«Минина Ольга Романовна РАННИЕ ГЕРЦИНИДЫ БАЙКАЛО-ВИТИМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ (СОСТАВ, СТРОЕНИЕ, ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ) Специальность: 25.00.01. – общая и региональная геология Диссертация на соискание ученой степени ...»

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ

НАУКИ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ

РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

На правах рукописи

Минина Ольга Романовна

РАННИЕ ГЕРЦИНИДЫ БАЙКАЛО-ВИТИМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ

СИСТЕМЫ (СОСТАВ, СТРОЕНИЕ, ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ

ЭВОЛЮЦИЯ) Специальность: 25.00.01. – общая и региональная геология Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Научный консультант:

доктор геолого-минералогических наук, член-корреспондент РАН Гордиенко Иван Власович Иркутск

ОГЛАВЛЕНИЕ

ВВЕДЕНИЕ………………………………….…………..……

ГЛАВА 1. Развитие представлений о геологическом строении и эволюции Байкальской горной области……................…………

ГЛАВА 2. Границы, основные структурные элементы и тектоническая зональность Байкало-Витимской складчатой системы ……..……….................. ГЛАВА 3. Характеристика и тектоническая структура структурноформационных зон Байкало-Витимской складчатой системы

3.1. Характеристика байкальского и каледонского вещественных комплексов БВСС

3.2. Характеристика вещественных комплексов раннегерцинского структурного этажа БВСС

3.2.1. Удино-Витимская структурно-формационная зона

3.2.2. Витимкан-Ципинская структурно-формационная зона

3.2.3. Турка-Курбинская структурно-формационная зона

Характеристика вещественных комплексов позднегерцинского 3.3.

структурного этажа БВСС

ГЛАВА 4. Характерные фации, осадочные формации и обстановки седиментогенеза позднепалеозойских палеобассейнов Байкало-Витимской складчатой системы

4.1. Фации, обстановки седиментогенеза раннегерцинских комплексов БайкалоВитимской складчатой системы

4.1.1. Нижний стратиграфический уровень

4.1.2. Верхний стратиграфический уровень

4.2. Характерные геологические формации и формационные ряды БайкалоВитимской складчатой системы

ГЛАВА 5. Геодинамические типы палеобассейнов и развитие БайкалоВитимской складчатой системы

5.1. Геодинамические типы позднепалеозойских палеобассейнов БВСС......... 5.1.1. Палеогеографическая обстановка в девоне - начале среднего карбона в Багдаринской и Уакитской подзонах Витимкан-Ципинской зоны

5.2. Модель геодинамического развития Байкало-Витимской складчатой системы в первой половине позднего палеозоя

ГЛАВА 6. Сопоставление девонско-каменноугольных отложений БайкалоВитимской складчатой системы и сопредельных территорий………............... Заключение................……………………………………………………….......... Список использованной литературы………....………………………................. Список текстовых иллюстраций 1. Рис. 1-1. Схема корреляции вендских и кембрийско - ордовикских стратиграфических подразделений Саяно-Байкальской горной области.…....... 2. Рис. 1-2. Схема корреляции стратоподразделений Саяно-Байкальской горной области и сопредельных территорий ……..…………

3. Рис. 1-3. Схема корреляции биостратиграфических подразделений верхнего девона СБГО по миоспорам……………………

4. Рис. 1-4. Схема тектонического районирования складчатого обрамления Сибирской платформы…….....………………………………………………......... 5. Рис. 1-5. Палеогеодинамическая реконструкция позднекаледонского этапа (средний кембрий - ранний девон)

6. Рис. 2-1. Схема современного расположения выходов пород палеозоя на территории Западного Забайкалья

7. Рис. 2-2. Схема тектонической зональности Западного Забайкалья................ 8. Рис. 2-3. Геодинамическая карта Саяно-Байкальской горной области............ 9. Рис. 3-1. Схема расположения участков работ

10. Рис. 3-А. Схема сопоставления палеозойских отложений БайкалоВитимской складчатой системы

11. Рис. 3-2. Схема геологического строения Озернинского рудного узла......... 12. Рис. 3-3. Схематическая геологическая карта междуречья Ульзутуй Известковый

13. Рис. 3-4. Схематическая геологическая карта бассейна р. Кыджимит.......... 14. Рис. 3-5. Органические остатки в среднепалеозойских отложениях БайкалоВитимской складчатой системы (мшанки, строматопороидеи)

15. Рис. 3-6. Схематическая геологическая карта бассейнов р. Левая Олдында Химгильда

16. Рис. 3-7. Конодонты из среднепалеозойских отложений Байкало-Витимской складчатой системы

17. Рис. 3-8. Органические остатки в среднепалеозойских отложениях БайкалоВитимской складчатой системы (тентакулиты)

18. Рис. 3-9. Органические остатки в среднепалеозойских отложениях БайкалоВитимской складчатой системы (высшие растения)

19. Рис. 3-10. Реконструкция гаметофита Baikalophyton ruzhentsevii Naugolnykh et Minina

20.Рис. 3-11. Органические остатки в среднепалеозойских отложениях БайкалоВитимской складчатой системы (криноидеи)

21. Рис. 3-12. Органические остатки в среднепалеозойских отложениях Байкало-Витимской складчатой системы (кораллы)

22. Рис. 3-13. Органические остатки в среднепалеозойских отложениях Байкало-Витимской складчатой системы (брахиоподы)

23. Рис. 3-14. Геологические разрезы силурийско - нижнекаменноугольных отложений Еравнинской подзоны

24.

стратиграфических подразделений Багдаринской подзоны

25. Рис. 3-16. Схематическая геологическая карта бассейна р. Багдаринки..... 26. Рис. 3-17. Геологические разрезы палеозойских отложений Багдаринской подзоны

27. Рис. 3-18. Схематическая геологическая карта бассейна р. Иннокан.......... 28. Рис. 3-19. Органические остатки в багдаринской свите (мшанки)............... 29.

стратиграфических подразделений Уакитской подзоны

30. Рис. 3-21. Геологическая карта бассейна р. Уакит

31. Рис. 3-22. Геологические разрезы девонско - каменноугольных отложений Уакитской подзоны

32. Рис. 3-23. Схематический геологический план стратотипической местности гагарской свиты в истоках ручья Юктакон

33. Рис. 3-24. Схема геологического строения района рч. Изюбриный (приток р.

Дулешмы)

34. Рис. 3-25. Геологический план и схематический геологический разрез олистомеланжа (верховья р. Уакит)

35. Рис. 3-26. Геологический план и схематический геологический разрез олистомеланжа (отроги г. Юктакон)

36. Рис. 3-27. Схематический геологический план и разрез левоуакитской толщи и белогорской свиты (левобережья р. Юктокон, нижнее течение)........ 37. Рис. 3-28. Геологический разрез уакитской толщи и нерундинской свиты в стратотипической местности

38. Рис. 3-29. Геологическая схема и разрез санской свиты в стратотипической местности

39. Рис. 3-30. Схематическая геологическая карта б-на р. Мухтунный............. 40. Рис. 3-31. Схематический геологический план и разрез мухтунной свиты (р.

Тале)

41. Рис. 3-32. Схематическая геологическая карта среднего течения р.

Восточный Горбылок

42. Рис. 3-33. Схематический геологический разрез уендектской толщи (левый приток р. Восточный Горбылок, выше устья рч. Уендект)

43. Рис. 3-34. Схематический геологический разрез уендектской толщи (левый борт долины р. Восточный Горбылок)

44. Рис. 3-35. Схема геологического строения и разрез сырыхской свиты водораздела рек Срих – Юктакон (г. Суховская)

45. Рис. 3-36. Схематическая геологическая карта Аматканского ксенолита, среднее течение р. Бамбуйки

46. Рис. 3-37. Геологический разрез девонско - каменноугольных отложений Бамбуйско-Олингдинской подзоны

47. Рис. 3-38. Схематическая геологическая карта стратотипической местности чулегминской свиты……………………........……

48. Рис. 3-39. Колонки разрезов огненской толщи б-на р. Бамбуйки................. 49. Рис. 3-40. Схематическая геологическая карта среднего течения р. Ямбуй (приток р. Турки)

50. Рис. 3-41. Геологический разрез палеозойских отложений Ямбуйского ксенолита

51. Рис. 4-1. Классификационные диаграммы вулканитов кыджимитской толщи

52. Рис. 4-2 - а) Диаграмма SiO2-FeO*/MgO [Miyashiro, 1974] и б) AFMдиаграмма (Na2O+K2O - FeO* - MgO) [Irvine, Bargar, 1971] для вулканитов кыджимитской толщи

53. Рис. 4-3 - а) Графики распределения содержаний микроэлементов, нормированных к примитивной мантии [Taylor S.R., McLennan S.M., 1985] и б) спектры распределения нормированных к хондриту (Taylor S.R., McLennan S.M., 1985), содержаний редкоземельных элементов, в породах кыджимитской толщи

54. Рис. 4-4 - Дискриминационные Hf-Th-Nb (а) и Hf-Th-Ta (б) диаграммы [Wood et al, 1980] для вулканитов кыджимитской толщи

55. Рис. 4-5. Схема соотношения формаций среднего палеозоя БайкалоВитимской складчатой системы

56. Рис. 5-1. Схема современного распространения отложений девона и территорий

57. Рис. 5-2-а. Палеогеодинамические реконструкции раннегерцинского этапа (поздний силур - поздний девон)

58. Рис. 5-2-б. Палеогеодинамические реконструкции раннегерцинского этапа (поздний девон - средний карбон)

59. Рис. 5-3. Схема тектонического развития Байкало-Витимской складчатой системы

Приложения

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Вопросы формирования континентальной коры в складчатых областях Земли остаются одной из важнейших фундаментальных проблем современной геологии. Ей посвящены многочисленные публикации последнего времени как в нашей стране, так и за рубежом [18, 69, 70, 71, 264, 265, 294, 296 и др.]. При этом особое внимание уделяется рассмотрению процессов осадконакопления и органической жизни в древних океанах, краевых и внутренних морях, рифтогенных структурах [129, 130, 103, 204 и др.]. В рамках этой проблемы складчатые сооружения Западного Забайкалья, входящие в состав Центрально-Азиатского складчатого пояса, на протяжении многих лет вызывают особый интерес. Представления о геологическом развитии региона до сих пор дискуссионны, но всеми исследователями решающее значение в его эволюции признается за байкалидам и каледонидам. Для последних предложены различные модели, касающиеся их возраста, тектонической зональности, структуры, геодинамики формирования и развития, отличающиеся друг от друга структурно-вещественными характеристиками.

Основные разногласия моделей связаны с интерпретацией геодинамической природы слагающих их вещественных комплексов, а также с критериями их выделения и механизмами аккреции [11, 12, 13, 14, 20, 21, 24, 28, 47, 48, 53, 56, 57, 60, 61, 97,98, 100, 112, 207, 208, 209, 211, 224, 226, 292, 293 и др.]. Одной из причин этих разногласий является неопределенность в обосновании возраста большей части распространенных здесь стратифицированных образований.

Именно поэтому, вопросы детального стратиграфического расчленения и достоверных определений возраста последних являются весьма актуальными.

В последнее десятилетие в Западном Забайкалье были установлены отложений верхнего девона - нижнего карбона [53, 54, 55, 60, 152, 157, 161, 165, 224, 225, 226, 199, 200 и др.], слагающие изолированные участки (блоки) и обособленные в качестве фрагментов среднепалеозойских палеобассейнов, выполненных морскими и континентальными отложениями [53, 60, 151, 163, 174, 177, 178, 225, 226, 227, 229, 231, 258, 259, 298]. Считалось, что на завершающей стадии развития аккреционно-коллизионного орогена в Западном Забайкалье возникла система герцинских прогибов, представлявших собой морские присдвиговые палеобассейны типа пулл-аппарт, являющиеся реликтовыми задуговыми бассейнами [53]. Также предполагалась форландовая природа Уакитского [51, 152, 158, 160, 258, 259] и рифтогенная Багдаринского прогибов [225].

К настоящему времени накопился большой объем информации по распространении здесь образований верхнего силура - среднего карбона.

Обоснование возраста и объема стратиграфических подразделений, сложенных этими отложениями, изучение их вещественного состава, определение фациальной, формационной принадлежности, обстановок седиментации и, как следствие, пересмотр схем стратиграфии и моделей геодинамического развития Западного Забайкалья в палеозое, является актуальной задачей, решаемой в настоящей диссертационной работе.

Цель и основные задачи исследований. Целью выполненных исследований являлось обоснование раннегерцинского этапа развития Байкало-Витимской складчатой системы, выделенной в центральной части Западного Забайкалья [189, 231], вещественных комплексов ранних герцинид, их структуры, геодинамических обстановок формирования, соотношений с более древними образованиями, выяснение их роли в полициклическом развитии Байкало–Витимской складчатой системы.

Для этой цели решались следующие основные задачи: 1. Выявление и комплексная характеристика опорных разрезов первой половины позднего палеозоя Байкало-Витимской складчатой системы и сопоставление их с разрезами сопредельных районов Центрально-Азиатского и МонголоОхотского поясов. 2. Обоснование возраста региональных и местных стратиграфических подразделений верхнего силура - среднего карбона БВСС, выявление их фациальных особенностей и биостратиграфическое расчленение.

3. Изучение вещественного состава, строения, пространственно-временной последовательности и закономерностей размещения верхнепалеозойских осадочных и вулканогенно-осадочных формаций. 4. Реконструкция обстановок седиментогенеза, их геодинамической принадлежности и, как следствие, истории геодинамической эволюции БВСС в первой половине позднего палеозоя.

Фактический материал и методы исследований. В основу работы положены результаты многолетних (начиная с 1986 года) исследований автора в Западном Забайкалье.

Работа по теме диссертации начата в ГФУП "Бурятгеоцентр" и завершена в Геологическом институте СО РАН. Автор принимала участие в создании комплектов Государственных геологических карт нового поколения (ГГК-200/2, ГГК-1 000/3), совершенствовании легенд Баргузино-Витимской и Муйской серий листов к Госгеолкартам масштабов 1:200 000 и 1:1 000 000, выполнении грантов РФФИ (проекты 12-05-00324, 12и научных (бюджетных) тем лаборатории геодинамики 05-00223) Геологического института СО РАН (г. Улан-Удэ). Значительная часть фактического материала получена в тесном сотрудничестве с коллегами Геологического института РАН (г. Москва) и Геологического института СО РАН (г. Улан-Удэ). В последние годы работа проводилась при финансовой поддержке РФФИ по теме инициативного проекта № 12-05-00324, руководителем которого являлась автор.

Основным методом исследований являлся комплексный подход, включающий геологическое картирование, составление геологических разрезов и детальные биостратиграфические работы на ключевых участках с отбором образцов на различные виды анализов. Проведено изучение вещественного состава, фациальной и формационной принадлежности осадочных, осадочновулканогенных и вулканогенных пород, выполнено возрастное датирование стратифицированных образований, не содержащих видимых органических остатков, особое внимание было уделено микрофаунистическим (конодонты, сколекодонты и хитинозои) и палинологическим (миоспоры, акритархи) исследованиям, последние выполнялись под руководством автора, при его непосредственном участии. Результаты микропалеонтологических исследований позволили начать разработку детальной биостратиграфической основы для региональной стратиграфической схемы девона Западного Забайкалья, выделить региональные биостратиграфические подразделения в ранге слоев с палинофлорой, провести их корреляцию и сопоставление с общей геохронологической шкалой.

Стратиграфические построения базируются на многочисленных находках остатков фауны и флоры, сделанных автором в толщах, относившихся к докембрию или нижнему палеозою. В работе использованы определения органических остатков ведущими российскими палеонтологами, а также результаты изучения 800 петрографических и более 2000 палеонтологических шлифов, 1300 палинологических и 300 микрофаунистических проб. В ходе работы было получено более 20 определений абсолютного возраста (U-Pb датирование по цирконам на SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ; Rb-Sr, ГИН СО РАН) интрузивных и вулканических пород. Исследования проводились на пяти ключевых участках, представляющих собой основные структурные элементы БВСС. В процессе работ проанализированы многочисленные опубликованные геологические данные о строении этой и сопредельных частей региона.

Материалы проведенных исследований опубликованы в открытой печати и составляют основу настоящей диссертационной работы.

Научная новизна работы:

раннегерцинский этап геологического развития Западного Забайкалья.

2. Впервые собрана представительная коллекция палеонтологических остатков, надежно определяющих девонско - каменноугольный возраст многих стратиграфических подразделений.

3. Получены новые данные по составу, возрасту, структуре, изотопным датировкам и геодинамическим характеристикам раннегерцинских вещественных комплексов, слагающих тектонические зоны Байкало-Витимской складчатой системы (БВСС).

4. Установлены вертикальные и латеральные формационные ряды, являющиеся индикаторами последовательно сменяющих друг друга тектонических обстановок и отражающие стадии развития ранних герцинид.

5. Предложена новая модель геодинамического развития БВСС в первой половине позднего палеозоя (поздний силур - средний карбон) и интерпретация геологических условий формирования составляющих ее элементов.

6. Установлены черты сходства истории развития позднепалеозойских палеобассейнов БВСС и Монголо-Охотского пояса (Агинского палеобассейна).

Практическое значение работы. На основе материалов, полученных автором, внесены существенные коррективы в схемы стратиграфии, которые нашли свое отражение в Легенде Баргузино - Витимской серии листов к ГКна геологических картах листов N-49-XII (Ципикан) и N-49-XVIII (Багдарин), N-49-XXVIII (Еравна), N-50-I (Бамбукой), N-50-II (Ирокинда) и записках к ним. Кроме того, уточнены схемы структурно-формационного районирования для рифейского и палеозойских срезов региона, составлены макеты легенд к ним и схемы корреляции. Внесены предложения по совершенствованию легенд к ГГК-1000/3 листа N-49, ГГК-200/2 листа N-49XVI. Получены новые данные по составу, возрасту и строению вещественных комплексов, слагающих раннегерцинский структурный этаж БВСС.

Пересмотрен состав и объем БВСС, уточнены границы и наименования структурно-формационных зоны (районирование увязано с легендой Баргузино-Витимской серии листов). В частности расширена северо-восточная граница системы за счет включения в состав Витимкан-Ципинской зоны БВСС Уакитской и Бамбуйско-Олингдинской подзон, пересмотрен возраст ряда стратонов и схемы стратиграфического расчленения Удино-Витимской и Турка-Курбинской зон. Изложенные в диссертации и публикациях результаты рекомендуется использовать при разномасштабном геологическом картировании, поисково-разведочных и тематических работах, а также при разработке учебных курсов для студентов и аспирантов геологических специальностей.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 86 научных работ, в том числе три коллективных монографии и 15 статей в рецензируемых изданиях. Основные положения диссертации отражены в восьми научно-производственных отчетах и шести объяснительных записках по результатам ГК-200/2 и 1000/3 (листы N-49, N-49-XII, -XVIII, -XXVIII, N-50 - I, II). Исследования автора докладывались на международных и российских совещаниях: на ежегодных научных совещаниях «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (Иркутск, 2005 – 2013), Международном VII симпозиуме по геологической и минерагенической корреляции в сопредельных районах России, Китая и Монголии (Чита, 2007), Международной конференции «Global alignments of lower Devonian carbonate and clastic sequences (SDS/IGCP Project 499 joint field meeting) (Узбекистан, Кетаб), Всероссийской научной конференции «Верхний палеозой России:

стратиграфия и палеогеография» (Казань, 2007), Всероссийских палинологических конференциях (Москва, 1999, 2002), Научно-практической конференции, посвященной 60-летию ФГУГП «Читагеолсъемка» (Чита, 2010), Международной научной конференции «Актуальные вопросы деятельности академических естественно-научных музеев» (Листвянка, 2010), Международной конференции «Биостратиграфия, палеогеография, события в девоне и карбоне» (Новосибирск, 2011), II Всероссийской научно-практической конференции (Иркутск, 2011), III Всероссийском совещании «Палеозой России:

региональная стратиграфия, палеонтология, гео-и биособытия» (СанктПетербург, 2012), Научном совещании «Проблемы региональной геологии Северной Евразии» (Москва, 2012), сессиях Палеонтологического общества при РАН (Санкт-Петербург, 2006, 2007, 2009, 2010, 2011, 2012), Всероссийской научно-практической конференции "Геология и минерагения СевероВосточной Азии" (Улан-Удэ, 2013).

Структура и объем работы. Работа состоит из введения, шести глав, заключения и списка цитируемой литературы. Первая глава посвящена анализу современного состояния геологической изученности Байкальской горной области (БГО). Во второй и третьей главах приведены новые данные по структуре, границам, стратиграфии, изотопными датировкам, характеристикам вещественных комплексов, слагающих тектонические зоны Байкало-Витимской складчатой системы, выделенной в центральной части Западного Забайкалья. В частности показано широкое развитие здесь верхнепалеозойских отложений, залегающих со структурным несогласием на байкальско-каледонском фундаменте и образующих раннегерцинский структурный этаж. В четвертой главе охарактеризованы фации, осадочные формации раннегерцинских комплексов, позволившие реконструировать обстановки седиментогенеза позднепалеозойских бассейнов, установить их литогеодинамические типы. В пятой главе приведена модель геодинамического развития БВСС в позднем палеозое. В шестой главе дается краткий обзор позднепалеозойских палеобассейнов Алтае-Сянской складчатой области, Сибирской платформы, супертеррейна и сопоставление с ними палеобассейнов БВСС.

Диссертация состоит из 443 машинописных страниц, содержит иллюстраций, 15 приложений и 26 палинологических таблиц. Список цитируемой литературы включает 354 наименования.

Защищаемые положения:

1. Впервые в геологической структуре Западного Забайкалья выделены разнообразные в формационном отношении отложения верхнего силура среднего карбона, образующие раннегерцинский структурный этаж БайкалоВитимской складчатой системы (БВСС). Для последнего предложена тектоническая зональность с выделением структурно-формационных зон:

Удино-Витимской, Витимкан-Ципинской, Турка-Курбинской.

2. Вещественные комплексы раннегерцинского структурного этажа в охарактеризованные отложения двух стратиграфических уровней. Нижний уровень (S2-D3) в Витимкан-Ципинской и Турка-Курбинской зонах образован существенно карбонатными, верхний уровень (D3-C21) - терригенными граувакковыми отложениям. В Удино-Витимской зоне к нижнему уровню отнесены карбонатно-терригенные, к верхнему вулканогенные и 3. Литолого-стратиграфические и пространственно-временные соотношения осадочных и вулканогенно-осадочных комплексов (формационный состав) раннегерцинского структурного этажа позволили выделить две группы формаций, являющихся индикаторами основных геодинамических режимов первой половины позднего палеозоя.

4. Разработана модель геодинамического развития БВСС в позднем палеозое, согласно которой в раннегерцинский этап на границе Сибирского байкальско-каледонского континента и Монголо-Охотского океана в конце силура - начале позднего девона в условиях пассивной континентальной окраины накапливались карбонатные и терригенно-карбонатные шельфовые отложения. В середине позднего девона - начале среднего карбона в связи с развитием Монголо-Охотского океана и субдукцией его литосферы под Сибирскую континентальную окраину, в пределах БВСС возникла активная континентальная окраина андийского типа, где сформировалась зона надсубдукционного вулканизма и тыловой турбидитовый прогиб.

Благодарности. В первую очередь автор хотела бы отдать должное памяти безвременно ушедшего из жизни С.В. Руженцева, с которым довелось в последние годы работать в экспедициях, получить и опубликовать новые материалы по геологическому строению Западного Забайкалья, ставшими основой настоящей работы. Особую признательность выражаю своему научному консультанту члену-корреспонденту РАН, доктору геологоминералогических наук И.В. Гордиенко за всестороннюю помощь и критические замечания при подготовке диссертации. Значительная часть фактического материала получена в тесном сотрудничестве с коллегами А.В.

Филимоновым, А.А. Савченко, А.Б. Кирмасовым, А.А. Клочко, А.В.

Куриленко, Ю.П. Катюхой, Н.А. Дорониной, Л.И. Ветлужских, В.С. Ланцевой, которые оказали большую помощь на различных этапах подготовки работы.

Совместные полевые исследования в разные годы были связаны с Н.А.

Фишевым, И.Г. Кременецким, В.С, Платовым, К.М. Шелгачевым, Б.Г.

Голионко, Д.А. Лыхиным, В.М. Ненаховым, А.В. Никитиным, С.В.

Шипуновым, Д.В. Метелкиным, О.В. Артюшковой, Р.Р. Якуповым, О.Н.

Морозовым. При выполнение работы автор использовала определения органических остатков В.А. Аристова, В.А. Лучининой, С.В. Наугольных, Р.В.

Горюновой, В.Г. Хромых, А.В. Куриленко, М.П. Долуденко, А.Л. Юриной, В.А.

Красилова, В.Г. Ганелина, А.Я. Бергер, А.А. Броушкина, А.Ю. Журавлева, О.Т.

Обут, Ю.П. Катюхи, В.А. Катюхи, описания петрографических шлифов А.В.

Патрахиной, Л.И. Карповой, О.Т. Бахтиной, Н.Н. Егоровой, И.А. Богданович.

Автор неоднократно обсуждала отдельные положения работы и пользовалась советами Г.Е. Некрасова, А.В. Татаринова, А.А. Цыганкова. Конструктивные замечания и ценные рекомендации, позволившие улучшить работу, получены от А.М. Мазукабзова, А.М. Станевича, Н.И. Акулова, Т.В. Донской. Автор особо признательна палинологу Воронежского госуниверситета Л.Н.

Неберикутиной, которая на протяжении многих лет была наставником в изучении микрофоссилий. В процессе работы над диссертацией автор пользовалась советами и поддержкой В.В. Минина, которому искренне благодарна за помощь в оформлении работы. За поддержку исследований и содействие в организации полевых работ, хотелось бы поблагодарить главного геолога ГФУП «Бурятгеоцентр» Ю.П. Гусева и директора предприятия Г.П.

Патрахина, а также И.Н. Тихомирова, Г.Л. и Н.Н. Митрофановых за постоянный интерес к исследованиям автора, критические замечания и советы.

Автор благодарна А.В. Евсюниной, Т.В. Большаковой за помощь в оформлении работы, петрографам А.В. Патрахиной, Л.И. Карповой, О.Т. Бахтиной, Н.Н.

Егоровой, И.А. Богданович за петрографические и минералогические консультации и описания шлифов. Пользуясь случаем, хочу почтить память крупных ученых - геологов и палеонтологов, ныне ушедших из жизни В.Г.

Беличенко, Ю.П. Бутова, Б.А. Далматова, Т.Н. Корень, П.В. Осокина, Г.А.

Гусаревича, К.Б. Корде, И.П. Морозовой, с которыми была связана многолетняя работа.

ГЛАВА 1. РАЗВИТИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ

СТРОЕНИИ И ЭВОЛЮЦИИ БАЙКАЛЬСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ

Байкальская горная область (БГО) рассматривается как восточная часть Забайкальского сектора Центрально-Азиатского складчатого пояса, главнейшие структуры которого были созданы в докембрии и палеозое. Разработаны различные тектоно-геодинамические модели формирования и развития Байкальской складчатой области [11, 12, 13, 20, 21, 22, 47, 49, 53, 58, 60, 62, 63, 70, 71, 95, 96, 98, 112, 208, 209, 231, 234, 235, 254, 293, 296]. На протяжении всей истории изучения региона тектоническая природа Байкальской горной области вызывала разногласия. В зависимости от формационной и тектонической интерпретации метаморфических, магматических и осадочных образований предлагались различные модели геологического развития региона.

На начальном этапе изучения И.Д. Черский (1886), В.А. Обручев (1890) и Э.

Зюсс (1902) разработали концепцию «древнего темени Азии», предполагая, что в центральных частях региона суша существовала с раннепротерозойского времени. Их представлениям противостояла гипотеза о принадлежности региона к типичным каледонидам, выдвинутая де Лонэ (1911) и развиваемая М.М. Тетяевым (1923) и А.А. Борисяком (1923-1927). Острая дискуссия продолжалась длительное время. В 1932 году Н.С. Шатский отнес территорию БСО к наиболее молодой из докембрийских эпох складчатости и выделил самостоятельную байкальскую складчатость, проявившуюся в конце позднего протерозоя или начале раннего кембрия. Нижнепалеозойские отложения он считал типично орогенными и платформенными формациями. Е.В. Павловский (1948), после находок кембрийской фауны, высказал идею об ограничении байкальской складчатости верхами докембрия и выделил раннекаледонскую эпоху в развитии БГО. Л.И. Салоп [237, 238] выделял здесь геосинклинальную систему, возникшую в начале раннего протерозоя и закончившую свое развитие в конце кембрия, назвав ее байкалидами (в отличие от термина «зона среднемасштабную геологическую съемку, предопределила интерпретацию материала в духе байкалид на Госгеолкартах масштаба 1:200 000 и большинство исследователей поддерживали эти взгляды. По их представлениям, байкальская складчатость, завершавшая развитие протерозойской геосинклинали, соответствовала тектонической фазе, сопровождавшейся становлением Ангаро-Витимского гранитоидного ареалплутона. Роль каледонид в развитии БГО сводилась к минимуму, и долгое время, регион рассматривался как восточная часть тектонотипической местности байкалид [20, 237, 238]. Однако представления Е.В. Павловского продолжали развивать многие исследователи - В.Г. Беличенко, П.М. Хренов, Ю.А. Чернов, Ю.П. Бутов, Ф.К. Волколаков, В.П. Арсентьев, Б.А. Далматов, М.М. Язмир и другие. Они обобщены в работах В.Г. Беличенко [10, 11, 12], где обоснована господствующая роль классических каледонид в завершении этапа геосинклинального развития Байкальской горной области. При составлении госгеолкарты масштаба 1:500 000 [68], после находок многочисленных нижнепалеозойских органических остатков в отложениях, считавшихся протерозойскими, из верхнепротерозойского (рифейского) структурного этажа была вычленена значительная часть стратифицированных и интрузивных образований более молодого возраста (рисунок 1-1). Верхнепротерозойские отложения оказались менее распространенными. Они слагали только отдельные тектонические блоки и чешуи. До начала 70-х годов дискуссия между сторонниками байкалид и каледонид развивалась, главным образом, на различиях в интерпретации фактических материалов, связанных с трактовкой формационной сущности кембрийских карбонатных образований - типичная орогенная формации по концепции байкалид [20, 237, 238] и бесспорно геосинклинальная формация - по концепции каледонид [10, 11, 12].

Принципиально новая интерпретация истории геологического развития региона - Саяно-Байкальской горной области (СБГО) на фиксистской основе и модель стратиграфии палеозоя были предложены Ю.П. Бутовым [28].

По этой концепции территория СБГО с начала рифея находилась в краевой части Северо-Азиатского кратона и геологическое развитие ее в рифее и первой половине палеозоя проходило в рамках одного тектонического цикла. Были намечены три стадии геологического развития, последовательно сменяющие друг друга: платформенная? (начало рифея); рифтогенная (рифей-венд);

миогеосинклинальная (кембрий? - середина карбона?). Отложения верхней части позднего кембрия – девона на то время были слабо изучены и анализ их давался в общей форме (рисунок 1-2). В.Г. Беличенко [11, 12] все же придерживалась альтернативной точки зрения. В истории развития Байкальской горной области она выделяла самостоятельный салаирский этап развития – единую Забайкальскую геосинклиналь, одним из структурных элементов которой являлась эвгеосинклиналь, в развитии которой устанавливались этапы – геосинклинальный (архей - ранний палеозой) и орогенный (силур - девон).

Все вышеприведенные модели развития региона предлагались в зависимости от интерпретации формационной, тектонической и возрастной принадлежности вещественных комплексов. До настоящего времени неопределенность с возрастным расчленением стратифицированных и магматических образований региона отражается в многообразии и несогласованности геодинамических моделей развития Западного Забайкалья.

Наиболее дискуссионными являются вопросы датирования, объема и формационной принадлежности отложений верхнего палеозоя, которые долгое время выделялись только в южной и центральной частях Западного Забайкалья.

Постгеосинклинальными образованиями считались терригенные, вулканогенно-терригенные, часто красноцветные, толщи с угловым несогласием перекрывающие породы палеозойского геосинклинального этапа развития [11]. Их возраст условно определялся как поздний кембрий - ранний ордовик. После находок кембрийской фауны и органических остатков ордовика - девона в геосинклинальных отложениях СБГО орогенные формации стали условно датироваться девоном [25, 26, 27].

На территории региона выделялись два уровня орогенных формаций палеозоид - нижний и верхний. Нижняя моласса (бурундинская, ирканданская, санская, чулегминская, сагансайрская свиты и др.) характеризуются сероцветной окраской, большой ролью конгломератов с преобладанием гальки местных карбонатных пород. Верхняя моласса (исташинская, багдаринская, хурликская, комиссаровская свиты и др.) отличается красноцветностью и четкой стратификацией. Начиная с 70-х годов, обнаружилась гетерогенность этих комплексов формаций. В ряде стратонов были собраны остатки фауны и флоры ордовика, силура, девона, карбона и мезозоя [4, 27, 29, 30, 123, 124, 144 - 146, 148, 152, 249, 255 - 258, 336, 343 и др.]. В стратиграфических построениях использование прямых наблюдений над стратиграфическими соотношениями ограничивается интенсивностью чешуйчато-покровной тектоники, часто сохраняются только фрагменты геологических разрезов, и определение стратиграфической последовательности отложений возможно только по палеонтологическим остаткам. Но находки органических остатков были достаточно редки и часто неудовлетворительной сохранности, поэтому широко начали использоваться микропалеонтологические исследования – микрофаунистический и палинологический анализы [4, 6, 104, 148, 149, 153, 155 - 157, 194 - 196, 249]. Миоспоровые комплексы (рисунок 1-3), установленные в фаунистически охарактеризованных отложениях верхнего девона, позволили выделить региональные биостратиграфические подразделения Западного Забайкалья, провести их корреляцию и сопоставление с общей геохронологической шкалой [153]. Качественно новые представления о регионе появились с рассмотрением его эволюции с позиций тектоники литосферных плит. На основе палеогеодинамических реконструкций была рассмотрена геодинамическая эволюция байкалид, каледонид, герцинид [21, 22, 48, 49, 50, 56, 62, 63, 69, 70, 71, 95, 96, 97, 98, 208 210, 293, 294 и др.].

Использование при палеогеодинамических реконструкциях террейнового анализа позволило установить, что складчатые пояса разного возраста представляют собой коллаж террейнов различной геодинамической природы.

преобразования океанической коры в континентальную и заложение складчатых областей происходило на месте океанических бассейнов и их окраин [13, 22, 48, 63, 191, 192 и др.]. Было установлено, что главнейшие тектонические структуры складчатого обрамления юга Сибирской платформы, относящиеся к Центрально-Азиатскому поясу, были сформированы в основном (позднерифейские), каледонские (венд - раннепалеозойские), раннегерцинские (девон - ранний карбон), позднегерцинские (позднепалеозойские) складчатые комплексы [53 и др.].

Эволюция региона в рифее - палеозое рассматривается в двух основных вариантах. По первому варианту, в течение рифея в результате аккреции ряда островодужных систем и континентальных блоков формировались микроконтиненты, в середине - конце позднего рифея начался рифтогенез с переходом к образованию пассивной окраины юга Сибири в венде-кембрии, в интервале между кембрием и девоном происходило главное коллизионное событие – столкновение микроконтинентов с пассивной окраиной Сибирской постколлизионная. Гранитоидный магматизм конца палеозоя (карбон - пермь) считается (в разных вариантах) постколлизионным, анорогенным, плюмовым [63, 96 и др.]. Альтернативный, второй вариант, заключается в субдукционноколлизионной модели позднепалеозойского гранитоидного магматизма коллизионные плутоны на континентальной окраине андийского типа, т.е.

образование Байкальской складчатой области происходило в результате последовательной аккреции рифейской (Байкало-Витимская зона) и вендраннепалеозойской (Икат-Еравнинская зона) островодужных систем к Сибирской платформе [22, 49, 71, 98, 208, 294, 295 и др.].

Таким образом, Западное Забайкалье рассматривается как комбинация докембрийских микроконтинентов и разновозрастных структурноформационных зон, которая возникла в палеозое на месте Палеоазиатского океана.

В последнее время активно обсуждаются две модели развития региона в рифее. Согласно первой модели, в период 1020-720 млн лет назад, в результате распада суперконтинента Родиния образовался Палеоазиатский океан, который являлся заливом Палеопацифики [51, 53, 56, 71, 143, 193, 297 и др.]. В Западном Забайкалье в этот период активно формировались Баргузино-Витимский и Байкало-Муйский океанические бассейны и сопряженные с ними Келянская и Метешихинская островодужные системы. Считается, что в этих районах широко распространены средне-позднерифейские сложно дислоцированные осадочно-метаморфические толщи, выделяемые в составе Баргузинского и Верхневитимского (Икатского) турбидитовых террейнов [22, 23 и др.].

Докембрийские метаморфические толщи образуют позднебайкальский структурный этаж. Согласно второй модели [234, 236 и др.] Байкальская складчатая область рассматривается как единый мегаблок древней коры (континентальная окраина Палеоазиатского океана). Корообразующие процессы приводили здесь к возникновению субокеанической коры в системе рифтогенных прогибов красноморского типа с последующей ее переработкой в результате байкальской складчатости, т.е. в структуре байкалид отсутствуют следы крупных палеоокеанических бассейнов. В пользу этой схемы говорят геохимические и изотопные характеристики пород офиолитов. К концу позднебайкальского этапа (610–590 млн лет) закончилось становление складчатой структуры Западного Забайкалья. Аккреционно-коллизионные процессы сформировали вдоль периферии Сибирского кратона систему покровно-складчатых сооружений, образованных докембрийскими комплексами разного возраста и геодинамической природы.

Для венд - раннепалеозойского этапа геодинамического развития региона, согласно реконструкциям последних лет И.В. Гордиенко с соавторами, на формировались спрединговые зоны, энсиматические и энсиалические островные дуги с протяженными зонами субдукции, преддуговые, задуговые бассейны и междуговые спрединговые окраинные моря [60]. Важнейшими островодужные системы, окружающие их океанические и морские бассейны разного типа. Считается, что появление и развитие в венде - кембрии в восточной части Западного Забайкалья нижнекембрийской Удино-Витимской палеоокеанического бассейна. В позднекаледонский этап (в конце кембрия, ордовике и силуре) система островных дуг и связанных с ними краевых морских бассейнов была охвачена аккреционно-коллизионными процессами. В итоге по всему складчатому обрамлению Сибирского кратона возник пояс коллизионных структур, которые совместно с отложениями шельфа и континентального склона сформировали обширную континентальную окраину Палеоазиатского океана. В пределах окраины в ордовике, и особенно в силуре, формировались островные дуги, зоны рифтогенеза и морские осадочные раннегерцинский этап Сибирский континент находился в северном полушарии и по палеомагнитным данным в девоне он был развернут относительно современного положения на 1800. В это время Палеоазиатский океан трансформировался в Палеотетис. По южной (в современных координатах) окраине Сибирского континента существовали следующие геодинамические обстановки: а) обширная активная континентальная окраина с рифтогенным, субдукционным магматизмом и с Хангай-Хэнтэй-Даурской системой окраинноконтинентальных спрединговых морей и окружающих их островных дуг; б) система окраинно-континентальных морей и окружающих их поднятий Монголо-Охотского океанического бассейна; в) переходная область с эпиконтинентельными задуговыми шельфовыми морями, где происходило формирование рифовых известняков в мелководных прогибах на окраинах Аргунского и Центрально-Монгольского микроконтинентов, а также образований островодужных комплексов Южно-Монгольской системы сформировался протяженный среднепалеозойский Алтае-Саяно-Забайкальский вулкано-плутонический пояс, наиболее развитый в рифтогенных структурах Минусинского типа. В пределах Забайкалья в это время формировались присдвиговые прогибы типа пулл-аппарт (Уакитский, Урминский и др.), которые являются реликтовыми задуговыми бассейнами на активной континентальной окраине [51, 53, 60].

Большинством исследователей считается, что история геодинамического развития Забайкалья и сопредельных районов в позднем карбоне - перми была обусловлена взаимодействием Сибирского кратона и Монголо-Охотского океанического бассейна [49, 293]. Развитие Монголо-Охотского спредингового океанического бассейна сопровождалось активными субдукционными процессами, как с Сибирским континентом, так и с Аргунским и ЦентральноМонгольским микроконтинентами. Активная окраина между Сибирским континентом и океаническим бассейном носила трансформный характер. В результате формирования рифтогенных структур Монголо-Забайкальского (Селенгино-Витимского) вулкано-плутонического пояса происходило дальнейшее развитие средне- и верхнепалеозойских присдвиговых прогибов [49, 293]. При этом рифтогенез, сопровождающий его вулканизм и осадконакопление были сосредоточены не только в узких тектонических зонах, а проявились также на огромных обрамляющих пространствах, где в карбоне и перми формировались островные вулканические дуги (Береинская, Уртуйская и др.), преддуговые, задуговые и наложенные грабен-синклинальные прогибы с обильной морской фауной бореального типа [43, 60, 62, 63, 198, 119, 120, 228].

Начиная с поздней перми и до поздней юры, в киммерийскую эпоху эта территория (Байкало-Витимская и Селенгино-Яблоновая системы) подверглась Рисунок 1 -5 - Палеогеодинамическая реконструкция раннегерцинского этапа (девон-ранний Условные обозначения: 1 – Сибирский кратон; 2 – покровно-складчатые пояса пассивной окраины кратона; 3 – авлакогены; 4 – микроконтиненты и фрагменты микроконтинентов (ЦА – Центрально-Ангарский; ТМ – Тувино-Монгольский; ЦМ – Центрально-Монгольский; АРГ – Аргунский; ДЗ – Дзабханский; К – Канский; Г – Гарганский); 5 – коллаж аккретированных террейнов различной геодинамической природы;

6 – островодужные системы с зонами субдукции, аккреционными призмами, преддуговыми и задуговыми бассейнами и надсубдукционными вулканическими дугами; 7 – предполагаемые зоны спрединга в океанах и окраинных бассейнах; 8 – остаточные бассейны (а) и внутриплитные вулканоплутонические пояса (б) на активных континентальных окраинах; 9 – коллизионные (а) и островодужные (б) гранитоиды; 10 - разрывные нарушения: сдвиги, сбросы, надвиги; 11-мелкое море; 12-глубокое море тектоно-магматической активизации, сопровождавшейся широко проявленными и связанными между собой вулканизмом и интрузивным магматизмом. Сформировался Забайкальский вулкано-плутонический пояс с магматизмом повышенной щелочности, а в поздней перми появились даже щелочные интрузии. Дальнейшее развитие Забайкалья в позднем мезозое и кайнозое было обуслено становлением и развитием Байкальской рифтовой системы.

В результате работ по ГДП-200/2, ГГК1000/3 нового поколения (ГФУП «Бурятгеоцентр») и исследований, проводимых сотрудниками лаборатории геодинамики ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) и ГИН РАН (г. Москва) были стратиграфических подразделений ряда структурно-формационных зон центральной и северо-восточной частей Западного Забайкалья [4, 51, 152 - 154, 229, 230, 231]. Среди геологических комплексов, традиционно считавшихся венд - кембрийскими, было установлено широкое развитие осадочных и вулканогенно-осадочных стратифицированных образований верхнего девона нижнего карбона [37, 38, 152, 165, 166, 172, 176, 184, 187, 189, 230, 231 и др.].

Многочисленные органические остатки, установленные автором или при его участии в результате целенаправленных стратиграфических и биостратиграфических исследований стратифицированных толщ Западного Забайкалья в последнее время, позволили по-новому взглянуть на историю развития региона. Была сделана попытка обоснования форландовой геодинамической природы Уакитского палеобассейна [51, 152, 153, 258] и рифтогенной геодинамической природы Багдаринского палеобассейна [225, 226]. По геодинамическим реконструкциям [60] предполагалось, что после перерыва (верхний кембрий - ордовик - силур), заполненного аккреционноколлизионными событиями, формировались наложенные герцинские прогибы (Багдаринский, Уакитский, Ямбуйский и др.), которые представляли крупный форландовый Витимский палеобассейн верхнего девона - нижнего карбона [153, 159, 161 и др.]. С.В. Руженцевым с коллегами при непосредственном участии автора в Западном Забайкалье была выделена и изучена БайкалоВитимская складчатая система (БВСС), характеризующаяся циклическим развитием. В составе БВСС установлены байкальский (RF), каледонский (V-ЄS1), варисский (S2–C1) и герцинский (PZ2) структурно-формационные Фаунистически охарактеризованные отложения силура - карбона образуют предложена тектоническая зональность с выделением Амалат-Еравнинской, Икат-Багдаринской и Турка-Курбинской структурно-формационных зон [231].

БВСС характеризуется циклическим развитием. Для байкальского этапа была принята «автохтонная» модель развития этого региона, предложенная Е.Ю. Рыцком и др. [234]. Согласно этой модели Байкальская складчатая область рассматривается как единый мегаблок древней коры (континентальная окраина палеоазиатского океана).

Для каледонского этапа развития БВСС авторами рассматриваются два варианта. По первому, забайкальскому варианту, геодинамическое развитие в континентальная окраина западно-тихоокеанского типа [60]. Альтернативный, монголо-охотский вариант, связывает образование Удино-Витимского островодужного комплекса с Монголо-Охотским (Агинским) бассейном в раннепалеозойского олдындинского островодужного комплекса [234]. Он мог формироваться либо в пределах байкальского континентального блока (Амалатский и Селенгино-Становой массивы), отделившегося от Сибирского континента вследствие заложения Забайкальского бассейна (забайкальский вариант), либо на краю Сибирского байкальского континента, включавшего как составные части оба эти массива (монголо-охотский вариант). Завершился становление которой сопровождалось накоплением микстит-олистостромовых отложений ультзутуйской толщи [231].

В составе варисского этапа выделяется две стадии. В раннюю стадию (S2– D2) сформировался чехол терригенно-карбонатных отложений (пассивная континентальная окраина). В позднюю стадию (D2–C1) по периферии силурийско - девонского шельфа возникла Кыджимитская вулканическая зона и тыловой обширный Точерский прогиб. Указанная геодинамическая система рассматривается как активная окраина андийского типа. Варисский этап также завершился образованием напряженной покровно-складчатой структуры [231].

Герцинский этап характеризовался наиболее сложной геодинамической обстановкой. В области сочленения Сибирского каледонско-варисского континента и остаточного Монголо-Охотского позднепалеозойского бассейна сформировались Береинская энсиматическая островная дуга, СеленгиноВитимский краевой вулкано-плутонический пояс, а в его северо-западной части область внутриплитного магматизма (Ангаро-Витимский батолит) [60, 113, 289, 290, 291]. В целом, этот комплекс структур рассматривается как активная континентальная окраина калифорнийского типа [96, 262 - 264].

В заключении авторами был сделан вывод, что Байкало-Витимская складчатая система на варисско-герцинском этапе своего развития представляла собой континентальную окраину Монголо-Охотского бассейна, которая характеризовалась последовательной сменой геодинамических обстановок пассивной континентальной окраины (S2-D2), активной окраины андийского (D2-C1) и калифорнийского (C2-Р1) типов [231].

Результаты вышеприведенных совместных исследований использованы в настоящей работе.

Таким образом, в опубликованных современных палеогеодинамических моделях, хотя и отличающихся одна от другой по ряду положений, сформулирован общий принцип, позволяющий в палеозое рассматривать регион как систему континентальных окраин, связанных с развитием Забайкальского (каледонский этап) и Монголо-Охотского (герцинский этап) палеоокеанов. В ряде случаев такие модели носят общий характер, а ряд их положений требует дополнительного обоснования.

В первую очередь это касается:

1. Проблемы обоснования возраста, объема и валидности стратонов рифея и кембрия;

2. Объема, возраста, критериев выделения и расчленения отложений позднего палеозоя, реконструкции обстановок их седиментации;

3. Характера взаимоотношений между рифейским, нижнепалеозойскими и верхнепалеозойскими вещественными комплексами;

4. Выяснения роли и масштабов проявления вулканизма, связанного с седиментацией отложений первой половины позднего палеозоя, а также оценка геодинамических условий его формирования.

ГЛАВА 2. ГРАНИЦЫ, ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ И

СТРУКТУРА БАЙКАЛО-ВИТИМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ

байкальский (RF), каледонский (V-Є-S1), раннегерцинский (S2–C1) и позднегерцинский (PZ2) структурно-формационные комплексы, образующие соответствующие структурные этажи, разделенные поверхностями региональных несогласий [189, 231]. В пределах БВСС установлено широкое распространение фаунистически охарактеризованных отложений верхнего силура – среднего карбона (рисунок 2-1), образующих раннегерцинский структурный этаж.

2.1. Границы и тектоническая зональность БВСС Байкало-Витимская складчатая система (БВСС) расположена в центральной и северо-восточной частях Байкальской горной области и протягивается от низовьев Селенги, вдоль Байкала до Южно-Муйского хребта на расстояние более 800 км при ширине до 200 км (рисунок 2-2).

Структуры БВСС ранее описывалась как Забайкальская эвгеосинклиналь [9], Удино-Витимская зона каледонид [11, 12], одноименная островодужная система или Еравнинский островодужный террейн [52, 53, 207], БайкалоВитимская и Джида-Витимская зоны [63, 96, 291], Баргузино-Витимский супертеррейн [234], Хамардабан-Баргузинский микроконтинент [63].

Северо-западным обрамлением БВСС является Прибайкальский коллизионный метаморфический пояс и метаморфический Баргузинский террейн, с северовостока ее ограничивает Байкало-Муйская складчатая система (пояс). С юговостока БВСС обрамляется Селенгино-Становой складчатой системой (Селенгино-Становой пояс) [236], Западно-Становой и Хилок-Витимской зонами [43, 46], Малхано-Яблоновым микроконтинентом [63]), отделяющими ее от Монголо-Охотского пояса. С востока к ней примыкает Амалатский докембрийский массив.

Прибайкальский коллизионный метаморфический пояс – структура зонального метаморфизма и гранито-гнейсовых куполов, является продолжением структур Приольхонья и рассматривается [73, 74, 235, 236] как зона каледонской ремобилизации, маркирующая коллизионный фронт между структурами Байкало-Муйской и Байкало-Витимской складчатых систем.

Баргузинский метаморфический террейн выделялся как одноименный микроконтинент. Карбонатные отложения кембрия относились к чехлу микроконтинента, метаморфизованные породы (мраморы, кристаллические сланцы, гнейсы, кварциты, терригенные и терригенно-вулканогенные отложения) – к его рифейскому фундаменту [20, 127]. Проблема выделения микроконтинента обсуждалась В.Г. Беличенко с соавторами [14], которыми было установлено, что породы карбонатного «чехла» с увеличением степени метаморфизма переходят в мраморы «фундамента». Кроме того, был определен возраст гнейсогранитов «фундамента» в 468,8 млн лет [20]. Таким образом, существование Баргузинского древнего микроконтинента авторами ставится под сомнение.

Ю.А. Зорина с соавторами (рисунок 2-3) осадочно-метаморфические серии Саяно-Байкальской складчатой области (СБГО) в непосредственном обрамлении Сибирской платформы отнесены к задуговым бассейнам. В Джидинско-Хамардабанском, Ольхонском районах в венде - раннем палеозое были развиты островные дуги и задуговые бассейны и происходила их аккреция к Сибирскому континенту. Выделены и охарактеризованы Хамардабанская и продолжающая ее на северо-восток Икатская зоны задуговых бассейнов. В Икатскую зону окраинного бассейна авторами включается и так называемый Баргузинский метаморфический террейн [14, 101,140, 272, 273], который "по набору пород, времени метаморфизма и складчатости «террейн»

не отличается от Икатской зоны, в новом ее понимании, где отмечается увеличение степени метаморфизма по направлению к континенту"[101].

Таким образом, Ю.А. Зориным с соавторами полностью отрицается существование Баргузинского древнего микроконтинента и считает, что что задуговые бассейны позднего рифея - раннего палеозоя играли существенную роль в геологическом развитии СБГО. Задуговые бассейны являлись основным местом накопления осадочных и осадочно-вулканогенных толщ, а в последующем - ареной проявления аккреционно-коллизионных событий: складчатости, метаморфизма и гранитоидного магматизма. Раскрытие окраинных морей СБГО происходило в венде-кембрии, а закрытие - в ордовике - силуре. В Байкало-Муйской и Байкало-Патомской зонах эти процессы происходили в позднем рифее [101].

Байкало-Муйская складчатая система (пояс) это серия рифейсковендских (байкальских) складчатых сооружений. Представления о составе, геодинамической принадлежности Байкало-Муйского пояса неоднократно пересматривались [71, 103, 115, 192, 232, 235 и др.]. Мы остановимся подробнее на характеристике образований пояса, так как из их состава выделены девонско объединялись в муйский интрузивный комплекс, а вулканогенные отнесились к муйской серии раннепротерозойского возраста. В настоящее время, габброгранитная серия (муйский комплекс) и комагматичные базальт-риолитовые вулканиты келянской толщи отнесятся к рифейским островодужным вулканоплутоническая ассоциация объединяет разнородные и разновозрастные образования офиолитовой ассоциации и комплексы, сформировавшиеся на коллизионном этапе развития структуры. По современным представлениям Байкало-Муйский пояс имеет сложное гетерогенное строение, в составе его структурно-вещественные комплексы океанической, островодужной и коллизионной геодинамических обстановок [272, 273]. В эволюции пояса выделено три стадии: 1) океаническая – раскрытие палеоазиатского океанического бассейна и формирование океанической коры 1,2-1,0 млрд лет;

2) островодужная – формирование байкало-муйской дуги, 1,0 - 650 млрд лет; 3) коллизионная – аккреция Байкало-Муйского пояса к окраине Сибирского континента, 0,65 – 0,55 млрд лет [273]. В пределах Байкало-Муйской системы выделяется несколько тектонических зон. В плане сопоставления слагающих их пород с докембрийскими породами, обнажающимися на территории БВСС, мы остановимся на характеристике Анамакит-Муйской и Катеро-Уакитской зон [234, 236].

В Анамакит-Муйской зоне выделяются Муйская и БамбуйскоОлингдинская подзоны [233, 235]. Бамбуйско-Олингдинская подзона образована серией тектонических пластин, прорванных верхнепалеозойскими гранитоидами. Восточной границей подзоны является Келяно-Ирокиндинский меланж, включающий различного размера олистоплаки магматических, позднерифейскими основными и кислыми метавулканитами усть-келянского вулканического комплекса и вулканогенно-осадочными породами одноименной серии. Завершают разрез зоны грубообломочные отложения (тулуинская, аматканская свиты и др.), развитые в локальных грабенах и содержащие гальку подстилающих гранитоидов [233, 235]. В разрезе Муйской подзоны выделяются раннедокембрийские джалтукская и киндиканская толщи, образующие Северои Южно-Муйскую глыбы. Выше джалтукской с несогласием залегают метаморфизованные вулканогенно-осадочные породы рифейской парамской серии, синхронной келянской подсерии. Докембрийские образования перекрыты терригенно-карбонатными породами мамаканской серии вендакембрия. Для Анамакит-Муйской зоны Nd изотопные данные о составе осадочных толщ свидетельствуют о присутствии в них продуктов размыва как среднерифейских, так и раннедокембрийских источников [233, 235].

В Катеро-Уакитской зоне развиты сложно дислоцированные осадочные толщи сланцев с пачками турбидитов, грауваккового флишоида, карбонатных пород и углисто-кремнистых сланцев катерской (Катерская подзона) и уакитской (Уакитская подзона) серий [233, 235]. Кислые и основные вулканиты находятся только в нижней части разреза уколкитской свиты Катерской подзоны. Считается, что пологозалегающие венд - кембрийские терригеннокарбонатные отложения выполняют в этих подзонах систему наложенных впадин. Возраст осадочных пород няндонинской толщи Катерской подзоны, сложенной метаграувакками, метапелитами и кремнисто-углеродистыми сланцами имеет изотопный возраст 700 млн лет (Sm-Nd) [235], риолиты датируются как «не древнее» 675 млн лет. Уакитская подзона, по данным Е.Ю.

Рыцка с соавторами [234-236], включает средне верхнерифейский свиты, жанокского субвулканического комплекса. Постаккреционный позднерифейско - венд - кембрийский комплекс имеет двухъярусное строение.

К нижнему ярусу относилась верхнерифейско - вендская вулканогеннотерригенная и терригенная уакитская серия, выполняющая остаточные преимущественно кембрийскими карбонатными отложениями (юктаконская серия, санская свита), вероятно, имевшими площадное распространение, и сохранившимися в современной структуре пояса фрагментарно [234, 235].

Таким образом, согласно традиционным палеотектоническим моделям развития восточной части Байкало-Муйского пояса, аккреция островодужных и микроконтинентальных террейнов завершилась в позднем рифее и, начиная с конца позднего рифея - венда, данная территория входила в состав пассивной окраины Сибирского континента [234, 236].

Уакитская и Бамбуйско-Олингдинской подзоны ограничивали БайкалоВитимскую складчатую систему с севера [231]. Нами к настоящему времени получены новые данные о возрасте ряда стратифицированных образований подзон [145, 148, 151 - 153]. Мухтунная, сырыхская и нерундинская свиты уакитской серии, юктаконская серия, санская свита Уакитской подзоны, бамбуйская, чулегминская, аматканская и огненская свиты БамбуйскоОлингдинской подзоны, ряд толщ бассейна р. Анамакит Муйской подзоны датированы первой половиной позднего палеозоя [152, 153, 184, 186, 190, 200, 201 и др.]. Уакитская и Бамбуйско-Олингдинская подзоны (см. рисунок 2-2) в настоящее время нами включены в состав Витимкан-Ципинской зоны БайкалоВитимской складчатой системы [189].

Селенгино-Становая система (Селенгино-Становой пояс [236], ЗападноСтановая и Хилок-Витимская зоны [43], Малхано-Яблоновый микроконтинент [63]) является южным ограничением БВСС, отделяющим ее от МонголоОхотского пояса. Селенгино-Становая система в структурном отношении представляет собой сводовое поднятие, в котором выделялась серия блоков пород раннего докембрия. К рифейским образованиям относили гнейсы, кристаллосланцы, амфиболиты, мраморы малханского комплекса, к вендукембрию - грехневскую свиту, представленную переслаиванием кварцитов, известняков и доломитов. Собственно кембрийские отложения выделялись как катаевская свита (Хилок-Витимская зона) или солонцовская толща (ЗападноСтановая зона). Обе они представлены метаэффузивами, их эпикластами с прослоями мраморов. К верхнему кембрию относилась толща пестроцветных терригенных пород тыпинской свиты, сопоставляемой с исташинской свитой Еравнинской зоны. С каледонским этапом развития связывалось становление серии крупных массивов: кручининского габброидного, крестовского гранодиоритового и олекминского гранитного. Для кручининских габброидов получены возрастные датировки в интервале 462-360 млн лет, для олекминских гранитов – 488-361 млн лет [43]. В последние время Т.В. Донской с соавторами получены новые данные по возрасту Катаевской вулкано-плутонической ассоциации [75]. В ее составе объединены вулканогенно-осадочные образования катаевской свиты и ассоциирующие с ними граниты. Датирование U-PB методом по циркону риолитов катаевской свиты показало, что они имеют возраст 226 млн лет, возраст прорывающих гранитов составил 223,4 млн лет.

Авторы считают, что образование Катаевской вулкано-плутонической ассоциации происходило в позднем триасе, одновременно с образованием Харитоновской и Цаган-Хунтейской вулкано-плутонических ассоциаций, в обстановках активной континентальной окраины андского типа [75]. В позднем палеозое и мезозое Селенгино-Становая система представляла собой сводовое поднятие (Селенгино-Витимский вулкано-плутонический пояс), в пределах которого формировались субщелочные, преимущественно кислые вулканиты, а также интрузии щелочных и субщелочных гранитов и кварцевых сиенитов.

Амалатский массив примыкает с востока - северо-востока к БВСС и будет охарактеризован при характеристике фундамента палеозойских образований Удино-Витимской и Витимкан-Ципинской зон.

Большую часть территории Байкало-Витимской складчатой системы занимают позднепалеозойские гранитоиды Ангаро-Витимского батолита, в апикальной части которого обнажаются блоки докембрийских и палеозойских пород, слагающих изолированные участки (см. рисунок 2-1). Изолированность их выходов создает трудности при корреляции и сопоставлении выделяемых стратиграфических подразделений. Но вместе с тем, корреляция их разрезов возможна и позволила обосновать тектоническую зональность БВСС [189, 231].

По литодинамическим условиям формирования образования раннегерцинского структурного этажа относятся к трем структурно-формационным зонам УдиноВитимской, Витимкан-Ципинской и Турка-Курбинской [189].

Предложенная автором схема тектонической зональность БВСС (см. рисунок -2) отличается от схемы, представленной нами ранее [Руженцев и др., 2012], так как получены новые данные по составу, возрасту и строению вещественных комплексов раннегерцинского структурного этажа БВСС. Уточнены границы (приближены к границам зон СЛ Баргузино-Витимской серии листов к ГГКи состав структурно-формационных зон БВСС (в состав ВитимканЦипинской зоны включены Уакитская и Бамбуйско-Олингдинская подзоны), пересмотрены схемы стратиграфического расчленения подзон УдиноВитимской и Турка-Курбинской зон, выделены и охарактеризованы тектонической эволюции региона в позднем палеозое.

системы Байкало-Витимская складчатая система представляет собой крупную линейную структуру, характеризующуюся единым структурным планом, сходной последовательностью развития, близким тектоническим режимом входящих в нее структурно-формационных зон. Удино-Витимская СФЗ находится в южной, юго-восточной частях БВСС и включает Еравнинскую и Витимскую подзоны. Витимкан-Ципинская СФЗ занимает северо-восточную и, частично, центральную части всей территории и включает Багдаринскую, Икатскую, Уакитскую, Бамбуйско-Олингдинскую подзоны. Турка-Курбинская зона объединяет Туркинскую и Курбинскую подзоны и составляет восточную и юго восточную часть БВСС [184].

сложнопостроенными покровно-складчатыми сооружениями, где в виде пакетов тектонических пластин совмещены разновозрастные вещественные комплексы.

Удино-Витимская зона. Мы рассматриваем только Еравнинскую подзону, где проводились детальные исследования. Еравнинская подзона в структурном отношении представляет собой синформу, сложенную серией тектонических пластин, перетасованных в современной структуре и образованных породами нижнего и верхнего палеозоя. К нижнему палеозою отнесена вулканогенная олдындинская свита. Девонско - каменноугольные отложения представлены озернинской (S-D31) толщей, еравнинской серией (D3– C21), включающей ульзутуйскую и кыджимитскую толщи, исташинской и химгильдинской свитами. Присутствуют субвулканические тела фельзитов и плагиопорфиров. Верхний карбон - нижняя пермь включают сурхебтинскую толщу и тамирскую свиту. Особое место в разрезе Еравнинской подзоны занимает микстит-олистостромовый комплекс ульзутуйской толщи, содержащей многочисленные олистолиты кембрийских известняков и вулканитов. Она фиксирует становление раннегерцинской покровноскладчатой структуры. Циклическое развитие Еравнинской подзоны предполагает поэтапное формирование ее структуры. К концу каледонского этапа возникла покровно-складчатая структура подзоны, становление которой было связано с тектоническим совмещением (северная вергентность) толщ, слагающих северные и южные участки Еравнинской подзоны. Это фиксируется трансгрессивно-несогласным налеганием среднепалеозойских отложений на различные горизонты нижнего палеозоя, то есть, раннегерцинские комплексы формировались на сложном каледонском основании [231]. Наиболее четко здесь проявились раннегерцинские деформации (C1-C2), обусловившие появление серии ретронадвигов (южная вергентность), в результате чего нижнепалеозойские отложения были надвинуты на позднепалеозойские.

Вероятно, именно в это время оформилась сложночешуйчатая структура Еравнинской подзоны. Становление ранне- и позднегерцинского комплексов завершилось формированием покровно-складчатой структуры. Амалатский массив рассматривается как автохтон. Имеющиеся сейчас данные позволяют предположить общий срыв палеозойских толщ с байкальского основания [231].

Витимкан-Ципинская зона. Багдаринская, Уакитская и БамбуйскоОлингдинская подзоны также являются крупными синформами.

Багдаринская синформа представляет собой покровно-складчатую структуру, в которой совмещены разновозрастные вещественные комплексы. В строении Багдаринской синформы выделены: нижний и верхний структурные элементы. Нижний (относительный автохтон) образован докембрийскими породами и точерскими граувакками, верхний (аллохтон) - отложениями ороченской, якшинской и багдаринской свит. Толщи, слагающие автохтон, сосредоточены вдоль северо-западного края синформы. Они смяты в систему крутых, узких, высокоамплитудных складок. Более компетентные породы докембрия образуют в целом конкордантные с осевыми поверхностями таких складок клинья. Аллохтонный комплекс занимает юго-восточную часть Багдаринской синформы. Он образован серией тектонических пластин, залегающих на различных толщах автохтона. Аллохтонные массы смещались к северо-западу, надвигаясь на различные элементы автохтона. Структурное обособление аллохтона связано со срывом слагающих его толщ с байкальского основания. В дальнейшем произошла их деламинация, выразившаяся в структурном расслоении ороченской, якшинской и багдаринской свит на отдельные пластины. Наиболее продвинутыми оказались верхние из них, формирования покровно-складчатой структуры (С1-2) здесь определяется достаточно точно, так как рассмотренные нарушения (в том числе разрывные) блокируются гранитами (Усойский массив) с возрастом 288±2 млн лет [231].

Уакитскую синформу образуют байкальский и герцинские структурноформационные комплексы. Байкальский комплекс слагают среднерифейские метавулканиты олнинской толщи и позднерифейские вулканиты жанокской комплекса синформы ограничены на востоке от рифейских образований Горбылокской зоной круто-падающих разломов субмеридионального, ССЗ простирания. К раннегерцинскому комплексу отнесены девонские отложения левоуакитской свит, уакитской толщи, и верхнедевонско - каменноугольные комплексом. Складчато-надвиговая структура синформы сформировалась в позднегерцинскими деформациями. В современной структуре Уакитская синформа представляет собой ряд тектонических линз и пластин, разделенных сдвигами, взбросами и надвигами, которые блокируются телами витимканских гранитов [201]. Простирания складчатых и разрывных структур комплекса направлений [110, 333].

комплексы совмещены в виде пакета тектонических пластин. БамбуйскоОлингдинская синформа включает поля докембрийских метаморфических пород, и слабо метаморфизованных отложений нижнего и верхнего палеозоя. В ее строении выделены три структурно-формационных комплекса: байкальский (рифейские восточногорбылокская толща, буромская свита); каледонский (венд? - нижнекембрийская золотовская свита); раннегерцинский (бамбуйская, чулегминская, аматканская, огненская свиты, кадалинская толща среднего девона - нижнего карбона). Складчато-надвиговая структура синформы также сформировалась в конце раннегерцинского тектонического цикла.

Туркинская подзона в структурном отношении представляет собой серию останцов, образованных метаморфизованными породами верхнего докембрия и палеозоя. Асынская докембрийская часть Ямбуйского ксенолита представляет собой погружающуюся к северо-западу моноклиналь, сложенную биотитовыми, гранат-андалузит-биотитовыми, амфибол-биотитовыми сланцами, кварцитами, мраморами, амфиболитами Абага-Оланской офиолитовой сутуры. В структурном плане представляет собой систему ромбовидных блоков докембрийских пород, формирование которых связано с диагональными сколами в обстановке правостороннего сдвига. В пределах Ямбуйской части последовательно обнажаются три структурно-формационных комплекса: байкальский - андреевская и асынская свиты позднего рифея;

каледонский - курбинская свита и бадотинская толща нижнего - верхнего?

кембрия, «мергельная» толща среднего ордовика - силура?; раннегерцинский сланцево-известняковая толща, пановская, зумбурукская и ямбуйская свиты среднего девона - карбона. В современной структуре эти комплексы тектонически расслоены на отдельные пластины. По-видимому, структурная деламинация ямбуйского разреза привела к выпадению пород некоторых стратиграфических уровней (Є2–3, D1–2). Породы среднего - верхнего кембрия и нижнего - начала среднего девона в переотложенном виде присутствуют в карбонатно-обломочных линзах пановской свиты. Мы считаем, что в пределах Турка-Курбинской зоны шло формирование относительно полного, преимущественно карбонатного разреза нижнего палеозоя и девона - карбона.

С позднего девона седиментационная обстановка изменилась и началось накопление отложений пановской, зумбурукской и ямбуйской свит [189, 231].

Таким образом, в составе Байкало-Витимской складчатой системы тектонически перетасованы докембрийские, нижне- и верхнепалеозойские толщи.

В структурном отношении БВСС в целом, по данным С.В. Руженцева с соавторами, представляет собой обширную ассиметричную синформу, крылья которой выжаты на прилегающие сиалические массивы, сложенные надвигообразования и складчатости связан с общим срывом палеозойских отложений с байкальского фундамента, структурного их расслоения и последующего выведения пород фундамента на верхние структурные уровни (покровы чехла и основания соответственно). Время структурообразования определяется относительно точно, определяющей в процессе становления покровно-складчатой структуры была раннегерцинская складчатость. В структурах размещены отложения нижнего - среднего карбона, в тоже время они прорваны гранитоидами Ангаро-Витимского батолита (315–290 млн лет) [189, 201, 231, 233].

Последующая позднегерцинская складчатость (P2–T1) переработала раннегерцинскую структуру. В это время и был сформирован ассиметричный Байкало-Витимский синклинорий. Такая структура могла возникнуть в результате встречного сближения Сибирского континента, с одной стороны, Амалатского и Селенгино-Станового массивов, с другой. Этот процесс в условиях нарастающего тектонического скучиванья уже в мезозое завершился становлением системы продольных (северо-восточных), имеющих сдвиговую компоненту разломов, которые в наблюдаемой сейчас структуре служат разделами выделяемых здесь тектонических зон [231].

Характеристика образований структурно-формационных зон БВСС дается по отдельным крупным блокам, которые характеризуются наибольшей полнотой разрезов и широким распространением стратифицированных толщ.

Таким образом, в пределах всех зон Байкало-Витимской складчатой системы распространены докембрийские и нижнепалеозойские структурновещественные комплексы основания БВСС и верхнепалеозойские комплексы ранне- и позднегерцинского структурных этажей.

ГЛАВА 3. ХАРАКТЕРИСТИКА ВЕЩЕСТВЕННЫХ КОМПЛЕКСОВ

БАЙКАЛО-ВИТИМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ

структурно-формационные зоны, объединяемые в Байкало-Витимскую стратиграфии и геологического развития. В пределах Еравнинской подзоны Удино-Витимской зоны, Багдаринской, Уакитской, Бамбуйско-Олингдинской подзон Витимкан-Ципинской зоны и Туркинской подзоны Турка-Курбинской зоны нами проведены детальные исследования. В результате этих исследований было установлено широкое распространение образований верхнего силура среднего карбона (рисунок охарактеризованных комплексами вышеперечисленных зон. Кроме того, нами первые сведения о присутствии среди осадочных комплексов отложений силура - девона были получены в Икатской подзоне Витимкан-Ципинской зоны и Курбинской подзоне ТуркаКурбинской зоны БВСС, а также в Анамакит-Муйской зоне Байкало-Муйского пояса [166, 162, 167, 180, 344].

полициклическим развитием [189, 230, 231]. В разрезах всех ее зон присутствуют структурно-формационные комплексы, образующие четыре позднегерцинский [231].

Байкальский, каледонский и позднегерцинский структурные этажи коротко охарактеризованы по опубликованным и некоторым собственным материалам. Изотопные исследования проводились в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ, г. С-Петербург.

3.1.

комплексов фундамента БВСС Вещественные комплексы байкальского и каледонского структурных этажей слагают фундамент, на котором формировались отложения раннегерцинского структурного этажа, являющегося основным объектом исследований автора (рисунок 3-А).

Удино-Витимская зона. Докембрийские образования байкальского этажа слагают отдельные выходы в краевых частях Еравнинской и Витимскую подзоны и представлены отложениями талалинской и хойготской свит Амалатского массива. Амалатский массив занимает территорию Витимского плоскогорья в бассейне р. Большой Амалат (приложение 1). В разрезе массива выделяются две свиты [345, 346, 350]: нижняя, талалинская, и верхняя, хойготская, возраст которых условно считается раннепротерозойским (изучались нами в рамках работ по ГДП-200/2).

Талалинская свита (PR1tl), мощностью до 4500 м, представлена переслаивающимися кристаллосланцами, гнейсами, кварцитами, мраморами, амфиболитами. Свита подразделена по литологическому составу на четыре пачки. Переходы между пачками постепенные, породы залегают моноклинально. Значительным развитием в составе свиты пользуются биотитроговообманковые биотитовые гранат-биотитовые, дистен-гранат-биотитовые, карбонат-эпидот-роговообманковые сланцы Карбонатные породы включают доломиты с глинистой примесью. Амфиболиты слагают тела среди сланцев.

Породы свиты метаморфизованы в условиях амфиболитовой, эпидотамфиболитовой фаций метаморфизма. Нижний контакт ее повсеместно тектонический, переход к хойготской свите постепенный. Возраст свиты условно определяется, согласно легенде, ранним протерозоем.

Хойготская свита (PR11hg) преимущественно карбонатная, представлена переслаиванием битуминозных известняков, графитизированных мраморов, кварц-карбонатных, биотит-хлоритовых, амфибол-биотит-хлоритовых, актинолит-карбонатных, амфиболовых, двуслюдяных и карбонатных сланцев.

Верхний контакт ее неизвестен. Возраст хойготской свиты условно определяется, согласно легенде, ранним протерозоем. Мощность ее 2500 м.

Среди метаморфических пород хойготской и талалинской свит встречаются горизонты метабазальтов и метадолеритов (мощность до 350 м). Метаморфизм гнейсовидными гранитами Амалатского массива с U-Pb изотопным возрастом 790 млн лет [234] и 780 млн л [231]. Возраст габбро (водораздел БайсаСалбули), прорывающих метаморфические образования определен в 488,2 млн лет, силлов метабазальтов (водораздел Байса-Мугдарин) – в 490,6 млн лет.

Метабазальты и метадолериты этих силлов относятся E-MORB типу [60].

В краевой части Еравнинской подзоны известны отдельные выходы талалинской свиты. Один из таких участков по р. Джидотте (см. рисунки 2-2, 3представляет собой куполовидную антиформу, в ядре которой обнажаются слюдяные и амфибол-биотитовые сланцы, гранат-амфиболовые, пироксенамфиболовые гнейсы с линзами мраморов. Возраст гнейсов определен в серпентинизированных дунитов, перидотитов, амфиболизированных габбро, амфиболитов, метабазальтов и яшмо-кварцитов. Возраст амфиболизированного габбро определен в 918 млн лет. Среди метаморфических пород в виде отдельных блоков встречены светло-серые песчанистые известняки, из которых выделены тентакулиты и конодонты: Pandorinellina ex gr. steinhornensis (Ziegl.), “Ozarkodina” sp., Panderodus sp. (верхний силур – нижний девон) [5, 177, 188, 300]. Подобные известняки такого же возраста характерны для Еравнинской подзоны, и отнесены к силурийско - девонской озернинской толще. Это свидетельствует о том, что отложения раннегерцинского структурного этажа накапливались и в краевых частях докембрийского Амалатского массива [231].

Багдаринской подзоны представлен рифейскими образованиями Шаманского выступа и крупных массивов - Ципиканского, ограничивающего Багдаринскую синформу с севера, и Амалатского, расположенного южнее ее (Амалатский массив охарактеризован при описании Еравнинской подзоны).

Шаманский докембрийский выступ, представляющий собой серию тектонических блоков в осевой части Багдаринской синформы, сформирован породами двух разновозрастных структурно-формационных комплексов различной геодинамической природы, которые представляют собой пакет тектонических пластин [59, 60, 198, 199, 204, 231].

Первый комплекс включает три группы пород:

- мигматизированные амфиболиты, амфибол-слюдяные и амфиболовые сланцы, с жилами плагиогранитов, возраст которых 971±14 млн лет [199];

аподунитовые и апоперидотитовые серпентиниты, метагаббро, амфиболизированные габбро-диабазы и диабазы, метабазальты и метаандезиты, возраст габбро определен в 939 млн лет, метабазальтов - 892 млн лет [59, 60, 191, 192];

- базальты, дациты, риолиты, вулканомикты усойской свиты (мощность 200 м) – 837,4 и 789,2 млн лет [198, 199] и габбро-диориты, диориты и тоналиты шаманского комплекса - 778 мнл лет [236] и 762,6 млн лет [350, 351].

Первые две группы пород рассматриваются как офиолитовая ассоциация, а вулканиты относятся к известково-щелочной серии и рассматриваются как островодужные образования. Считается, что они формировались в Шаманской палеоспрединговой зоне и Келянской остороводужной системе [19, 220].

Состав и возраст пород зоны и расположенных в этой зоне вулканитов Келянской островодужной системы хорошо коррелируется с Усть-Келянским офиолитовым и островодужным комплексами Байкало-Муйского пояса [53, 272, 273].

Второй комплекс представлен сиваконской свитой (RF3 sk) верхнего рифея мощностью 1700 м [341, 348, 349]. В составе свиты, предшественниками выделялись две подсвиты [334]. К нижней подсвите относились различные зеленые ортосланцы, линзы кислых эффузивов, мраморов, кварцитов, тела ортоамфиболитов, метадолериты, метадиабазы, к верхней – вулканомиктовые терригенные метаморфизованные породы. В результате работ ГГК-200/ верхняя часть разреза сиваконской свиты включена в состав верхнедевонско нижнекаменноугольной точерской свиты, так как по составу, возрасту и направленности метаморфических преобразований пород сходна с последней [77, 175]. В составе сиваконской свиты мы оставляем только нижнюю часть ее первоначального разреза, сложенную темно-серыми, зеленовато-серыми биотит-хлоритовыми, амфиболовыми сланцами, кварцитами, с прослоями рассланцованных кислых и основных эффузивов и мраморов. Для свиты весьма характерна насыщенность тонкими пирротиновыми прожилками. Нижний контакт ее неизвестен. Свита несогласно перекрывается конгломератами точерской свиты (правобережье р. Ауник и верховья р. Усой). Возраст ее определяется как верхнерифейский, так как зеленосланцевые породы сиваконской свиты вмещают метабазальты и тела габброидов (939 и 892 млн лет) рифейской офиолитовой ассоциации, которая впервые была выделена Г.Л.

и Н.Н. Митрофановыми [190], и дислоцированы вместе с ними [59, 60, 30, 350].

ципиканской толщей (RF? cp) в составе двух подтолщ, мощностью до 3000 м мраморизованными известняками, переслаивающимися с различными слюдистыми сланцами, включающими подчиненные горизонты песчаников и амфиболовых сланцев. Верхняя подтолща представлена биотит-кварцевыми, силлиманитовыми, графитизированными сланцами, мраморами, участками гранат-ставролитсодержащими, с кордиеритом и фациально очень изменчива.

Контакты толщи с другими образованиями тектонические. Все эти отложения относятся к зональным полиметаморфическим образованиям (следов метатерригенных биотит-плагиоклаз-кварцевых сланцев являются алевропесчаники с прослойками алевритистых аргиллитов и примесью грубозернистого материала гранитоидов (кварц, плагиоклаз). Слюдистые сланцы представляют собой метаморфизованные аркозы и петрокластические граувакки грубопесчаной размерности с глинисто-алевритовым заполнителем [81-83]. Кроме того, в составе толщи присутствуют метаморфизованные дациты, риолиты нормальной и повышенной щелочности. Учитывая натриевый тип щелочности терригенных сланцев, предполагается, что источниками обломочного материала служили лейкократовые плагиограниты бамбукойского комплекса и кислые вулканиты олнинской толщи, а областью сноса был Муйский континентальный блок с уже причленившимися образованиями более ранних стадий развития Байкало-Муйской островной дуги [83]. Детритовые цирконы из сланцев ципиканской толщи отвечают интервалу 847–781 млн лет [83, 231]. Время метаморфизма, в результате которого исходная протопорода превратилась в метаалевропесчаник, соответствует 478 млн лет (Rb-Sr по валу, ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ) [215]. Отложения ципиканской толщи прорваны силлами амфиболитов и деформированы вместе с ними. Возраст силлов определен в 324 млн лет, время их метаморфизма в 278 млн лет [77, 231].

Химический состав апобазальтовых и апогаббровых амфиболитов соответствует мантийным низкощелочным породам коматиит-толеитовой ассоциации [80].

Уакитская подзона. Докембрийский вещественный комплекс байкальского структурного этажа подзоны представлен рифейскими олнинской толщей и уендектской вулкано-плутонической ассоциацией [200, 201, 333].

Олнинская толща (RF2 ol) сложена согласным чередованием пород основного и кислого состава вулканической, субвулканической и интрузивной природы с редкими прослоями карбонатных пород, условно считается аналогом келянской свиты (824 и 812 млн лет, по данным Е.Ю. Рыцка [233, 234]. Для олнинской толщи, мощностью до 3000 м, характерны породы основного и кислого составов. Породы основного состава представлены амфиболитами, биотитовыми, карбонат-кварц-биотитовыми, кварц-плагиоклаз-биотитовыми сланцами и бластомилонитами по ним [76]. Породы олнинской толщи кислого состава представлены риолитами, риодацитами, реже дацитами нормальной и повышенной общей щелочности. Вулканиты олнинской толщи образуют бимодальную ультрабазит-базит-риолитовую ассоциацию толеитовой и известково-щелочной серий с щелочностью натриевого типа. Породы толщи притерпели три этапа метаморфических преобразований [76]. Толща прорвана габброидами и гранитоидами талалинского верхнерифейского комплекса [200, 201, 333]. Из состава олнинской толщи нами исключены ультраосновные и основные вулканиты бассейна р. Горбылок (см. ниже описание суховского комплекса), слагающие послойные субвулканические тела, которые имеют среднекаменноугольный возраст.

Уендектская вулкано-плутоническая ассоциация (RF3 un) представлена гранитоидами, субвулканическими телами с терригенно-карбонатными отложениями в верхней части разреза [200, 201]. Ранее породы этой ассоциации выделялись в составе жанокской вулкано-плутонической ассоциации [233].

Было установлено, что граниты бамбукойского комплекса по минералогопетрографическим, петрохимическим и геохимическим особенностям не отличаются от гранитоидов жанокской вулкано-плутонической ассоциации и их следует рассматривать в составе единой рифейской уендектской ассоциации.

Вулканические породы ассоциации отвечают щелочно-полевошпатовым риолитам, состав интрузивных разностей варьирует от кварцевых щелочнополевошпатовых сиенитов до нормальных гранитов. Породы ассоциации отнесены к известково-щелочной петрохимической серии. Они прорваны гранитоидами витимканского комплекса с возрастом по Rb-Sr 732 и 712 млн лет [200, 201].

Следует сказать, что в верхней вулканогенно-терригенно-карбонатной части разреза толщи нами установлены органические остатки девона - карбона.

Мы выделяем терригенно-карбонатные отложения с прослоями кислых туфов, туффитов и субсогласными телами вулканитов как девонско каменноугольную уендектскую толщу (см. ниже) и считаем, что в бассейне р.

Восточный Горбылок в одном стратиграфическом подразделении были объединены разновозрастные образования. Этот вывод подтверждается также крайне неоднородным метаморфизмом так называемых «рифейских» толщ.

Наряду с высокотемпературными (амфиболитовая фация) метаморфитами часто отмечаются участки неметаморфизованных пород, особенно в вулканитах. Следы зонального регионального метаморфизма здесь практически отсутствуют [200, 201].

Бамбуйско-Олингдинская подзона. Наиболее древними образованиями подзоны являются метаморфизованные породы восточногорбылокской толщи (PR2 vg), условно раннепротерозойского возраста [111, 203]. Толща сложена метаморфическими сланцами и метаморфизованными карбонатнотерригенными породами. В нижней части разреза присутствуют светлозеленые, серые и темно-серые биотитовые, биотит-амфиболовые, гранатамфиболовые сланцы. Верхняя часть сложена окварцованными с примесью слюдки доломитами и метапесчаниками кварц-полевошпатовыми со слюдкой.

Мощность толщи 1000 м. К верхнему рифею относятся левобамбукойская, буромская и жанокская свиты.

карбонатно-терригенными породами с пачками туфогенных зеленых сланцев и редкими телами основных и кислых вулканитов.

Буромская свита (RF3 br), которая входит в состав буромского вулканического комплекса, представлена вулканитами кислого и среднего составов. В туфовых отложениях свиты были найдены верхнерифейские микрофоссилии (устное сообщение А.А. Рябцева). Изохронный возраст ее 87Sr/86 Sr = 0,732+0,011 [111].

Жанокская вулкано-плутоническая ассоциация распространена в междуречье Жанок - Бамбукой. В ее составе выделяются эффузивы, интрузивные и мелкие экструзивные тела одноименного вулканического комплекса. Собственно жанокская свита содержит вулканические покровы (нижняя подсвита) и вулканогенно-осадочные образования (верхняя подсвита).

Отличительной особенностью вулканитов жанокской ассоциации является их калиевая щелочность [76]. Возраст риолитов определен в 830-820 млн лет (U-Pb SHRIMP, ВСЕГЕИ, неопубликованные данные В.Е. Руденко): Здесь же распространены гранитоиды бамбукойского комплекса возраст гранитоидов определяется в 790 млн лет [111, 203]. Мощность жанокской свиты 4100 м.

представлен докембрийскими образованиями Абага-Оланской сутуры и андреевской свиты.

Абага-Оланскую сутуру маркируют две группы пород: 1) гипербазиты и ортосланцы, 2) толеитовые и субщелочные амфиболиты, образующие серию тел в разрезе асынской свиты. Амфиболиты слагают конформные тела (силлы) в асынских сланцах. Возраст толеитовых амфиболитов определяется поздним девоном (365 млн лет) [79, 80, 84, 231].

Асынская свита (RF3 as) представлена биотитовыми, гранат-андалузитбиотитовыми, амфибол-биотитовыми сланцами, кварцитами, мраморами, амфиболитами. По структурному положению, особенностям разреза, степени метаморфизма свита сопоставима с ципиканской толщей Багдаринской подзоны. Мощность свиты до 3000 м. Гипербазиты и высокомагнезиальные ортосланцы слагают клинообразные и пластинчатые тела. Гипербазиты представлены серпентинизированными разностями. По петрохимическим характеристикам серпентиниты относятся к дунитам, гарцбургитам и породам ряда верлит-клинопироксенит [79, 80, 84, 231]. Вопрос о природе пород ряда дунит-гарцбургит остается открытым. Высокомагнезиальные ортосланцы представляют собой породы, сложенные в меланократовых полосах тремолитом, лейкократовых – плагиоклазом и кварцем. В меланократовых полосах наблюдаются реликты высокотемпературного амфибола эденитпаргаситового ряда. По химическому составу сланцы отвечают высокомагнезиальной серии. Спектры РЭ и РЗЭ ортосланцев практически идентичны спектрам пород базальт-андезит-дацитовой серии олдындинской свиты. Дунит-гарцбургитовый комплекс рассматривается как фрагмент высокомагнезиальные ортосланцы – как продукт плавления субдуцирующей палеоокеанической литосферы [231]. Н.А. Доронина ортосланцы относит к бонинитами островодужного комплекса пород [84].

Андреевская свита (RF3 an) распространена в северо-западной части ксенолита [316, 317]. По мнению С.В. Руженцева [231] свита относится к позднему докембрию (мощность до 2000 м). Представлена переслаиванием кварц-полевошпатовых, реже кварцевых, филлитизированных песчаников, метаалевролитов, кварц-серицитовых сланцев, мраморов и включает тела вулканитов кислого состава. Из андреевской свиты [165, 189] мы вычленяем флишоидную пачку верхней части ее разреза, включая в состав пановской свиты. Возраст флишоидной пачки определен как раннекаменноугольный (см ниже).

системы объединяет венд нижнепалеозойские отложения, имеющие Удино-Витимская зона. Еравнинская подзона. Нижнепалеозойские образования каледонского структурного этажа подзоны включают олдындинскую свиту, озернинский субвулканический комплекс и тела граносиенитов.

Олдындинская свита (мощность от 250 до 1600 м) слагает основной объем нижнепалеозойских образований. В ее составе преобладают лавовые, пирокластические и субвулканические фации, в тесной ассоциации с которыми формировались известняки с биогермными археоциатово-водорослевыми постройками и осадочно-вулканогенные толщи (приложение 1, рисунок 3-2). В составе свиты выделяются два типа разрезов.

Первый тип развит в северо-западной части района (реки Левая Олдында, Кыджимит) и представлен преимущественно вулканитами. Вулканогенные породы слагают стратотипический разрез свиты по р. Левая Олдында и представлены дацитами, риолитами, фельзитами, их туфами, реже андезибазальтами, андезитами и их туфами с линзами известняков. Среди вулканитов этого типа разрезов в бассейне р. Кыджимит преобладают базальты, андезибазальты, андезиты, в подчиненном количестве находятся дациты, их туфы, туфобрекчии.

Дациты левобережья руч. Сосновский имеют изотопный возраст (U-Pb метод здесь и далее) 530,8 млн лет, андезидациты правобережья руч. Хортяк – 513, млн лет [125, 189, 231]. Отличительной чертой этого разреза является незначительное распространение известняков, слагающих единичные маломощные (1-2 м) прослои.

правобережье р. Витим, ниже устья р. Зазы) и сложен вулканогенными, вулкано-терригенными и карбонатными породами. На водоразделе р. Ульзутуй - Известковый олдындинская свита сложена дацитами, андезитами и археоциатовыми известняками, в подчиненном количестве присутствуют туффиты, туфоалевролиты, вулканомиктовые песчаники, туфы. Для вулканитов получены следующие возрастные датировки - 532 млн лет (брекчия риодацита) и 529 млн лет (дациты). На водоразделе Ульзутуй – Сурхебт второй тип разреза сложен преимущественно вулканитами андезит-дацит-риолитового ряда и вулканомиктами. Фельзиты имеют возраст 516,7 млн лет [231].

Туфотерригенная часть этого типа, вмещающая рудные горизонты, описана в районе Озерного месторождения и представлена переслаиванием песчаников, туфопесчаников, туфоалевролитов, туффитов, кремнистоглинистых алевролитов, известняков с горизонтами (мощностью до десятков метров) грубообломочных полимиктовых брекчий. Мощность разреза около 600 м [34, 35, 125, 126, 213]. Восточнее месторождения (карьера), в составе свиты описана пачка (мощностью около 400 м) переслаивания (мощности слоев первые десятки м) псаммитовых и псефитовых темно-зеленых туфов, в обломочной части которых преобладают (первые см) угловатые кислые и среднезернистых туфопечаников, грубослоистых с прослоями туфоалевролитов и далее переслаиванием (первые десятки см) темно-зеленых псаммитовых туфов и зеленовато-серых мелкообломочных туффитов, образующих тонкоплитчатые отдельности. В строении этой части разреза олдындинской свиты присутствуют разнообломочные брекчии двух типов.

Первый тип представляет образования обвально-оползневого генезиса, сходными с типичными олистостромами гравитационного генезиса.