рифтовой зоны также достаточно ярко проявлен, но смещен к периферии рифтовой зоны. Выделяется несколько районов интенсивного вулканизма, где последние извержения происходили несколько сотен тысяч лет назад, в том числе Прихубсугулье, Тувинское нагорье, Восточный Саян, Хамар-Дабан, Витомское плоскогорье, Удоканский хребет. Начало вулканической деятельности датируется миоценом (около 25 млн. лет назад). Вулканические породы представлены преимущественно субщелочными и щелочными оливиновыми базальтами, что, в целом, типично для внутриплитного магматизма. В качестве основных причин кайнозойского рифтогенеза обычно называют коллизию Индостанской и Евразиатской литосферных плит. Однако, структуры, подобные кайнозойской Байкальской рифтовой зоне отчетливо прослеживаются к югу, где широко представлены аналогичные присдвиговые грабеновые структуры, выполненные преимущественно мезозойскими континентальными грубообломочными толщами и продуктами внутриплитного магматизма. Причем можно четко проследить динамику “удревнения” впадин в направлении от окраины Сибирского кратона к Монголо-Охотской сутуре. Их формирование с одной стороны может быть обусловлено сложной геодинамической обстановкой на Сибирской окраине Евразийской плиты в мезозое при закрытии Монголо-Охотского оеканического бассейна. Она характеризовалась надвиганием континента на структуры Монголо-Охотского океанического бассейна, в результате чего спрединговая зона этого бассейна оказалась перекрытой и, продолжая функционировать, обусловила образование зон «рассеянного» рифтогенеза и «распыленного» вулканизма вдоль континентальной окраины Сибири. Современным аналогом такой ситуации можно рассматривать калифорнийскую окраину Северной Америки. С другой стороны, основной причиной формирования грабеновых структур как мезозоя так и кайнозоя могут являться крупноамлитудные сдвиги левостронней кинематики связанные с “вращением” Сибирской платформенной области Евразийской плиты относительно Европейской по часовой стрелке. При таких сдвигах в пределах Забайкальской области возникают условия растяжения что и выражается в формировании структур типа “pull-apart”. При этом наиболее удаленные от окраины Сибирского кратона области, “отставая” от общего перемещения будут испытывать растяжение раньше, нежели приближенные к кратону.

ЕНИСЕЙСКО-САЯНСКАЯ СКЛАДЧАТО-ПОКРОВНАЯ ОБЛАСТЬ

Структуры Енисейско-Саянской складчато-покровной области формируют югозападную окраину Сибирской платформы. В тектоническом строении этого региона выделяют два крупных сегмента: Восточносаянский (Присаянье) и Енисейский кряж. Основу тектонической структуры Восточного Присаянья составляют кулисообразно расположенные Шарыжалгайская и Бирюсинская метаморфические глыбы, представляющие собой выступы фундамента Сибирской платформы. Они сложены архейско-раннепротерозойскими комплексами глубокометаморфизованных и гранитизированных пород, часто образующих куполовидные структуры, соответственно шарыжалгайской и бирюсинской серий. Уровень метаморфизма пород здесь достигает гранулитовой и амфиболитовой фаций, а сами породы представлены гиперстеновыми гнейсами, амфиболитами, гранулитами, высокоглиноземистыми сланцами и мраморами. Глыбы разделены Урикско-Ийским грабеном, его северозападным продолжением является Туманшетский грабен, а в юго-западной части Саянской области выделяется Онотский грабен. Грабенообразные структуры выполнены вулканогенно-осадочными толщами, метаморфизованными в условиях

зеленосланцевой и амфиболитовой фаций и по своим вещественным характеристикам во многом аналогичны комплексам зеленокаменных поясов Алданского щита. В пределах грабенов среди метавулканитов в виде тектонических пластин или блоков заключены плагиогнейсы и гранитоиды тоналит-трондьемитового состава с возрастом 3.2 млрд лет. Верхняя возрастная граница комплекса определяется по возрасту прорывающих их гранитов - 2.5 - 2.7 млрд.лет.

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

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

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

Встроении Ангаро-Канского блока участвуют метаморфизованные в гранулитовой и амфиболитовой фациях вулканогенно-терригенные комплексы. Наиболее широко распорстранены пироксеновые гнейсы, гранулиты, амфиболиты, биотитовые сланцы, присутвуют также прослои кварцитов и мраморов. Возраст метаморфизма оценивается интервалом 1.9-1.8 млрд.лет. На востоке глыбы размещен крупный автохтонный гранитоидный Таракский массив, образующий с метаморфитами Ангаро-Канского выступа единую структуру подчеркнутую постепенными переходами от гранитов к гранулитам через зону мигматизированных гнейсов. Cтановления таракских гранитоидов произошло на рубеже 1.78 млрд.лет назад. Восточную окраину

Ангара-Канского блока перекрывают рифейские терригенно-карбонатные отложения Ангаро-Канского прогиба. По существу эти образования идентичны комплексам выполняющим Присаянский прогиб и территориально надстаривают его в северном направлении.

Западную – приенисейскую зону территории Южно-Енисейского кряжа образуют неопротерозойские островодужные и офиолитовые комплексы Предивинского террейна, надвинутые на метаморфиты Ангаро-Канского блока. В составе Предивинского террейна преобладают метавулканиты известково-щелочной серии и габброиды палеоостроводужного комплекса, а также толеитовые метабазальты

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

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

Восточно-Ангарский блок интерпретируется как выступ основания Сибирского кратона, перекрытый неопротерозойскими терригенно-карбонатными толщами пассивной окраины. Западно- и Центрально-Ангарский блоки, вероятно, до столкновения с Сибирским континентом составляли единый микроконтинент (миогеоклинальный террейн). В пределах этой территории на дневной поверхности обнажаются породы тейской серии, метаморфизованные в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. Они представлены андалузит-силлиманит- ставролитовыми, кианит-силлиманитовыми и биотит-силлиманитовыми гнейсами, а также кварц-мусковитовыми сланцами, кварицитами и мраморами. Их перекрывают отложения сухопитской серии, метаморфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой

изеленосланцевой фаций и представленные преимущественно ритмично переслаивающимися метапесчаниками, метаалевролитами, кварц-хлорит- серицитовыми сланцами. Последние сменяются вверх по разрезу толщей слабометаморфизованных преимущественно карбонатных пород тунгусикской серии. Восточным ограничением Центрально-Ангарского террейна является зона Ишимбинского надвига. В пределах этой полосы выведен на поверхность базит-