микроконтинент (миогеоклинальный террейн).

В пределах Центрально-Ангарского террейна 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, кварцитами 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. Время столкновения Центрально-Ангарского террейна с Сибирским кратоном маркируется коллизионными гранитоидами тейского, татарско-аяхтинского комплексов и постколлизионными гранитами глушихинского комплекса, формирование которых происходило в интервале 850-720 млн.лет.

Исаковский островодужный 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, Rb-Sr и K-Ar исследования метаморфических минералов из островодужных габброидов указывают на то, что аккреция островной дуги к Сибирскому кратону произошла 620-600 млн.лет. Время аккреции и обдукции Исаковской и Предивинской островной дуги на окраину Сибирского кратона сопоставимы, что позволяет объединить их структуры в качестве единого позднедокембрийского аккреционного пояса.

Южным продолжением этого позднедокембрийского аккреционного пояса в Восточном Саяне могут быть аккреционные метавулканогенных пород приуроченных к полосе Главного Саянского разлома.

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, Приенисейский, Большепитский на западе, Тейская впадина, Ангаро-Питский прогиб на востоке. Комплексы выполнения этих впадин можно рассматривать как образования платформенного этапа развития структуры Енисейского кряжа.