Глава III. Сибирская платформа и структуры ее обрамления

Сибирская платформа

Сибирская платформа занимает центральное место в структуре Северной Азии и располагается в междуречье крупнейших рек Восточной Сибири – Енисея и Лены. В плане Сибирская платформа имеет форму неправильного многоугольника, несколько расширяющегося к югу. Границы древней платформы и территории распространения кратонных образований часто не совпадают. Континентальные окраины заняты в различной степени деформированными отложениями платформенного типа и обрамляются аккреционно-коллизионными структурами, нарастившими эту окраину в различное время – от неопротерозоя до мезозоя. Проблема проведения границ Сибирской платформы целиком связана с различным пониманием соотношения недеформированных платформенных отложений, деформированных отложений пассивных континентальных окраин и обрамляющих складчато-покровных поясов. Здесь предлагается один из возможных вариантов.

Юго-восточная граница платформы совпадает с Монголо-Охотским швом, отделяющим раннедокембрийские кристаллические комплексы Алдано-Станового выступа фундамента от складчатых сооружений Монголо-Охотского пояса сформированного в конце юры - раннем мелу. К западу, поля развития раннедокембрийских образований этого щита «теряются» среди палеозойских гранитоидных батолитов Байкальской складчатой области. В качестве границы их распространения принимается условная субмеридиональная линия, продолжающая к югу Жуинский разлом. В пределах Северного Прибайкалья платформу ограничивают покровные комплексы Северо-Байкальской или Патомской структурной дуги. Эта территория занята преимущественно неопротерозойскими осадочными сериями шельфовой окраины Сибири. Южнее располагается Байкало-Муйский аккреционный пояс, отделяющий структуры кратона от складчатых сооружений Байкальской области. Юго-западную окраину древнего континентального массива формируют докембрийские структуры Саяно-Енисейской области. В качестве ясной границы можно назвать Главный Саянский и Приенисейский разломы, вдоль которых к кратону примыкают неопротерозойский Приенисейский и раннекаледонский Алтае-Саянский аккреционные пояса. Вся западная окраина платформы перекрыта мезозойско-кайнозойский осадочным чехлом Западно-Сибирской плиты. Здесь на основе геофизических данных ее ограничивают долиной р. Енисей. На севере Сибирская платформа обрамлена складчато-надвиговыми структурами Таймырско-Североземельской области. Сама структурная граница вновь погребена под осадками эпипалеозойского бассейна, формирующего здесь крупный Енисей-Хатангский прогиб, и находится, приблизительно, в осевой его части. За восточную границу платформы принимаются передовые надвиги Верхоянской покровной области, во фронте которых сформирован Предверхоянский краевой прогиб.

Фундамент Сибирской платформы. Архейско-палеопротерозойский фундамент платформы состоит из двух крупных блоков (супертеррейнов): Алдано-Станового и Ангаро-Анабарского, сшитых в конце палеопротерозоя Акитканским поясом. Западную окраину кратона формирует протяженный Ангарский пояс гренвильского возраста.

Выступом Аладано-Станового блока фундамента является крупнейший на платформе одноименный щит, занимающий ее юго-восточную часть. В строение щита участвуют два главных тектонических элемента: Алданский мегаблок, занимающий северную его часть, и Становой мегаблок, расположенный южнее.

Алданская глыба разбита субмеридиональными разломами на четыре тектонических элемента. Гранит-зеленокаменные области представлены на западной окраине Чара-Олекминским террейном и на восточной окраине Батомгским террейном. Расположенная между ними Алдано-Учурская (Центрально-Алданская) гранулит-гнейсовая область состоит из двух террейнов: Западно-Алданского и Тимптоно-Учурского (Восточно-Алданского).

В пределах Алдано-Учурской области распространены плутонические породы тоналит-трондъемитового состава. Подчиненное значение принадлежит двум супракрустальным толщам. Первая сложена высокоглиноземистыми сланцами и кварцитами, т.е. метаморфизованными «зрелыми» осадочными породами продуктами переотложения древних кор выветривания. Для второй типичными являются основные кристаллосланцы, метаграувакки, метапелиты и железистые кварциты. Первичными породами были вулканиты основного состава и алеврито-глинистые осадки с прослоями карбонатов. Породы претерпели как минимум две эпохи регионального амфиболитового и гранулитового метаморфизма в позднем архее и палеопротерозое. Полям развития указанных комплексов свойственны гранитогнейсовые купола, овальной и неправильной в плане формы диаметром десятки километров, в ядрах которых вскрываются граниты и мигматиты. Время формирования континентальной коры Алдано-Учурской области традиционно считается древнейшим: в интервалах 3.8 – 3.5 (Западно-Алданский террейн) и 3.3 – 3.2 млрд. лет (Тимптоно-Учурский террейн). Появившиеся в последнее время прецизионные изотопные данные свидетельствуют, что возникновение гранитогнейсовых куполов, как отражение коллизионных процессов, связанных с формированием внутренней структуры области, отвечает палеопротерозою – 2.2 – 2.0 млрд. лет.

Строение гранит-зеленокаменных областей Алданского мегаблока (Чара-Олекминский и Батомгский террейны) отличается большим разнообразием. В составе зеленокаменных поясов, простирающихся в меридиональном направлении, преобладают вулканиты основного, реже среднего и кислого составов, метаморфизованные в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Распространены также метаосадочные породы – преобразованные гравуакки, пелиты, карбонаты и железистые кварциты. Названный комплекс, выполняет узкие прямолинейные прогибы, обладающие всеми признаками структурных швов. Его формирование связывают с эволюцией океанических бассейнов, разделявших гранулито-гнейсовые террейны. Последние сложены преимущественно среднеархейскими (3.3 – 3.2 млрд. лет) диорит-тоналитами, монцодиоритами, гранулитами, кристаллическими сланцами, гнейсами. Полученные изотопные датировки указывают на дискретный характер формирования коры региона. Первые признаки амальгамации сиалических масс в пределах Чаро-Олекминского террейна проявляются 3.0 – 2.9 млрд. лет назад. Кульминационные метаморфические события, связанные, вероятно, с коллизионным этапом и формированием основной структуры гранит-зеленокаменной области, отвечает интервалу 2.8 – 2.6 млрд. лет.

Особое строение имеет Становой мегаблок. Наряду с архейскими породами, метаморфизованными в гранулитовой фации, широко распространены комплексы амфиболитовой фации метаморфизма. Здесь по структурным особенностям, особенностям состава метаморфических комплексов выделяют три террейна: Западно-Становой гранулит-амфиболитовый террейн, Восточно-Становой гранит-зеленокаменный террейн и Чогарский гранулит-амфиболитовый террейн. Однако отличительной особенностью Станового мегаблока является многократная тектономагматическая переработка, которая продолжалась здесь вплоть до кайнозоя. Наиболее интенсивно эти события проявлены на позднеюрском – раннемеловом этапе и вызваны субдукционным процессами со стороны Монголо-Охотского подвижного пояса.

Формирование структуры Алдано-Станового супертеррейна в результате сближения континентальных блоков и закрытия океанических бассейнов в основном была завершена в свекофеннскую тектономагматическую эпоху – около 1.9 – 1.8 млрд. лет назад. Этому этапу отвечает широко проявленный гранитоидный магматизм, оформление зон тектонического меланжа (Становая, Амгинская, Тыркандинская системы), которые характеризуются признаками, присущими коллизионным швам на границах архейско-палеопротерозойских террейнов. К палеопротерозойским комплексам Алдано-Станового щита также относятся толщи удоканской серии, выполняющие одноименный прогиб на юго-западе Чара-Олекминской области. В качестве основной причины заложения этой впадины предполагают рифтогенез на рубеже 2.2 млрд. лет. Ее выполняет мощная (до 12 км.) толща красноцветных, континентальных, обломочных пород. Нижняя часть толщи метаморфизована в условиях зеленосланцевой и отчасти амфиболитовой фаций и деформирована гранитогнейсовыми куполами, возникшими за счет ремобилизации архейского субстрата. Время метаморфизма 1.9 – 1.85 млрд. лет соответствует коллизионному этапу становления структуры Алдано-Станового супертеррейна. Этому же времени отвечает внедрение гранитов Кодарского массива, интрудирующего осадочные комплексы Удоканского прогиба.

К палеопротерозойским комплексам кратона также принадлежат вулканические пояса: Акитканский, прослеживающийся в Приморском хребте вдоль западного побережья оз. Байкал, и Улканский, расположенный на восточной окраине Алданского мегаблока. Акитканский пояс является эталоном протерозойских известково-щелочных вулканических поясов. Он сложен андезитами, трахитами, трахиандезитами, игнимбритами, порфиритами, многочисленными туфогенными образованиями, которые ассоциируют с грубообломочными вулканогенно-обломочными толщами молассоидного облика, что позволяет сравнить его с вулканоплутоническими поясами активных континентальных окраин. Акитканский пояс фиксирует окраину Ангаро-Анабарской глыбы и свидетельствует, что в палеопротерозое она была отделена от Алдано-Станового супертеррейна. Формирование пояса завершилось анорогенным магматизмом около 1.8 – 1.7 млрд. лет назад.

Крупным выступом Ангаро-Анабарского блока фундамента является, расположенный на северо-востоке, Анабарский щит. В его строении принимают участие архейские гранулит-гнейсовые ареалы (Маганский и Далдынский террейны), палеопротерозойские комплексы континентальных окраин (Хапчанская террейн) и коллизионные зоны (Маганская, Котуйканская, Билляхская).

Маганский тоналит-трондъемито-гнейсовый террейн выделятся в западной части щита. Он сложен биотитовыми, биотит-амфиболовыми ортогнейсами, присутствуют прослои метакарбонатов и кварцитов. Далдынский эндербито-гнейсовый террейн занимает центральную часть щита, ограничен с запада Котуйканской, а с востока Биляхской зонами меланжа и рассечен почти посередине Главным Анабарским разломом сдвиговой кинематики. Террейн сложен, в основном, первично извержеными эндербитами и основными кристаллическими сланцами, в меньшей степени развиты метаосадочные породы: кварциты, доломиты. Возраст протолита пород Далдынского террейна оценивается в 3.1 млрд. лет. Гранулитовый метаморфизм и синхронные деформации охватили породы субстрата обоих террейнов на уровне 2.8 млрд. лет назад и сопровождались формированием чарнокит-эндербитовых ареалов.

Расположенный на востоке Хапчанский террейн сложен в основном палеопротерозойскими метаморфизованными осадочными породами: известняками, доломитами, граувакками и мергелями. Такие породные ассоциации указывают на мелководные, шельфовые обстановки палеопротерозойской пассивной континентальной окраины. Метаморфизм хапчанской серии достигает гранулитовой фации. Возраст метаморфизма оценивается в 2.0 – 1.9 млрд. лет, а модельный возраст протолита не древнее 2.4 млрд. лет. Архейские эндербиты и кристаллические сланцы основания террейна, аналогичные породам Далдынского блока обнажены очень фрагментарно. Хапчанский комплекс распространен к востоку от Анабарского щита и выступает на поверхность в вершине Оленекского свода.

Структура Котуйканской и Билляхской коллизионных зон, сшивающих гранулит-гнейсовые террейны, представлена серией субпараллельных разломов сдвигово-надвиговой кинематики. Внутри этих зон в виде крупных тектонических отторженцев залегают блоки гранулитов, анортозитов, сопровождаемых пироксенитами с возрастом 2.1 млрд. лет. Вмещающим матриксом являются разнообразные катаклазиты, бластомилониты амфиболитовой фации, сопровождающие их мигматиты и автохтонные граниты с возрастом 1.9 – 1.8 млрд. лет.

Маганский комплекс по геофизическим данным простирается под чехлом платформы на запад до Саяно-Таймырского разлома, рассекающего весь Сибирский кратон в меридиональном направлении вплоть до оз. Байкал. Западнее этого разлома в составе Ангаро-Анабаркого супертеррейна обосабливают Тунгусский мегаблок, породы которого обнажены вдоль юго-западной – Присаянской периферии кратона (Шарыжалагайский выступ). Фактически Шарыжалгайский выступ, как и прилегающие структуры Ангарского пояса, участвуют в структуре Восточно-Саянского орогена и будут рассмотрены ниже (см. раздел Саяно-Енисейская складчато-покровная область), но имеют самое непосредственное отношение к фудаменту платформы.

Авлакогенная стадия. Структурный план мезопротерозойско-неопротерозойского яруса платформы характеризуется наличием обширных плоских прогибов и поднятий, на фоне которых существовали более глубокие узкие грабеноообразные впадины и, таким образом, приурочен к авлакогенам. Позднепротерозойские внутриконтинентальные рифтовые структуры образуют в теле кратона довольно сложную сеть. Они выклиниваются к центру и, напротив, открываются в сторону периферических подвижных поясов. Наиболее ярко авлакогены представлены на севере платформы: Уджинский, Маймечинско-Котуйский, Турухано-Норильский. Обширный бассейн, связанный с Северо-Тунгусской системой грабенов, был сформирован на месте будущей Тунгусской синеклизы. На юге кратона относительно мелкие грабеновые прогибы формируют сложные системы Иркинеевского, Предпатомского, Учуро-Майского районов. Устойчиво приподнятым в течение этого времени оставался Алданский щит. Собственно грабены заполнены характерной грубообломочной серией с локальными проявлениями щелочного вулканизма, которая вверх по разрезу постепенно сменяется мелководно-морскими песчано-глинистыми и карбонатными толщами. Последние повсеместно доминируют в разрезе, формируя обширные осадочные бассейны вдоль окраин кратона. Таким образом, мезопротерозойско-неопротерозойское осадконакопление не ограничивалось рифтовыми трогами, а распространялось за его пределы, что является отличительной особенностью авлакогенной стадии эволюции Сибирской платформы. К концу неопротерозоя периферические зоны кратона оформились в качестве развитых пассивных окраин. На современном эрозионном срезе породы этого этапа можно наблюдать на восточном склоне Алданского щита, в обрамлении Анабарского и Оленекском поднятиях, в пределах Турухано-Игарской области, Предпатомском прогибе, на востоке Саяно-Енисейской полосы складчатых структур.

Восточно-Сибирская плита. Структурный план венд-нижнепалеозойского яруса и перераспределение ареалов осадконакопления неразрывно связано с эвстатическим колебаниями уровня мирового океана и тектоническими событиями на окраинах континента, т.е. с формированием обрамляющих платформу подвижных поясов. Первые признаки такой перестройки отчетливо проявились на юго-западе кратона и привели к появлению барьеров суши на Енисейском кряже, в Присаянской и Прибайкальской полосе. В осадочных разрезах платформы это выразились в угловых несогласиях в основании венда. Вендско-кембрийское время характеризуется широкой трансгрессией моря. Осадочные комплексы этого возраста перекрывают обширные пространства, формируя базальную часть разреза Восточно-Сибирской плиты – истинного чехла платформы. В основании залегают конгломераты, гравелиты, песчаники, постепенно сменяющиеся мелководно-морскими и лагунными терригенно-карбонатными и гипсово-доломитовыми осадками. Отложения ордовика обычно согласно залегают на кембрии, но распространены менее значительно. С конца ордовика и в силуре отмечается этап регрессии. Погруженными оставались Олекмо-Тунгусская и Приверхоянская области платформы. Поднятие выросло вдоль Саяно-Байкальской окраины, что связано с формированием раннекаледонского орогена на юго-западной периферии платформы. Для отложений этого периода времени характерно сочетание мелководных карбонатных (известняки, доломиты, мергели), в меньшей степени - терригенных (аргиллиты, граптолитовые сланцы, реже алевролиты), а также сульфатных пород.

Новый этап в развитии Восточно-Сибирской плиты начался в девоне и вновь связан с эпизодом континентального рифтогенеза, результатом которого стало заложение Вилюйской системы грабенов. Сформированный над авлакогенами обширный осадочный бассейн унаследовано развивался вплоть до конца мезозоя, оформив в итоге структуру Вилюйской синеклизы. В позднепалеозойском разрезе плиты преобладают терригенные отложения. Для авлакогенной стадии – в девоне, характерно развитие интрузий и покровов субщелочных базальтов, а также соленосных отложений.

Как самостоятельный структурный комплекс Восточно-Сибирской плиты выделяют каменноугольные, пермские и триасовые отложения Тунгусской синеклизы. Формирование впадины на месте Тунгусской синеклизы связано с растяжением и утонением континентальной коры над обширной горячей точкой в мантии. Основание разреза впадины представлено терригенными породами тунгусской серии, насыщенной пластами каменных углей. К поздней перми она сменяется туфогенными отложениями и далее следует мощный трапповый комплекс поздней перми – раннего триаса, сформированный в результате функционирования крупнейшего плюма.

Из других проявлений внутриплитного магматизма на территории Сибирской платформы известны позднедокембрийские щелочно-ультраосновные массивы в районе Уджинского авлакогена, а также в пределах Алданского щита. Широко представлены фанерозойские трубки взрыва и дайки, выполненные кимберлитами, в том числе алмазоносными. Внедрение этих тел соответствует трем эпохам: конец девона, середина триаса и ранний мел. Они приурочены к строго определенным районам, главными из которых являются Тунгусско-Вилюйская седловина, краевая часть Оленекского поднятия и юго-восточный склон Анабарского массива.

История мезозойско-кайнозойского этапа развития Сибирской платформы началась с триасового рифтообразования в ее северо-западном обрамлении. Сформированные обширные осадочные бассейны Западной Сибири, включая Енисей-Хатангский прогиб, захватили прилегающие опущенные края платформы. В результате домезозойские платформенные комплексы и ее северо-западная граница оказались погребены под отложениями молодой Западно-Сибирской плиты. На востоке платформы продолжал развиваться Вилюйский бассейн. В конце мезозоя в связи с коллизионными процессами произошло формирование складчато-покровных структур Верхоянской области, а во фронте надвигов был образован Приверхоянский краевой прогиб, оформивший восточную границу платформы. К началу кайнозоя произошло осушение большей части территории платформы и ее превращение в денудационную равнину.

Байкальская складчато-покровная область

Геологические комплексы Байкальской складчато-покровной области занимают обширную территорию к востоку от оз. Байкал до бассейна р. Витим. Тектоническая структура области глубоко вдается в тело Сибирской платформы между Ангарским и Алдано-Становым блоками ее фундамента и выражена рядом продольных зон дугообразной формы. По аналогии с Уралом здесь можно выделить внешние зоны, генетически связанные с платформой и внутренние формирование которых обязано внутренним частям океанического бассейна.

Внешние зоны. Территория Патомского нагорья занята Байкало-Патомской покровной зоной и сложена осадочным платформенным комплексом. Разрез имеет характерный для Сибири терригенно-карбонатный тип и представлен непрерывной последовательностью от позднего мезопротерозоя до кембрия, а местами даже до ордовика и силура, несогласно перекрывающей раннедокембрийский кристаллический фундамент. Наиболее распространенные позднедокембрийские толщи объединяются в патомскую серию, состоящую из трех седиментационных циклов, каждый их которых начинается с конгломератов и заканчивается флишоидными отложениями с известняками и доломитами. В структурном плане зона представляет моноклиналь или осадочный клин, утолщающийся в сторону внутренней части дуги. В этом же направлении мелководные шельфовые фации осадков постепенно сменяются глубоководными флишеподобными (Бодайбинский прогиб). Единственным отличием осадочных комплексов Байкало-Патомской зоны от платформенных отложений является то, что они смяты в серию линейных складок, опрокинутых в сторону платформы. Западным аналогом можно считать осадочные комплексы Прибайкальского прогиба. С внутренней стороны к Байкало-Патомской зоне примыкает Чуйско-Тонодская зона поднятий, представленная Чуйским, Тонодским и Нечерским поднятиями. Они сложены типичными для Сибирского кратона метаморфическими ассоциациями, включающими серые гнейсы и гранит-зеленокаменные комплексы, и рассматриваются как его выступы. В юго-западной части раннедокембрийские кристаллические комплексы перекрыты субщелочными вулканитами Акитканского пояса, сформированного в конце раннего протерозоя. Южнее зоны поднятий располагается Бодайбинский прогиб, переходящий к юго-западу в более узкий Мамский (Бодайбинско-Мамская зона). Прогибы сформированы над наиболее окраинной частью Сибирского кратона и выполнены мощной толщей позднепротерозойских терригенных пород с редкими горизонтами карбонатов в средней части разреза. Фактически разрез представляет фациальный аналог патомской серии, отмечающий смену шельфа континентальным подножием. Таким образом, вся внешняя часть складчатой области в геодинамическом отношении соответствует окраинно-континентальному осадочному бассейну, структуры которого деформированы в позднем неопротерозое. Причем деформированность комплекса уменьшается на север постепенно, стирая грань между деформированным и недеформированным плитным комплексом Сибири.

Внутренние зоны. Важным отличием структуры внутренней части Байкальской складчатой области является отсутствие единого раннедокембрийского фундамента. Эти районы представляют собой коллаж террейнов, которые были аккретированы к Сибирскому кратону в конце докембрия и в палеозое.

Байкало-Муйская аккреционная зона занимает северную, примыкающую к Сибирскому кратону, область. Наиболее древними образованиями зоны являются архейско-палеопротерозойские гнейсы и гранитогнейсы Муйского кратонного террейна. Раннедокембрийская кристаллическая глыба окружена со всех сторон офиолитами, которые продолжаются до Байкала, образуя пояс, рассматриваемый как Парамский океанический террейн. Офиолиты включают гипербазиты, габбро, базальты и глубоководные кремнисто-глинистые породы, датируемые поздним мезопротерозоем и ранним неопротерозоем (около 1.0 млрд. лет). Они рассматриваются в качестве фундамента островной дуги, субдукционный комплекс которой объединяют в Килянский террейн. В составе комплекса преобладают туфы и лавы риолитов, андезитов, базальтов, а также габбро и плагиограниты. С ними тесно ассоциируют вулканогенно-обломочные, олистостромовые комплексы, формирование которых, вероятно, происходило в условиях задуговых или преддуговых бассейнов Килянской дуги. В Северо-Байкальском районе эти толщи слагают Олокитский прогиб, на востоке пояса – Делюн-Уранский. Трансформация окраины в активную, по имеющимся изотопным данным, могла произойти в середине неопротерозоя – около 850 – 800 млн. лет назад, второй пик магматической активности приходится на 750 – 650 млн. лет.

Названные террейны Байкало-Муйской зоны с угловым и стратиграфическим несогласием перекрыты вендскими терригенными и кембрийскими преимущественно карбонатными отложениями, которые сохранились в виде изолированных фрагментов (Верхнеангарского, Муйского, Уакитского), видимо, некогда единого осадочного чехла. Сходство кембрийской фауны этого чехла с фауной Сибирской платформы, подтверждает общность их системы осадконакопления в едином морском бассейне. Эти факты являются решающими в определении времени причленения Байкало-Муйского аккреционной системы к кратону на рубеже венда. Нарастив Сибирскую окраину, в позднем венде и далее в раннем палеозое область формировала часть окраинно-континентального бассейна.

Баргузино-Витимская зона расположена южнее Байкало-Муйского аккреционного пояса. В пределах этой территории господствуют гранитоиды Ангаро-Витимского батолита. Стратифицированные отложения сохранились в виде разного размера ксенолитов и в провесах кровли. Наиболее крупным реликтом является поле распространение метаморфических пород, выделяемых в Баргузинский террейн. В пределах террейна отмечаются глубокометаморфизованные породы раннедокембрийского облика: гнейсы, сланцы, мрамора, амфиболиты. На этом основании Баргузинский террейн долгое время рассматривали как микроконтинент. Сегодня установлено, что высокометаморфизованные отложения центральной части Баргузинского хребта по простиранию переходят в слабометаморфизованные толщи, которые считались ранее рифейскими. Сегодня обосновывается их более молодой, венд – кембрийский возраст. Изотопное датирование показывает, что метаморфизм также имеет не докембрийский, а ордовикско-силурийский возраст. Таким образом, сам террейн в современной интерпретации считается турбидитовым и слагает фрагмент раннепалеозойской аккреционной зоны. Южный фрагмент этой зоны представлен Икатским турбидитовым террейном. В его строении значительную роль играют карбонатные отложения кембрия, фаунистически охарактеризованные в большинстве разрезов. Наряду с ними широко распространены терригенные и вулканогенно-осадочные отложения дискуссионного возраста. В разных стратиграфических схемах они относятся то к позднему протерозою, то к раннему палеозою. В последнее время появились сведения о девонском возрасте ряда разрезов. Обращает на себя внимание такая особенность Баргузинского и Икатского террейнов, как присутствие основных пород, иногда ассоциирующих с ультраосновными в виде мелких ксенолитов и массивов, расположенных беспорядочно по всей площади. Раннепалеозойский возраст этих образований подтверждается результатами изотопного анализа. Тем не менее, в пределах Баргузино-Витимской аккреционной зоны можно предполагать блоки с типичной раннедокембрийской корой. К таким блокам можно отнести Амалатскую и Гаргинскую метаморфические глыбы.

Таким образом, состав и структурное положение обозначенных выше комплексов указывают на то, что формирование позднедокембрийско-раннепалеозойских комплексов Баргузино-Витимской зоны связано, скорее всего, с обстановками задугового бассейна, в пределах которого могли находиться мелкие кратонные блоки. Ордовикская аккреция островной дуги вызвала деформацию структур этого бассейна и последующий существенный метаморфизм во фронте складчатого пояса, т.е. в пределах Баргузинского террейна. Синхронные деформации затронули и внешние структуры области вплоть до Байкало-Патомской зоны.

К структурам островной дуги следует отнести полосу раннепалеозойских отложений, протягивающуюся цепочкой среди гранитоидов Ангаро-Витимского батолита вдоль р. Уды на северо-восток до р. Витим. Их объединяют в составе Удино-Витимской (Еравнинской) зоны. В состав типичной островодужной формации входят базальты, андезиты, дациты, туфы, конгломераты, биогермы археоциатовых известняков. Юго-западным продолжением Еравнинской островной дуги могут быть вулканогенные образования Джидинской зоны и Таннуольско-Хамсаринские палеоостроводужные комплексы Тувинского региона.

Ранее считалось, что тектонический процесс, связанный с эволюцией островодужной системы, венчает ордовикская фаза становления Ангаро-Витимского батолита, который почти полностью уничтожил первоначальную структуру складчатой области. В составе этого ареал-плутона преобладают гранодиориты, биотитовые и лейкократовые граниты. В соответствие с полученными в разное время геохронологическими данными, выявляли присутствие гранитоидов поздненеопротерозойского, кембрийско-ордовикского и позднепалеозойского возрастов. По современным оценкам, несомненно, преобладают позднепалеозойские комплексы, что ставит под сомнение наличие более ранних этапов гранитообразования. Предполагается, что формирование батолита произошло в позднем карбоне – перми в результате вовлечения вмещающего сегмента земной коры в зону воздействия мантийного плюма и последующего корового анатексиса. Таким образом, Ангаро-Витимский батолит по возрасту формирования может быть существенно оторван от времени каледонской орогении.

Современная дугообразная форма структур Байкальской области, несомненно, имеет вторичное происхождение. Однако надежных данных о времени формирования этой формы 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 с карбонатного на терригенное. Деформации могли стать следствием правостороннего смещения Алдано-Станового блока коры относительно Ангаро-Анабарского вдоль Жуинского сдвига. Однако более вероятной причиной 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, пересекая разновозрастные структуры Байкальской складчатой области, Восточно-Саянского орогена, Тувинских структур Алтае-Саянской складчатой области и продолжаясь в Северной Монголии. Пояс представлен серией грабеновых структур северо-восточного простирания, разделенных новейшими горстовыми поднятиями. Центральное место занимает глубоководная впадина оз. Байкал, которая Академическим хребтом, протягивающимся от о-ва Ольхон до п-ова Святой нос, делится на Южную и Северную котловины. К западу от Байкала расположены Тункинская, Хубсугульская, Дархатская и серия более мелких впадин, которые являются западным продолжением рифтовой зоны. На северо-востоке полоса рифтовых структур продолжается Верхнеангарской, Муйской, Чарской, Токинской и кулисообразно расположенными Баргузинской и Баунтинской впадинами. Строение большинства впадин довольно однообразное. Как правило, они представляют ассиметричные грабены, ограниченные системами листрических сбросов. Северо-западные борта более крутые, чем юго-восточные. Ассиметричное строение указывает на то, что их образование может быть связано с крупноаплитудными сдвиговыми перемещениями, а сами впадины представляют присдвиговые 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. Суммарная мощность отложений составляет от 0.5 до 5 км. Хотя впадины, преимущественно, амагматичные, тем не менее, синхронный их формированию вулканизм в пределах Байкальской рифтовой зоны проявлен достаточно ярко, 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, Витимское плоскогорье, Удоканский хребет. Начало вулканической деятельности датируется миоценом – около 25 млн. лет назад. Вулканические породы представлены преимущественно субщелочными и щелочными оливиновыми базальтами, что типично для внутриплитного магматизма.

В качестве основных причин кайнозойского рифтогенеза обычно называют коллизию Индостанской и Евроазиатской 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 довольно четко прослеживается удревнение впадин в направлении от Байкальской зоны на юг к Монголо-Охотской сутуре. С одной стороны формирование мезозойских впадин может быть обусловлено сложной геодинамической обстановкой на Сибирской окраине Евразийской плиты при закрытии Монголо-Охотского океанического 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 быть крупноамлитудные сдвиги левосторонней кинематики, связанные с “вращением” Сибирской платформенной области 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. Полученные в последнее время палеомагнитные данные прямо указывают на реалистичность такой тектонической модели и оценивают масштабы мезозойских внутриплитных перемещений сотнями километров.

Саяно-Енисейская складчато-покровная область

Территорию юго-западной окраины Сибирского кратона формируют докембрийские складчато-покровные структуры Саяно-Енисейской области, включающие три крупных сегмента: Восточно-Саянский (Присаянский), Южно-Енисейский и Северо-Енисейский (Заангарский). На юге области в пределах Присаянья западным ограничением рассматриваемых структур является ярко выраженная сдвиговая зона, приуроченная к Главному Саянскому разлому. Вдоль этой границы к описываемой территории примыкают палеозойские структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса, погружающиеся на севере (вдоль Енисейского кряжа) под мезозойско-кайнозойский осадочный комплекс Западно-Сибирской плиты. Сама граница хорошо прослеживается на север вдоль левого борта р. Енисей вплоть до Турухано-Норильской территории по исчезновению нескольких сейсмических поверхностей и уходит на большую глубину с падением плоскости сместителя на запад.

Восточно-Саянский сегмент. Основу тектонической структуры территории Присаянья формируют Шарыжалгайский и Бирюсинский террейны. Шарыжалгайский террейн рассматривается, как поднятие фундамента Сибирской платформы и образован гранулит-гнейсовым комплексом архейско-палеопротерозойского возраста. В пределах Бирюсинского террейна преобладают палеопротерозойские гранулит-гнейсовые ассоциации, включающие гиперстеновые гнейсы, амфиболиты, гранулиты, высокоглиноземистые сланцы и мрамора, которые отделены от шарыжалгайских поясом палеопротерозойских гранит-зеленокаменных метаосадочных и метаосадочно-вулканогенных пород, составляющих Туманшетский и Урикский террейны. Поля развития последних структурно приурочены к грабенам, к числу которых также относится Онотский, расположенный внутри Шарыжалгайского террейна. Палеопротерозойские образования Урикско-Туманшетской полосы интрудированы гранитоидами саянского комплекса с геохимическими характеристиками постколлизионных гранитов и возрастом около 1.9 – 1.8 млрд. лет. Этот рубеж, вероятно, необходимо рассматривать в качестве основного этапа роста коры в регионе, как результат столкновения Бирюсинского террейна с шарыжалгайской окраиной Сибирского кратона.

С восточной стороны к описанным метаморфическим террейнам примыкает Присаянский прогиб, где на палеопротерозойских образованиях несогласно залегают слабометаморфизованные неопротерозойские терригенно-карбонатные отложения, объединяемые в составе карагасской и оселковой серий, разделенных перерывом. Время и геодинамические условия формирования осадочной последовательности дискуссионны. Наиболее распространенным является вариант корреляции с байкальской серией Прибайкальского прогиба. Оселковая серия все чаще рассматривается в качестве вендской молассы. Карагасская толща имеет циклично-построенный разрез, формирование которого, несомненно, связано с окраинно-континентальными морскими условиями. К дооселковым образованиям Присаянской полосы приурочены неопротерозойские дайки, силлы и маломощные штоки габбро-долеритов, объединяемых в составе нерсинского субвулканического комплекса. Их формирование связано с условиями растяжения. Аналогичные дайковые серии устанавливаются в пределах Прибайкальского и Северо-Байкальского полей и на Енисейском кряже.

К участку Главного Саянского разлома в пределах северо-западной части Восточно-Саянского сегмента приурочены пакеты тектонических пластин сложенных метавулканогенными породами островодужного генезиса предположительно поздненеопротерозойского возраста и структуры 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 отвечает режиму внтуриконтинентального рифтогенеза, который наиболее ярко проявлен к западу. С этим процессом связано заложение крупного прогиба в пределах Алтае-Саянской складчатой области (Минусинская система впадин). На севере протерозойские сооружения Восточно-Саянского сегмента погружаются под осадки наложенной Рыбинской впадины. Ее выполнение также представлено континентальной красноцветной молассой среднего девона – карбона, которая трансгрессивно перекрыта угленосными толщами юры. Сходное выполнение имеют Иркутско-Черемховская и Канская впадины в составе плитного комплекса юго-западной части Сибирской платформы. Рыбинская впадина территориально разграничивает структуры Восточно-Саянского и Южно-Енисейского сегментов складчато-покровной области.

Южно-Енисейский сегмент. На юге Енисейского кряжа выделяют два крупных террейна. Восточная часть занята палеопротерозойскими гранулитами и амфиболитами Ангаро-Канского террейна. Наиболее широко распространены пироксеновые гнейсы, гранулиты, амфиболиты, биотитовые сланцы, присутствуют прослои кварцитов и мраморов. На востоке метаморфической глыбы размещен Таракский гранитоидный массив, образующий с метаморфитами Ангаро-Канского выступа единую структуру подчеркнутую постепенными переходами от гранитов к гранулитам через зону мигматизированных гнейсов. Региональный метаморфизм и формирование гранитоидов соответствует по времени становлению саянского комплекса. Следовательно, позднепалеопротерозойский этап роста коры Сибирского кратона фиксируется не только в пределах Восточно-Саянского сегмента, но и на юге Енисейского кряжа, а вероятно и далее вдоль всей западной окраины кратона. Сегодня эту структуру объединяют в качестве Ангарского пояса. Метаморфические комплексы Южно-Енисейского сегмента на востоке перекрывают неопротерозойские терригенно-карбонатные отложения Ангаро-Канского прогиба. По существу они идентичны отложениям Присаянского прогиба и надстраивают его в северном направлении.

Западную – Приенисейскую часть Южно-Енисейского сегмента занимают неопротерозойские аккреционные структуры Предивинского террейна, надвинутые на восток и тектонически перекрывающие кристаллические образования Ангаро-Канского блока. В строении Предивинского террейна участвуют главным образом островодужные вулканогенно-осадочные образования, включающие фрагменты офиолитов, часто метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации. Активный этап островодужного вулканизма датирован 640 – 630 млн. лет, а этап аккреции дуги к кратону оценивается интервалом 620 – 600 млн. лет.

Северо-Енисейский сегмент. Севернее Ангарского разлома, выраженного на геологической карте кайнозоем Нижнеангарской впадины, распространены структуры Северо-Енисейского (Заангарского) сегмента складчато-покровной области. В его строении участвуют преимущественно мезопротерозойско-неопротерозойские породы, составляющие Восточно-Ангарский, Центрально-Ангарский и Исаковский террейны.

Восточно-Ангарский террейн интерпретируется как поднятие фундамента Сибирской платформы, повсеместно перекрытого позднепротерозойскими терригенно-карбонатными толщами, формировавшимися в условиях пассивной континентальной окраины.

Центрально-Ангарский террейн также представлен в различной степени метаморфизованными терригенными и терригенно-карбонатными отложениями окраинно-континентального типа, которые перекрывают раннедокембрийские кристаллические комплексы. На большинстве геологических карт эти осадочные серии традиционно рассматривают в составе одних и тех же стратиграфических подразделений (тейская, сухопитская, тунгусикская серии). Однако такая интерпретация вряд ли может быть верной, поскольку Восточно- и Центрально-Ангарский террейны разделены Рыбинско-Панимбинским офиолитовым поясом, приуроченным к Ишимбинскому надвигу. Наряду с гипербазитами и габброидами в его составе 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 амфиболов и плагиоклазов из габбро-амфиболитов Панимбинского пояса соответствует рубежу гренвильской орогении – около 1.0 млрд. лет. Геологические комплексы Центрально-Ангарского террейна интрудированы серией син- и постколлизионных гранитоидных массивов неопротерозойского возраста. Наиболее вероятное время столкновения Центрально-Ангарского террейна с Восточно-Ангарской окраиной Сибирского кратона соответствует интервалу 760 – 720 млн. лет. В соответствие с такой интерпретацией мезопротерозойские и ранненеопротерозойские осадочные комплексы Центрально-Ангарского террейна не связаны с Сибирскими, а маркировали собственную шельфовую окраину, а сам террейн до коллизии с Сибирью может быть отнесен к типу миогеоклинальных террейнов (микроконтинентов).

Исаковский террейн, расположенный на западе Енисейского кряжа, тектонически перекрывает структуры Центрально-Ангарского террейна и представлен различными вулканогенно-осадочными и вулканогенными комплексами островодужного генезиса, включающими пластины офиолитов. Центральная часть террейна сложена офиолитовым меланжем, в составе которого присутствуют пластины толеитовых метабазальтов, метагаббро, метаперидотиты, а также комплекс параллельных даек. Островодужный комплекс наиболее широко распространен в западной части террейна и включает известково-щелочную риолит-андезит-базальтовую серию в ассоциации со слабометаморфизованными туфами, туфопесчаниками, пелитами и редко известняками. Активный вулканизм в пределах дуги довендский (700 млн. лет), а ее аккреция произошла в раннем венде (620 – 600 млн. лет назад). Эти данные хорошо согласуются с вендском возрастом перекрывающей молассы, которая вместе с вышележащими осадочными сериями шельфового типа выполняет ряд прогибов как на западе Северо-Енисейского сегмента: Вороговский, Большепитский, так и на востоке: Ангаро-Питский, Тейская впадина. Соответственно, к этому времени была сформирована основная структура региона, а комплексы наложенных впадин можно рассматривать как образования платформенного этапа.

Близость структуры, состава слагающих комплексов, основных этапов развития, позволяет предполагать, что Исаковский и Предивинский террейны представляют собой фрагменты единого поздненеопротерозойского аккреционного пояса (Приенисейский пояс). Его продолжением в Восточно-Саянском регионе могут быть аккреционные комплексы восточной окраины Канского террейна и выходы метавулканогенных пород приуроченных к полосе Главного Саянского разлома. Ранневендский этап, связанный с ростом Сибирского континентального массива на юго-западе вполне сопоставим с орогеническими событиями в пределах Байкальской системы. Аккреционное событие, фиксируемое в Байкало-Муйской зоне, равно как активизация процессов субдукционного магматизма по имеющимся геохронологическим данным практически не отличается. Очевидное сходство устанавливается и с однотипными тектоническими событиями неопротерозоя Таймырского региона.

АЛТАЕ-САЯНСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ

Алтае-Саянская складчатая область (АССО) 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. Разделение области на эти регионы возникло на заре ее геологического изучения и в большей мере является орографическим, а не тектоническим. Сами регионы представляют собой сложные гетерогенные структуры. В геотектоническом отношении область является западной частью Алтае-Монголо-Охотского сегмента Центрально-Азиатского орогенического пояса. Область располагается в районе смены субмеридионального – Уральского простирания на субширотное – Монголо-Охотское. В качестве естественной границы рассматриваемой территории, связанной с каледонским этапом роста континентальной, на востоке можно назвать Главный Саянский разлом, по которому названные структуры состыкованы с Саяно-Енисейской складчато-покровной системой окраины Сибирского кратона. Западным ограничением может служить Иртыш-Зайсанская зона смятия – классическая шовная зона, по которой складчатые сооружения АССО переходят в палеозойскую аккреционно-коллизионную систему Казахского нагорья. На юго-востоке складчатые структуры области продолжаются в Монголию и Северный Китай, а на северо-западе скрываются под мезозойско-кайнозойскими отложениями Западно-Сибирской плиты.

Палеозойская структура Алтае-Саянской области включает множество террейнов (микроконтинентов, фрагментов островных дуг, океанических островов) образованных на различных этапах развития Палеоазиатского океана. В силу аккреционно-коллизионного происхождения она имеет мозаичное тектоническое строение с большим количеством разно ориентированных разрывных нарушений. Отличительной чертой является разнонаправленность и торцевое сочленение региональных структурных элементов, что объясняется разнонаправленностью и неодноактностью процессов аккреции и коллизии, а также ярко проявленной сдвиговой тектоникой.

Наиболее древние образования области слагают структуры Дербинского и Тувино-Монгольского (Сангиленского) массивов. Их кристаллическое основание представлено полиметаморфическим комплексом, сформированным в результате амальгамации архейско-палеопротерозойских кратонных и мезопротерозойско-неопротерозойских океанических и субдукционно-аккреционных комплексов. Чехол выполнен неопротерозойско-кембрийскими терригенно-карбонатными и кремнисто-карбонатными отложениями. Его накопление происходило в режиме пассивной континентальной окраины.

Другим примером области развития отложений пассивной окраины являются венд-кембрийские формации Манского прогиба в Восточном Саяне. Основание разреза сложено толщей красноцветных конгломератов, гравелитов и песчаников с прослоями доломитов. Выше они сменяются флишем, который варьирует по латерали и замещается на мелководные прибрежно-морские и рифовые фации. Флиш-турбидитовые комплексы раннего палеозоя известны на западе Горного Алтая, где они перекрывают докембрийское основание Алтае-Монгольского миогеоклинального террейна. Прибрежно-морские карбонатно-терригенные отложения ордовика-силура распространены в центральной части Западного Саяна. Здесь они находятся в сложных соотношениях с островодужными и коллизионными образованиями, где латеральные и временные границы не всегда четко устанавливаются.

Основная роль в геологическом строении региона принадлежит раннепалеозойским комплексам субдукционного генезиса. Палеоостроводужные ассоциации занимают более трети всей территории, формируя каркас ее структуры. Фрагменты венд-кембрийских островных дуг слагают полосу, протягивающуюся от Таннуольско-Хамсаринской зоны Тувы через Восточный и Западный Саяны в Кузнецкий Алатау, Горный Алтай и Салаир. Степень сохранности большинства дуг уникальна и позволяет реставрировать фронтальные и тыловые части дуг, а, следовательно, положение зон палеосубдукции.

Венд-кембрийский вулканизм в регионе эволюционирует от низкокалиевого толеитового до известково-щелочного калий-натрового. Выделяется два основных разновозрастных, но сближенных во времени этапа генерации островодужных комплексов: раннеостроводужный (поздний венд – ранний кембрий) и позднеостроводужный (средний – поздний кембрий). Комплексы первого наиболее ярко представлены в Северосаянской зоне Западного Саяна, Курайской зоне Горного Алтая и Таннуольско-Хамсаринской зоне Тувы. Вещественный состав комплексов, слагающих эти районы, представлен продуктами толеитового вулканизма – базальтами и андезибазальтами. С ними в ассоциации участвуют пестроцветные вулканогенно-терригенные формации с подчиненной ролью кремнисто-глинистых и карбонатных отложений. Отличительной особенностью является присутствие бонинитовых серий, являющихся индикаторами примитивных островных дуг. Фронтальная часть этих структур представлена аккреционными призмами с пластинами меланжа и олистостромами, включающими крупные тектонические пакеты офиолитов. Наиболее полный разрез сохранился в Куртушибинском поясе. Он сложен пакетом тектонических чешуй, в строении которых наибольшим распространением пользуются гипербазитовые ассоциации, габброиды, слагающие комплекс параллельных даек и дайко-силловый комплекс, а также эффузивы с характерной подушечной отдельностью. Аналогичные реликты позднедокембрийской океанической коры сохранились в Борусском поясе Западного Саяна, в Курайской и Улус-Чергинской зонах Горного Алтая, фрагментарно распространены в пределах Таннуольско-Хамсаринской зоны Тувы, западных склонах Кузнецкого Алатау и на Салаире. Такая фрагментарность обусловлена разными причинами, преимущественно сдвиговой тектоникой. В основании островодужных комплексов часто отмечают присутствие фрагментов океанических поднятий (симаунтов). Наиболее хорошо такие ассоциации изучены в пределах Горного Алтая.

Средне-позднекебрийские островодужные комплексы, ярко представленные в Салаире, Горном Алтае, Кузнецком Алатау. Они отличаются более зрелым вулканизмом, преобладанием дифференцированных базальт-андезит-риолитовых серий и существенной ролью пород кислого состава, часто с большим количеством пирокластики, а также широким развитием мощных терригенные толщ с турбидитами и олистостромами во фронтальных (преддуговых) частях структур. Не везде вулканические ассоциации позднего этапа пространственно отделены от венд-кембрийского, часто они наследуют друг друга, перемежаясь с турбидит-олистостромовыми комплексами. Кроме того, с островодужной стадией связано формирование субдукционных габбро-гранитных интрузий. На площади они распространены крайне неравномерно, что подчеркивает нарушенность древнего структурного рисунка островодужной системы. Довольно широко проявлен магматизм, связанный с формированием задуговых бассейнов. К ним могут быть отнесены каа-хемские офиолиты в Восточной Туве, среднетерсинский комплекс в Кузнецком Алатау.

Аккреционно-коллизионные события, связанные с ростом континентальной коры юго-западного обрамления Сибирского кратона, отмечаются на трех возрастных уровнях: вендском (около 600 млн. лет), позднекембрийско-ордовикском (около 500 млн. лет) и каменноугольно-пермском (около 300 млн. лет). При этом образованные аккреционные системы омолаживаются в юго-западном направлении (от окраины кратона к его периферии). С вендским событием связано формирование Приенисейского пояса, главные структуры которого рассматривались в составе Саяно-Енисейской складчато-покровной области.

Раннекаледонская фаза уже напрямую связана с историей Алтае-Саянской области и ее структуры формируют наибольшую – центральную часть ее территории. Это событие отвечает этапу аккреции описанных выше венд-кембрийских островных дуг и отражено в формировании большого количества гранитоидов позднего кембрия – ордовика, которые распространены повсеместно на территории от Восточного Саяна до Горного Алтая. В качестве примеров можно привести: большепорожский диорит-гранодиоритовый комплекс Западного Саяна, таннуольский и сархойский диоритовый комплексы Тувы, тигертышский, тельбесский гранитоидные комплексы Кузнецкого Алатау, массивы гранит-гранодиоритовой формации Горного Алтая. Терригенные образования позднего кембрия – ордовика соответствующего типа также широко распространены. Наиболее ярко этот комплекс развит в Западном Саяне и Туве, а также на западном склоне Кузнецкого Алатау и на юге Горного Алтая, где представлен пестроцветной сложно построенной терригенной формацией. В составе, наряду с конгломератами преобладают песчаники, алевролиты, глинистые сланцы, редко присутствуют прослои вулканогенных пород основного и кислого составов.

Герцинская фаза отмечает завершение эволюции океанских бассейнов на западе области и соответствует времени коллизионного события между Сибирским, Восточно-Европейским и Казахстанским палеоконтинентами, в результате чего оформилась основная часть композитной структуры Северной Азии. Герцинские структуры также включают фрагменты островных дуг и связанных с ними бассейнов, сформированных на каледонском основании в середине девона. Они принадлежат к Обь-Зайсанской складчатой системе. На западе области – в Рудном Алтае и смежных районах Иртыш-Зайсанской зоны смятия реставрируется полный латеральный ряд позднепалеозойских островодужных структур, отвечающих энсиалической дуге и окраинному морю. В направлении к 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. Далее вулканогенная толща замещается флишоидной терригенной и тефрогенной серией, которая формировалась с внутренней стороны дуги. Еще восточнее флиш сменяется глинисто-кремнистыми отложениями окраинного моря. С задуговыми зонами растяжения связаны верхнедевонские дайки и силлы базитового состава на юго-востоке Рудного Алтая. Однотипные отложения задугового бассейна позднего девона – раннего карбона распространены в Колывань-Томской зоне. Здесь девон представлен прибрежно-морскими пестроцветными песчано-глинистыми и карбонатно-терригенными отложениями. Нижний карбон сложен сероцветными флишоидными толщами глинисто-песчано-алевролитового состава с редкими прослоями и линзами известняков и вулканитов.

Коллизионный комплекс позднепалеозойского возраста в Обь-Зайсанской складчатой системе представлен серией приразломных прогибов, выполненных пестроцветной терригенной грубообломочной толщей среднего – позднего карбона, местами переслаивающейся с вулканитами андезит-дацитового состава. Интрузивные породы представлены крупными граднодиорит-гранитными змеиногорского, калбинского, обского комплексов. В Иртыш-Зайсанской зоне этому событию отвечает также этап регионального метаморфизма.

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, а также Агульской в пределах Восточно-Саянской окраины кратона. Основание разрезов представлено вулканическими толщами, представленными наземными, преимущественно бимодальными сериями. Для всех районов свойственна повышенная щелочность. Ассоциирующие интрузивные породы принадлежат щелочно-габброидным и щелочно-гранитоидным комплексам. Далее разрез имеет преимущественно терригенный облик, с преобладанием красноцветных в различной степени угленосных моласс. Отличительной особенностью Кузнецкого прогиба является присутствие в разрезе пермо-триасовых траппов, соответствующих начальной стадии эволюции Сибирской платобазальтовой провинции.

Таким образом, тектоническое строение Алтае-Саянской области представляется в виде палеозойской аккреционно-коллизионной мозаики разновеликих фрагментов, преимущественно островодужных террейнов. В тектонической истории области следует выделить несколько этапов:

Ранняя стадия (NP), связанная с заложением и позднедокембрийской эволюцией Палеоазиатского океана. Комплексы этого этапа сохранились на восточной периферии области (Приенисейский пояс), окраине кратона (периферические прогибы, авлакогены) и в составе аккреционных призм венд-кембрийских островных дуг (офиолиты, симаунты).

Стадия активной океанической окраины западнотихоокеанского типа (V-Є). Эта стадия характеризуется заложением протяженных зон субдукции и связанных с ними систем островных дуг. Характерными представителями этого этапа являются вулканогенно-осадочные комплексы Западного Саяна, Кунецкого Алатау, Горного Алтая, Салаирского кряжа.

Стадия аккреции и пассивной окраины (O-S). Характеризуется практически повсеместным прекращением островодужного вулканизма, орогеническими событиями, которые сопровождались формированием моласс, повсеместным внедрением гранитных интрузий. Начиная с середины ордовика и до силура включительно, на сформированной раннекаледонской 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 центральной части Западного Саяна, в Туве.

Стадия континентального рифтогенеза (D₁). Первопричиной рифтогенеза могли являться либо поднятие мантийных плюмов над горячими точками, либо глубокий раскол литосферы в результате активизации крупноамплитудных сдвиговых перемещений вдоль континента. К структурам этого этапа следует отнести Минусинскую, Тувинскую и Кузнецкую впадины.

Стадия формирования активной континентальной окраины и вулканических островных дуг (D-C). На начальном этапе, вероятно, был сформирован крупный вулканический пояс Андийского типа непосредственно на каледонской окраине континента. Затем структура эволюционировала до островодужной с заложением обширного тылового бассейна.

Позднепалеозойская коллизионная стадия (С-P). В это время были сформированы основные черты современной структуры области. Соответствующие комплексы развиты, преимущественно, на ее западной периферии. После закрытия океана шло накопление в различной степени угленосных моласс.

Мезозойско-кайнозойская стадия (MZ-KZ) характеризуется континентальным режимом. В это время кора области испытала сложные деформации, обусловленные сдвиговой тектоникой.

Таймыро–Североземельская складчато-покровная область

Геологические комплексы п-ова Таймыр и архипелага Северная Земля формируют складчато-покровную структуру арктической части Сибири. Южная граница области с платформой скрыта под мезозойско-кайнозойскими отложениями Енисей-Хатангского прогиба, который рассматривается как ответвление (залив) Западно-Сибирского осадочного бассейна. Формирование прогиба, как и всего бассейна, обусловлено внутриконтинентальным рифтогенезом доюрского возраста. Енисей-Хатангский грабен занимает немного приближенное к южному борту депрессии положение и вдоль него устанавливается четкая тектоническая ступень, которая может быть проинтерпретирована как южная граница области. Территории распространения складчато-покровных структур на севере лимитирована шельфом Карского моря и моря Лаптевых.

Рассматриваемая область подразделяется на три тектонические зоны восток-северо-восточного простирания: Южно-, Центрально- и Северо-Таймырскую. Границами зон являются крупные надвиги: Пясино-Фаддеевский 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 относительно древние нижне- и среднепалеозойские отложения обнажаются в северной части зоны и к югу постепенно сменяются более молодыми верхнепалеозойско-нижнетриасовыми. Все отложения, в той или иной степени, дислоцированы. Пликативные и дизъюнктивные нарушения конформны основным структурам области, а их амплитуда постепенно снижается по направлению к платформе, что говорит о формировании складчатой системы 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 Северо-Быррангскую и осадочно-вулканогенную Южно-Быррангскую. Первая из них ограничена Пясино-Фаддеевским – 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 позднего докембрия и палеозоя. Присутствие в верхах разреза характерных вулканогенно-осадочных и интрузивных образований, а также их структурное положение свидетельствуют о том, что формирование данного комплекса происходило во внутриплитных условиях под влияние Северо-Азиатского суперплюма и могло контролироваться структурами Енисей-Хатангского грабен-рифта.

Центрально-Таймырская зона имеет более сложное строение, обусловленное ее аккреционной природой. В строении зоны участвуют разновозрастные, преимущественно неопротерозойские, 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.

К наиболее древним комплексам относятся кристаллические образования Мамонто-Шренковского и Фаддеевского террейнов, представленные высокометаморфизованными терригенными и карбонатными породам, а также метабазитами и базитами палеопротерозойского и мезопротерозйского возраста. Терригенные породы преобразованы в плагиогнейсы и кристаллические сланцы, а базиты изменены до амфиболитов. Среди них отмечаются дайки метаморфизованных габброидов, широко представлены тела гранитов, гранитогнейсов и мигматитов. В меньшей степени присутствуют кварциты и мраморы. Для периферийных частей блоков характерны метаморфические породы повышенных давлений вплоть до эклогитовой фации. Состав метаморфитов и PT-условия метаморфизма позволяют предполагать, что преобразование пород Мамонто-Шренковского и Фаддевского террейнов связаны с тектоническими движениями в зонах субдукции. В центральной части зоны размещаются относительно мелкие кристаллические блоки, перекрытые чехлом карбонатных пород, в основном неопротерозойских доломитов.

Террейны высокометаморфизованных зрелых сиалических пород окружены неопротерозойскими вулканогенными и вулканогенно-осадочными породными ассоциациями, которые можно сопоставить с островодужными и задуговыми образованиями, либо офиолитовыми комплексами. Последние формируют два пояса Челюскинский и Становской. Океанические 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 океанической серии, тесно ассоциирующие с серпентинизированными гипербазитами, метагабброидами и габбро-диабазами дайко-силлового комплекса, а, с другой стороны, метариолит-андезит-базальтовая формация 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.

Таким образом, Центрально-Таймырская тектоническая единица образована в результате аккреции многочисленных террейнов кратонного типа к неопротерозойской островной дуге. Столкновение сформированного аккреционного блока с Сибирским континентом предполагается в вендское время. Это событие достоверно фиксируется по возрасту метаморфизма (600 – 570 млн. лет) внедрению поздненеопротерозойских гранитоидов коллизионного ряда и распространению вендской существенно грубообломочной молассы, в составе которой присутствуют продукты размыва сиалического фундамента и упомянутые граниты. Вышеперечисленные комплексы перекрыты чехлом осадков, маркирующим спокойный платформенный режим развития окраины континента. В его состав 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 глубоководных условиях формирования, нежели шельфовые комплексы, характерные для Южного Таймыра. Эти глубоководные образования территориально приурочены к границе Центральной и Южно-Таймырской зон. Ось глубоководного, линейно вытянутого прогиба, в пределах которого формировались сланцевые толщи, располагалась южнее зоны причленения Центрально-Таймырского аккреционного блока к континенту, во фронтальной части крупного Пясино-Фаддеевского надвига. Структура и положение бассейна, во фронте неопротерозойского орогена, роднит его с типичными структурами передовых прогибов.

Северо-Таймырская зона, включающая северную часть п-ова Таймыр и острова архипелага Северная Земля, представляет собой склон и подножье Карской континентальной плиты, перекрытой палеозойским осадочным чехлом. Анализ потенциальных геофизических полей дает основание прослеживать структуры основания Северо-Таймырской зоны на значительную часть Карского шельфа и в этой связи рассматривать эту область как единую плиту с докембрийским фундаментом. Основные тектонические элементы Карской плиты ориентированы в соответствии с простиранием коллизионных поясов и крупнейших сдвигово-надвиговых зон ее южного дугообразного ограничения. На западе структуры плиты резко обрываются меридионально наложенным прогибом Святой 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: выступы древнего раннепротерозойского фундамента, представленные плагиогнейсами, амфиболитами и гранитогнейсами; поздненеопротерозойско-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 гранитизированными в позднем карбоне – ранней перми; 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.

Время столкновения Карского микроконтинента c Сибирской окраиной отражено в целом ряде геологических событий. Наиболее яркими являются формирование коллизионных гранитоидов, приуроченных к Главному Таймырскому надвигу, а также синхронный зональный метаморфизм. Время этого события отвечает карбону-перми. В рельефе Главный Таймырский надвиг, к которому приурочена южная граница Карского террейна, выражена уступом высотой до нескольких десятков метров. Угол падения плоскости сместителя на разных участках надвига составляет от 20° до 60°, при этом не отрицается возможность существенной сдвиговой составляющей в кинематике разлома, а горизонтальные перемещения по нему оцениваются в сотни (!) километров. К числу наиболее удаленных от фронта надвига автохтонных комплексов Центрального Таймыра, нужно отнести неопротерозойские образования в бассейне р. Ленивая вскрытые в эрозионных тектонических окнах на побережье Карского моря. Интенсивное горизонтальное сжатие обусловило расчешуивание допозднепалеозойских комплексов, обновление древних и формирование новых надвиговых структур. Общее надвигание и рост орогена привели к образованию во фронте сооружения – в Южно-Таймырской зоне передового позднепалеозойского прогиба. Нисходящие движения в прогибе прослеживаются вплоть до нижнего триаса. Средний и верхний карбон и низы перми образуют здесь морскую алевролито-аргиллитовую, с подчиненным развитием песчаников, флишоидную формацию. Нижняя и почти вся верхняя пермь представлена согласно залегающей параллической угленосной формацией, которая в свою очередь перекрывается траппами верхов перми и нижнего триаса. Внутриконтинентальный рифтогенез во фронте складчатого сооружения, сопряженный с надвиганием Карского континентального блока привел к заложению грабен-синклинальных структур Енисей-Хатангского прогиба и оказался синхронен интенсивному трапповому вулканизму Сибирской платобазальтовой провинции. Начиная с юры, Таймырская область вступила в платформенный режим. Однако тектоническая активность, связанная со складчато-надвиговыми дисклокациями в регионе, фиксируются вплоть до позднего мезозоя. Об этом свидетельствуют многочисленные перерывы и деформация юрских и меловых отложений.

Таким образом, структуру Таймыро-Североземельской складчато-покровной области образуют резко отличные друг от друга тектонические элементы. Южно-Таймырский представляет деформированную шельфовую окраину Сибири, Центрально-Таймырский отвечает неопротерозойскому аккреционному поясу перекрытому отложениями дистальной части палеозойского шельфа Сибири, Северо-Таймырский соответствует микроконтиненту. В истории формирования континентальной коры и структуры Таймыро-Североземельской области отмечается два орогенических события: в венде в результате коллизии Центрально-Таймырского составного террейна и в конце палеозоя при столкновении с Карским континентальным массивом.