Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Покровно-складчатая структура Юго-Восточной части Восточного Саяна и этапы ее формирования

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Покровно-складчатая структура Юго-Восточной части Восточного Саяна и этапы ее формирования"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ Р Г Б ОД

На правах рукописи

ФЕДОТОВА Анна Анатольевна

ПОКРОВНО-СКЛАДЧАТАЯ СТРУКТУРА ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО САЯНА И ЭТАПЫ ЕЕ ФОРМИРОВАНИЯ

Специальность 04.00.04 - геотектоника

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва, 2000

Работа выполнена в Геологическом институте Российской Академии наук

Научный руководитель: академик РАН В.Е. Хаин

Официальные оппоненты: кандидат геолого-минералогических наук

С.Г. Самыгин (ГИН РАН) доктор геолого-минералогических наук И.К. Козаков (ИГГД РАН)

Ведущая организация: Институт земной коры СО РАН (Иркутск)

Защита состоится 20 апреля 2000 года в 1430 на заседании Специализированного Ученого Совета Д.002.51.02 по геологии, геотектонике, геологии морей и океанов при Геологическом институте РАН по адресу:

109017, Москва, Пыжсвскнй пер., д. 7, Геологический институт РАН, конференц-зал, 4 этаж.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции Наук о Земле РАН по адресу: 109017, Москва, Старомонетный пер., д. 35, ИГЕМ РАН.

Автореферат разослан 17 марта 2000 года.

Ученый секретарь Специализированного совета

канд. геол.-мин. наук -Jtul^^-VO A.A. Пейве

Введение

Актуальность исследований. Юго-восточная часть Восточного Саяна располагается па стыке Алтае-С.зяиской. Байкальской горной областей и граничит с районами северо-запада Монголии. Такое положение делает рассматриваемый регион одним из ключевых в струкчуре Саяно-Мош ольского сегмента Урало-Монгольского складчатого пояса, включающего реликты структур Палеоазиатского океана. Исследование юго-восточной части Посточного Саяна дас] возможность решить многие актуальные вопросы, связанные с этапами формирования активной окраины палеоокеана.

Цель работы: выявление последовательности и закономерностей проявления событий, которые привели к формированию современной покровно-складчатой структуры юго-восточной часги Восточного Саяна. Для достижения этой цели: 1) составлена схема покровного строения, отражающая структуру пакета аллохтонов рассматриваемой территории; 2) на основании данных по вещественному составу реконструированы обстановки и налеоструктуры. фрагменты которых представлены в каждом из аллохтонов юго-восточной части Восточною Саяна; 3)с помощью схемы покровного строения для завершающего этапа формирования покровно-складчатого сооружения проведена реконструкция пространственного расположения палеоструктур. их латеральных рядов; данные по более ранним этапам позднедокембринской истории рассматриваемой области сопоставлены с данными по другим районам южного складчатого обрамления Сибирской платформы. Фактический материал. Исследование выполнено на основе материалов полевых работ, проведенных автором в 1988-1995 гг.. работы в значительной мере проходили в сотрудничестве с Верхнеокинской и Сархойской партиями Окннской экспедиции ПГО "Бурятгеология". Полевые исследования были сосредоточены в Боксон-Сархойской зоне в бассейнах рек Боксои. Диби. Забит. Сархой. а также в прилегающих зонах в ряде районов бассейнов рек Ока и Китой. Фактический материал обобщен и представлен на геологических схемах масштаба 1:12500 - 1:50000. зарисовках, а также в таблицах и на диаграммах. Анализ положения рассматриваемой области в структуре южного обрамления Сибирской платформы проведен на основании литературных данных, с учетом материалов маршрутных пересечений, проводившихся автором на ключевых объектах Западной Мошолии в ходе полевого сезона 1998 г.

Методика исследований. В Боксон-Сархойской зоне Восточною Саяна проведено изучение ключевых участков На территории прилетающих зон проходили отдельные маршрул-иые пересечения. Различные типы пород изучены в шлифах, вулканические породы - с не-

пользованием химических анализов. Специальные работы, включающие массовый отбор проб разных типов пород офиолитовой ассоциации и их исследование в шлифах, были направлены на получение изотоино-геохронологичсских данных. В результате обобщения материала составлена схема покровного строения рассматриваемой территории. Для завершающего тектонического цикла проведено восстановление пространственного расположения палеоструктур с использованием методики палинспастических реконструкций. Защищаемые положения

1. В строении юго-восточной части Восточного Саяна принимают участие комплексы автохтона (ремобилизованные в ордовике дорифейские образования), паравтохтона (позднерифейские шельфовые карбонатные толщи), аллохтона (офиолиты и стратифицированные толщи позднего докембрия - раннего палеозоя), неоавтохтона I (кембрийско-ордо-викские осадочные комплекы и раннспалеозойские гранитоиды) и неоавтохтона II (девон-ско-каменноугольные молассоидные толщи и щелочные интрузиии Окинской зоны). Комплексы автохтона и паравтохтона образуют ядро Гарганской антиформной структуры. Аллохтон состоит из трех покровных комплексов. Нижний и Средний Боксонский покровные комплексы, совместно с разделяющим их неоавтохтоном I, выходят на крыльях антиформной структуры Гарганской зоны и в Боксон-Сархойской зоне. Верхний Окинский покровный комплекс образует одноименную зону.

2. Нижний покровный комплекс состоит из трех тектонических покровов. Нижний Ильчирский покров представлен позднедокембрийскими сланцево-олистостромовыми толщами, углеродистыми сланцами и эффузнвами основного состава. Средний Верхнеонотский покров образован позднедокембрийскими породами офиолитовой ассоциации, эффузивами с перекрывающими флишевыми толщами и слапцсво-олистостромовыми толщами раннего ордовика. Верхний Сархойский покров состоит из вулканитов дифференцированной извест-ково-щелочпой серии позднерифейского возраста, связанных с ними вулканогенно-осадоч-ных толщ и вулканомиктовых осадочных пород. Нижний покровный комплекс запечатан кембрийско - ордовикскими толщами нсоавтохтопа I (автохтона по отношению к пластинам тектоно-гравитационного Боксонского покровного комплекса).

3. В составе Нижнего покровного комплекса присутствуют породы, характеризующие две разновозрастные вулканические дуги и примыкавшие к ним бассейны: примитивную Дунжугурскую дугу начала позднего рифея и развитую Сархойскую дугу, возраст которой не древнее второй половины позднего рифея. Заключительная стадия шарьирования аллохтонов сопровождалась формированием прогибов, заполнившихся

латерхтыю изменчивыми толшэмн пеозвтохюка I. Эти прогибы послужили ловушками для пластин Среднего Боксонского покровного комплекса, лпшавшихся из воздымавшейся облает конишен 1£1_1ьного шельфа. Становление Нижнего покровного комплекса в основном произошло и ордовике.

4. Главные тектонические события. Еыявленшле в юго-восточной части Восточного Саяна. являются ключевыми для расшифровки истории развития активной окраины Палеоазиатского океана, позднернфейско-палеозойская история которой включает не менее трех крупных событий: образование аккреционной континентальной окраины, зарождение и отмирание развитой вулканической дуги, формирование обдукционной окраины. Научная новизна. Расшифровано покровное строение Боксон-Сархойской зоны, проведено сопоставление нементов покровной структуры этой зоны с ранее выделенными аллохтонами обрамления Гарганской глыбы, предложены изменения общей схемы тектонического районирования юга Восточного Саяна. Показано, что в нозднедокембрий-ской раннепалеозойской истории этого покровно-складчатого сооружения произошло не менее трех крупных структурных перестроек.

Практическое значение. Составленная схема покровного строения Боксон-Сархойской зоны может служи II. основой для создания мелкомасштабных геологических карт. Часть ма!ерналов диссертации была привлечена для разработки легенд и составления геологических карг геолого-сьемочными партиями Окинской экспедиции ПГО "Ьурятгеология". Установленные особенности строения территории и ее положения в структуре юга Сибири предлагаася использовать для расшифровки природы уникального рудного узла юга Восточного Саяна.

Апробация работы к публикации. Основные результаты работы докладывались на всероссийских и международных совещаниях и конференциях: 10 Международная школа морской геологии (Геленджик. 1992). международная конференция по тектонике литосферных плит памяти Л.П. Зоненшайна (Москва. 1993). Всероссийская конференция "РФФИ в Сибирском регионе" (Иркутск, 1995), XVI региональная молодежная конференция "Структурная и вещественная эволюция Центрально-Азиатского склздчатою пояса" (Иркутск. 1995). первое Всероссийское петрографическое совещание '"Магматизм и Iсодинамнка" (Уфа. 1995). ХХХГ Тектоническое совещание "Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты" (Москва. 1998), 10 конференция Европейского Геологически о союза (Сграсб)р|. 1999). совещание "Геологическое развитие про|сро!оискмх иерикраюлны.х и налеиокеанически.ч сфукгур Северной Евразии"

(Москва, 1999); развернутое обсуждение работы проводилось на заседаниях тектонического коллоквиума Геологического института РАН (1995, 1999). По теме диссертации опубликовано 14 работ.

Объем и структура диссертации. Работа состоит из введения, пяти глав и заключения. Библиография включает 145 наименований. Полный объем диссертации 190 страниц, включая 48 рисунков.

Работа выполнена в Геологическом институте РАН. Автор благодарен своему научному руководителю академику В.Е. Хаину за помощь и поддержку на вссх этапах исследования. На заключительном этапе работы важную роль сыграли консультации академика A.JI. Книппера, которого автор благодарит за ознакомление с текстом диссертации и ее обсуждение. Полевые исследования, обработка и обобщение материала были проведены благодаря поддержке Е.В. Ханна. В ходе полевых работ автор пользовался помощью и советами A.C. Гибшсра, В.М. Исакова, Ю.П. Катюхи, В.Г. Немчинова, A.A. Постникова, A.M. Рогачева, A.A. Терлеева. При обработке материала и подготовке текста диссертации важную роль сыграли консультации и поддержка сотрудников Геологического института РАН О.В. Астраханцева, И.И. Бабариной, К.Е. Дегтярева, К.А. Крылова, Д.И. Кудрявцева, С.Г. Самыгина, B.C. Федоровского, Т.Н. Херасковой А.Я. Шараськина. Подготовка иллюстраций к печати проводилась при помощи А.К. Фроловой. Автор искренне признателен коллегам, чья помощь способствовала выполнению этой работы.

Исследования но теме диссертации проводились при поддержке РФФИ, проекты № 93-05-14001, 96-05-65703,99-05-64050, Фонда "Гранты надежды" ОГГГГН РАН.

Глава 1. Тектоника юго-восточной части Восточного Саяна: этапы исследований, эволюция взглядов

В главе рассматриваются этапы геологических работ в юго-восточной части Восточного Саяна и эволюция взглядов по трем группам вопросов.

Первый круг вопросов связан с этапами формирования структуры региона, отмечены основные вехи дискуссии сторонников концепций байкалид и каледонид юга Сибири. Уже на рубеже XIX и XX веков возникли разные направления, развившиеся благодаря работам И.Д. Черского, Э. Зюсса, В.А. Обручева, и Л. де Лонэ, М.М. Тетяева, A.A. Борисяка. К началу 40-ых годов, несмотря на разногласия, было признано, что в истории формирования Восточного Саяна проявились несколько эпох складчатости. В конце 60-х годов точки зрения многих исследователей оказались во многом сходными, считалось установленным,

что территория испытала не менее трех этапов складчатости, и что формирование юго-восточной части Восточного Саяна завершилось в середине или второй половине кембрия. Разногласия стали касаться в основном терминологического вопроса: к какой эпохе относить события этого времени - к байкальской, салаирской, или раннекаледонской.

Противостояние концепций байкалид и каледонид возобновилось в середине 70-х годов. С применением построений тектоники плит было утеряно представление о много-этапности развития территории юга Сибири. С новых позиций практически не рассматривалась возможность последовательного развития структур региона на протяжении поздпего протерозоя и палеозоя. В настоящее время становится все более яспым, что в регионе проявились крупные структурные перестройки позднепротерозойского и раннепалеозойского этапов, а формирование покровно-складчатой структуры юго-восточной части Восточного Саяпа в основпом завершилось к началу ордовика.

Вторая группа спорных вопросов включает вопрос о роли раннедокембрийскнх блоков континентальной коры в складчатой структуре южного обрамления Сибирской платформы. Разными авторами выделяются Тувино-Монгольский массив [Ильин, 1971], Боксон-Хубсугул-Дзабханский палеомикроконтинент [Беличенко, Боос, 1988], Хамардабан-ский или Хамардабан-Гарганский палеомикроконтинент [ОПкЬег, 1гокЬ, КЬат, 1991; Хаин, Амелин, Изох, 1995]. Новые изотопно-геохронологические данные не подтвердили раннедокембрийский возраст метаморфических комплексов на западе Тувино-Монгольского массива [Козаков, 1999], в то время как для Гарганской глыбы восточной части массива присутствие материала дорифейской континентальной коры доказано изотопно-геохронологическимн методами [Хаин, Неймарк, Амелин, 1995, Неймарк и др., I 1995]. Таким образом, наиболее принципиальным оказывается вопрос о строении области, расположенной между восточной и западной частями ранее считавшегося единым Тувино-Монгольского массива. Именно в эту область входят структуры юга Восточного Саяна.

Третья группа вопросов, непосредственно связанная с двумя перечисленными, относится к тектоническому районированию. Их принципиальное решение было отражено уже в схеме В.П. Арсентьева (1960). На ней намечены Окинская и Ильчирская структуры, Боксон-Сархойская грабен-синклиналь, антиклинальная зона, включающая Гарганскую глыбу, и ряд других структурных элементов, сохранившихся в большинстве более поздних работ, хотя и в иной трактовке. Новые данные, отражающие покровное строение территории, вызвали необходимость в создании новых тектонических схем. Такие схемы разработаны для обрамления Гарганской глыбы [Добрецов, 1985] и Ильчирской зоны [Боос, 1988,

Бсличсшсо, Боос, 1988], больше вопросов связано со строением Окинской зоны. Последовательность залегания толщ и внутреннее строение Боксон-Сархойской зоны оставались наименее изученными, что делало неясным и ее положение в общей структуре. Эта зона является главным объектом исследования.

Глава 2. Общая характеристика геологического

строении юго-восточной часги Вост очного Саяна 2.1. Тектоническое районирование. Область, расположенная на юго-востоке Восточного Саяна, состоит из четырех крупных структурных элементов. Это Окинская зона на севере, Боксон-Сархойская и Гарганская в центральной части и Ильчирская на юге. В разделе рассматриваются различные трактовки природы и положения границ между зонами, и приводится схема районирования территории, принимаемая в работе (рис. 1).

-4-4-

Рис. 1. Схема расположения главных геолого-структурных элементов юга Восточного Саяна (Бурятия) и прилегающей территории Северного Прихубсугулья (Монголия).

краевой выступ Сибирской платформы, метаморфические породы Гарганская глыба (Г), гранитно-метаморфические комплексы Шутхулайский (Ш), Хараталагойский (X) метаморфические комплексы

Ильчирская зона, преимущественно карбонатно-терригенные комплексы

обрамление Гарганской глыбы и Боксон-Сархойская зона, вулканогенные, осадочные, карбонатные толщи и офиолиты Окинская и Хугенская (меридиональная) зоны вулканогенно-осадочные и осадочные породы

северная часть Окинской зоны, карбонатные толщи Тункинская впадина, кайнозойские образования

2.2. Основные черты геологического строения Гарганской, Ьоксон-Сархонскон и Окинской зон юго-восточной части Восточного Саяна. Задача раздела — кратко охарактеризовать те опубликованные данные по интрузивным, метаморфическим образованиям и их возрасту, на которые опираются построения следующих глав, и рассмотреть некоторые особенности стратиграфии юго-восточной части Восточного Саяна.

Дорифейские метаморфические образования и связанные с ними гранитоиды обнажены в пределах Гарганской глыбы - ядра крупной антиформной структуры, обрамленной аллохтонами, по отношению к которым метаморфические комплексы Гарганской глыбы играют роль автохтона [Добрецов, 1985 и др.]. Ядро Гарганской антиформы, за которым укрепилось традидионпое название "глыба", и аллохтоны ее обрамления в работе рассматриваются как Гарганская зона.

В настоящее время для метаморфических и магматических комплексов Гарганской глыбы получены согласующиеся между собой РЬ-изотопные данные [Неймарк и др., 1995], данные Ъ'-РЬ метода но цирконам и сфенам и Бт-Ш метода [Хайл, Неймарк, Амелин, 1995]. Результаты этих исследований показывают, что в интервале 450-480 млн лет в Гарганской зоне произошла ремобилизация пород позднеархейской и раннепротерозойской континентальной коры.

Офиолиты, стратифицированные образования позднего докембрия — палеозоя, некоторые проблемы стратш рафии. Прямые данные о возрасте толщ юга Восточного Саяна немногочисленны, в ряде случаев они выглядят противоречивыми. В обрамлении Гарганской глыбы и восточной части Боксон-Сархойской зоны биостратиграфическими данными о возрасте однозначно охарактеризованы венд-среднекембрийская боксонская серия и верхнедевонско-каменноугольная молассоидная толща, запечатывающая границу Гарганской зоны с Ильчирской. Возраст офиолитов Дунжугурского комплекса, расположенного в западном обрамлении Гарганской глыбы соответствует рубежу среднего и позднего рифея [Хайл и др., 1999].

Данные о возрасте толщ западной части Боксон-Сархойской зоны [Буякайте, Кузьмичев, Соколов, 1989; Вейс, Воробьева, 1993; Терлеев, Задорожный, 1996; Терлеев, Постников, Хромых, 1998] дают все больше оснований считать, что выделяемые здесь крупные стратиграфические подразделашя, такие как сархойская серия и широко распространенная дибинская свита объединяют толщи, сходные по облику, но отличающиеся по возрасту. Так, из состава сархойской серии выделена более молодая хушатайская свита [Кузьмичев, 1990].

Вероятно, сходной может оказаться ситуация с окинской серией одноименной зоны. Данные о возрасте этой толщи относятся к разным возрастным интервалам: позднерифей-скому [Кузьмичев, Журавлев, 1999] и палеозойскому [Бутов, 1980; Катюха, Рогачев, 1983]. Такой разброс возрастов скорее всего отражает недостаточную изученность Окинской зоны и возможное участие разновозрастных толщ в строении этой структуры.

Интрузивные комплексы Гарганской, Боксон-Сархойской и Окинской зон. До недавнего времени все эти комплексы считались палеозойскими [Геология и рудонос-ность..., 1989]. Сейчас для Гарганской зоны очевидно присутствие не менее двух разновозрастных комплексов. Для тоналитов Гарганского массива, относящегося к сумсунурскому комплексу, ЯЬ-Бг и Т_!-РЬ методами установлен позднерифейский (790 млн лет) возраст [Кузьмичев, Бибикова, Журавлев, 1999]. Породы массива прорывают фундамент Гарганской глыбы и ее карбонатный чехол. В Гарганской зоне выделяется также холбинский комплекс, для жильных порфировидных гранитов этого комплекса Ч-РЬ методом по циркону и сфену установлен возраст 478119 млн лет [Хаин, Неймарк, Амелин, 1995]. Ранее часть исследователей включала породы сумсунурского комплекса в состав холбинского.

В Боксон-Сархойской зоне выделяется таннуольский комплекс тоналитов и граноди-оритов. Изотопно-геохронологические данные для типового массива этого комплекса в Туве (451+5,7 млн лет, 11-РЬ метод [Козаков и др., 1998]) и геологические данные по Билю-тинскому массиву Боксон-Сархойской зоны [Геология и рудоносность ..., 1989] согласуются между собой и показывают, что комплекс является ордовикским.

Сархойский комплекс отличается но составу от трех перечисленных. Он представлен гранитами, реже аляскитами и грапосиенитами. Крупные интрузии Сархойского комплекса присутствуют на всей рассматриваемой территории юга Восточного Саяна. Для гранитои-дов Эхэ-Хайгасского массива, расположенного ь южной части Окинской зоны, ЯЬ-Бт методом установлен среднеоордовикский возраст - 460,4+2,5 млн лет [Киг'ппсЬеу, 1999].

Субщелочные и щелочные 1раниты, граносиениты и сиениты огнитского комплекса, распространенные на севере Окинской зоны, на основании геологических данных рассматриваются как среднедевонские [Геология и рудоносность..., 1989]. На юге Окинской зоны, вблизи ее границы с Гарганской расположен Бото-Гольский массив сиенитов и нефелиновых сиенитов ботогольского комплекса, часть исследователей относит эти породы к огнитскому комплексу [Геология и рудоносность..., 1989]. Среди

докайнозойских образований выделяются также дайки основного состава хундыгольского комплекса, для них К-Аг методом определен среднедевонский возраст [Рассказов, 1993].

Мезозойские и кайнозойские образования. В юго-восточной части Восточного Саяна на незначительной площади распространены мезозойские континентальные терригенные толщи [Геология и метаморфизм..., 1988]. На территории Гарганской, Боксон-Сархойской и Окинской зон широко распространены щелочные базальты раннего миоцена - голоцена [Геология и рудоносность ..., 1989; Рассказов, 1993].

Глава 3. Покровное строение юго-восточной части Восточного Саяна

Глава является основным разделом работы и состоит из пяти частей, три из которых (3.1-3.3) посвящены покровному строению связанных общим структурным планом Гарганской и Боксон-Сархойской зон. В разделе 3.4 обсуждается строение Окинской зоны. В разделе 3.5 рассмотрены некоторые вопросы сопоставления комплексов юго-восточной части Восточного Саяна и прилегающей к ней территории Северной Монголии (раздел 3.5).

Раздел 3.1 является компиляцией ранее опубликованных материалов по строению аллохтона восточной части Гарганской зоны [Ляшенко, 1979; Добрецов, 1985; КЬаш, 1991 и др.]. Основными разделами работы являются разделы 3.2 и 3.3, схема покровного строения Боксон-Сархойской зоны и соответствие выделенных автором для этой зоны тектонических единиц таковым обрамления Гарганской глыбы обосновывается впервые. 3.1. Гарганская зона, восточная часть. В составе Гарганской зоны наиболее крупной структурой является антиформа. В ядре антиформы, за которым укрепилось традиционное название "глыбы", выходят метаморфические и связанные с ними гранитоидные комплексы, выступающие в качестве автохтона (относительного автохтона) Гарганской зоны. Предполагают, что аллохтоны некогда полностью перекрывали Гарганскую глыбу [Добрецов и др., 1985]. Преимущественно карбонатные толщи, занимающие в структуре положение паравтохтона, обнажаются на крыльях антиформы и в виде эрозионного останца в ее центральной части (рис. 2).

3.1.1. Юго-восточная ветвь обрамления Гарганской глыбы (район оз. Ильчир -Оснинско-Кнтойские гольцы) включает южное крыло и восточное псриклинальное замыкание Гарганской антиформной структуры, сложенное комлексами паравтохтона и аллохтона. Аллохтоны этого пояса, как и в других районах обрамления Гарганской глыбы, представлены породами хорошо изученных Ильчирского и офиолитового покровов [Ляшенко, 1979, 1988; Добрецов и др., 1985; Хаин, 1989; Давыдов, 1990; КЬат, 1991; Кузьмичев, 1996; КЬат е1а1., 1997], а также фрагментами карбонатных тощц - аналогов

венд-срсднекембрийской боксонской серии, по поводу характера залегания которых (аллохтон или неоавтохтон) нет единого мнения.

Ильчнрский покров образован сланцевыми толщами с олистостромовыми горизонтами, а также вулканогенно-сланцевымп толщами. Эти толщи относили к нижней чешуе покрова офиолитов [Добрецов и др., 1985] или к отдельной пластине [КИаш, 1991].

Офиолнтовый покров рассматривается в работе под названием Верхнеоиотского, в юго-восточной ветви обрамления Гарганской глыбы покров сложен пластинами и чешуями, вкшочшощими породы дунит-гарцбургитового и дунит-верлит-пироксеиитового расслоенного комплексов, габброиды. В строении покрова также участвуют две пластины, рассматриваемые под названиями Оспинской и Хушагольской.

Вулкаиогенно-осадочиые толщи Оспинской пластины распространены вдоль всей юго-восточной ветви; осадочные флишево-олистостромовые толщи этой пластины широко развиты в области восточного периклинального замыкания Гарганской антиформы - районе Оспинско-Китойских гольцов. Среди олистолитов наиболее широко распространены породы офиолитовой ассоциации и доломиты, подобные породам боксонской серии.

В Оспинско-Китойских гольцах выделяется Хушагольская пластина, состоящая из двух частей, контакт между которыми является стратиграфическим. Нижняя часть пластины представлспа серией тектонических чешуй, сложенных породами полимиктового серпентшштового меланжа, ультрабазитами и габброидами. Верхняя часть образована доломитами, которые залегают на породах меланжа и на габброидах с офикальцитами в основании [КИат ег а!., 1997].

Боксонский покровный комплекс фрагментарно развит вдоль южной границы Гарганской зоны, здесь это карбонатные породы горлыкской свиты венда - нижнего кембрия, сопоставляемой с боксонской серией. В западном направлении поле распространения карбонатных пород Боксонского покровного комплекса расширяется (рнс. 2), и они оказываются совмещенными с карбонатными породами паравтохтона.

Нсоавтохтон 1?-Н состоит из двух толщ: нижняя известна как безымянная толща, верхняя - как сагансайрская свита; в работе принята точка зрения о существовании несогласия между двумя толщами [Давыдов, 1990; Гатинская, Хаин, 1995]. Безымянная толща на основании положения в структуре условно сопоставлена с неоавтохтоном II более западных районов. Сагансайрская свита является общим неоавтохтоном для Гарганской и Ильчирской зон, она рассмотрена как неоавтохтон, запечатывающий покровную структуру, многими исследователями [Добрецов, 1985; Боос, 1988 и др.]. Возраст сагансайрской свиты

(поздний девон - карбон) установлен по ископаемым остаткам растений [Геология и метаморфизм ..., 1988].

3.1.2. Северная часть обрамлсннн Гарганской глыбы, как и юго-восточная, образована породами Ильчирского, Верхнеонотского покровов и Боксонского покровного комплекса, залегающих на породах паравтохтона. На севере пакет покровов граничит с образованиями Окинского покровного комплегса.

В районе оз. Хара-Нур восстановлен фрагмент синформной складки [Добрецов и др., 1985], в ядре и на крыльях которой выходят породы Ильчирского и Верхнеонотского покровов. Толщи карбонатных пород Боксонского покровного комплекса залегают структурно выше и не участвуют в строении этой складки. Поле их распространения по мере приближения к западной периклинали Гарганской антиформы расширяется, и они оказываются совмещенными с карбонатными толщами паравтохтона. На северо-западе из-под пород Боксонского покровного комплекса вновь выходят фрагмент Верхнеонотского и Ильчирского покровов, эти образования описаны как Улзытинский покров ("массив") [Добрецов и др., 1985].

3.2. Восточпая часть Боксон-Сархойской зоны одновременно представляет собой область западного периклиналыюго замыкания Гарганской антиформной структуры. Крупные аллохтоны являются общими для Боксон-Сархойской и для Гарганской зон.

Паравтохтон и Ильчирский покров. В составе Ильчирского покрова присутствуют офиолито- и карбонатокластовые олистостромы, существенную роль играют карбонатно-сланцевые толщи, что затрудняет разграничение толщ этого покрова и паравтохтона. Непосредствешю с комплексами Гарганской глыбы граничат преимущественно карбонатные толщи, а сланцевые толщи распространены вблизи подошвы Верхнеонотского покрова. Близость составов пород паравтохтона и Ильчирского покрова в данном районе дает основания допускать, что они могут быть сложены частично одповозрастными толщами, накопление которых происходило в шельфовых и, по-видимому, склоновых обстановках соответственно. Карбонатные породы, относящиеся к монгошинской свите, вмещают гранитоиды с возрастом около 800 млн лет [Кузьмичев, Бибикова, Журавлев, 1999].

Нсрхнсоиотскнй покров в области западного замыкания Гарганской антиформы представлен практически полным набором пород офиолитовой ассоциации с преимущественным развитием вулканогенной части разреза и ассоцирующими с эффузивами осадочными толщами. Офиолитовый комплекс известен как Дунжугурский, в работе выделяются его юго-западная и северо-восточная части. В первой контакы пластин падают "моноклиналь-

но" к западу в направлении ог Гарганской глыбы, вторая представляет собой синформу с осевой плоскостью, падающей на север, также в направлении от Гарганской глыбы.

Сннформа хорошо выражена в своей восточной части - по правому борту р. Ока. Здесь в ее строении участвуют две тектонические чешуи - верлит-пироксенит-габбровая и сложенная преимущественно породами дайкового комплекса. К границе чешуи приурочены тектонические линзы мономиктового серпентинитового меланжа, тектонизированных глинисто-карбонатных сланцев и габбро-диабазов.

В северном крыле сипформы нижняя чешуя образована ритмично чередующимися верлитами, пироксснитами, габброидами, вмещающими неправильные по форме тела, состоящие из крупно- и гигантокристаллических разностей тех же пород. В южном крыле в составе чешуи преобладают габброиды, в которых вблизи верхней тектонической границы присутствуют единичные дайки и тела плагиогранитов. Размеры тел (первые метры) и первично-магматическая природа границы со вмещающими габброидами не дают оснований сомневаться в их принадлежности к офиолитовому комплексу. Исследование цирконов из этих пород и-РЬ и РЬ-РЬ методами свидетельствуют об их формировании около 1 млрд лет назад [Хаин и др., 1999].

"Моноклинальная" часть Дунжугурского офиолитового комплекса состоит из двух тектонических пластин. Нижняя включает серпентинитовый меланж с крупными блоками, в которых представлен полный набор пород офиолитовой ассоциации. Верхнюю пластину образует чешуя эффузивных пород и фрагмент непрерывного разреза с эффузивами (ширина выхода 2,5 км) в шишей части, согласно залегающей на них темноцветной флишевой пачкой с офиолитокластовыми обвально-оползневыми брекчиями и с силлами габброидов - в средней и пестроцветными алевролитами флишоидного облика - в верхней. Толща известна под названием дунжугурской. Строение верхней пластины и ее положение в структуре - в составе покрова офиолитов, дают основание сопоставлять ее с Осгшнской пластиной Всрхнеонотского покрова.

Состав даек, эффузивов и габброидов [Добрецов и др., 1985, Геология и метаморфизм..., 1988] Дунжугурского офиолитового комплекса свидетельствует, что эти породы, совместно с плагиогранитами. формировались в супрасубдукционной обстановке, условия накопления флишево-оползневой толщи соответствуют сейсмически активному подводному склон)', вероятно - склону примитивной вулканической дуги.

Неоавтохтон !(?). На разных уровнях разреза дунжугурской толщи и на других породах офиолитового комплекса с резким угловым и азимутальным несогласием залегают

карбонатные породы венд-среднекембрийской боксонекой серии. Вдоль ее нижней границы в долине р. Урдо-Боксон в единичных обнажениях размерами в несколько метров выходят конгломераты, брекчии и другие обломочные породы. Среди этих пород выделяются не менее двух групп, различных по составу, по положению в структуре и, вероятно, по возрасту.

Для пород первой группы в обнажениях устанавливается стратиграфический контакт с породами покрова офиолитов. Так, на пестрых сланцах дунжугурской толщи без видимого несогласия залегают конгломераты (левобережье р. Урдо-Боксон, около 2 км к юго-западу от устья р. Хойто-Боксон ), а диабазы нижней части дунжугурской толщи резко несогласно перекрыты брекчиями с белым карбонатным цементом и неокатанными обломками подстилающих пород, (правобережье р. Урдо-Боксон, около 5 км выше устья р. Хонто-Боксон). Ко второй группе относятся конгломерато-брекчии с темным цементом и существенным количеством обломков карбонатных пород. Геологических данных для выводов о положении в структуре пород второй группы недостаточно, это дает основания для разных трактовок природы нижней границы боксонской серии: стратиграфическая или тектоническая. В работе принята вторая точка зрения. Основанием для этого послужили выводы, сделанные по результатам работ в западной части Боксон-Сархойской зоны - в бассейнах р. Сархой и р. Уха-Гол (раздел 3.3). Все рассмотренные обломочные породы условно отнесены к неоавтохтону I.

Боксонский покровный комплекс. Результаты геологической съемки масштаба 1:50000 (Рогачев и др., 1990) дали основания рассматривать две различные по строению части в составе боксонской серии восточной части Боксон-Сархойской зоны как крупные тектонические пластины. Нижняя пластина, надвинутая на породы паравтохтона, Ильчирского и Верхнеонотского покровов, довольпо сложно дислоцирована. Верхняя пластина более просто построена, она представляет собой крупный ненарушенный фрагмент боксонской серии, заключающий хорошо изученный и известный в литературе разрез. Этот разрез представлен по р. Хойто-Боксон, тектоническая пластина рассматривается в работе как Хойтобоксонская. К данному разрезу приурочены стратотипы забитской и табинзуртинской свит боксонской серии, на границе которых известны медузоиды эдиакарского типа. Разрез этих двух свит считается вендско - нижнекембрийским.

Хужиртайская, нюргатинская свиты нижнего кембрия и хютенская свита амгинского надяруса среднего кембрия в данном пересечении традиционно выделяются из состава толщи суммарной монщостыо от 250 до 650 м на основе предположения о непрерывности разреза от боксонской серии к мангатгольской свите среднего кембрия-ордовика. Эти свиты

не охарактеризованы здесь достоверными биостратиграфичсскими данными, их стратотипы находятся западнее (раздел 3.3) и отличаются по мощности и составу пород. Таким образом, в рассматриваемом пересечении прямыми биостратиграфическими данными для карбонатных толщ Хойто-Боксонской пластины обоснован лишь венд-нижнексмбрийский возраст.

Терригенно-карбонатные толщи среднекембрийско-ордовикской (?) мангатгольской свиты с пачкой, насыщенной олистолитами карбонатных пород и бокситов боксонской серии [Геология и метаморфизм..., 1988], и пестроцветные толщи ордовикской(?) яматинской свиты залегают на породах Хойтобоксонской пластины, деформированной независимо от этих толщ. Эти толщи условно отнесены к верхней части разреза нсоавтохтона I (рис. 2).

На востоке Боксон-Сархойской зоны также известна грубообломочная толща, выделяемая как комиссаровская толща позднепалеозойского(?) возраста (Рогачев и др., 1990), толща залегает на карбонатных породах наравтохтона. Ранее эта толща относилась к сархойской серии; ее контакт с карбонатными толщами монгошинской свиты приводился как пример взаимоотношений сархойской серии с подстилающими докембрийскими комплексами. В настоящее время нет достаточных оснований сопоставлять ее с какой-либо из толщ сархойской серии. Комиссаровская толща может быть сопоставлена с пестроцветпыми толщами неоавтохтона I, либо с молассоидными толщами позднедевопско - каменноугольной сагансайсайрской свиты нсоавтохтона II.

3.3. Боксон-Сархойскаи зона. Западная часть

Западная, условно выделенная часть Боксон-Сархойской зоны расположена западнее широты Хараталойскойского метаморфического комплекса (рис. 1), к ней также отнесена Ухагольская структура. Автором выделяются для этой области тектонические единицы, сопоставляемые с выделенными ранее для районов, рассотренных выше.

Относительный автохтон. В роли относительного автохтона западной части Боксон-Сархойской зоны выступает толща карбонатных пород, сопоставлявшаяся в традиционных схемах стратиграфии с монгошинской свитой Гаргапской зоны. Сейчас возраст этих толщ является проблематичным. Тем не менее положение карбонатных толщ на оси крупной антиформы даст автору основание относить их к нижнему структурному уровню западной части Боксон-Сархойской зоны и рассматривать в качестве относительного автохтона.

Ильчирскин покров в западной части Боксон-Сархойской зоны образует крылья самой крупной аптиформной складки, вытянутой в субширотном направлении. Толщи покрова и вышележащей Осгшнской пластины относят к дибинской свите. Наиболее

достоверно эти тектонические единицы разделяются в бассейне р. Шибит - левою притока р. Диби. Типичные породы Ильчирского покрова - сланцы с существенным содержанием карбонатного материала и со значительной примесью углеродистого вещества, [¡метающие тела эффузивных и субвулканических пород основного состава.

Верхнеонотсклн покров в западной части Боксон-Сархойской зоны состоит из пластин серпентинитового меланжа и габбро-диабазов, и типичных для Оспинской пластины вулканогенно-сланцевых и флишево-олистостромовых толщ.

Верхнеонотский покров тектонически перекрыт породами Сархойского покрова, границы этого покрова совместно с образующими его породами и нижележащими толщами деформированы складками и осложняющими их взбросами и взбросо-надвигами. Породы Верхнеонотского покрова выходят в ядрах и на крыльях антиформ, расположенных примерно на оси, продолжающей ось Гарганской антиформы (рис. 2). На крыльях наиболее крупной антиформы Боксон-Сархойской зоны в районе рек Шибит - Диби - Урдо-Боксон в составе Верхнеонотского покрова развиты серпентиниты, габброиды и многочисленные субвулканические тела габбро-диабазов, а также толщи Оспинской пластины.

Наиболее представительный вулканогенно-осадочный разрез Оспинской пластипы развит в районе слияния двух истоков р. Диби. Общая ширина выхода тектонически ограниченного фрагмента составляет около 1 км, из них 700-800 м сложено пиллоу-лавами с хорошо выраженными поверхностями лавовых потоков. Осадочная часть разреза представлена темно-серыми тонко-ритмичнослоистыми алевролитами.

Осадочные толщи Оспинской пластины широко развиты в западной часта антиформной структуры в бассейне р. Шибит (Булэгэ-Гол) - левого притока р. Диби. Это флишевые толщи, связаннные с фрагментарно развитым горизонтом карбонатных пород и надстраивающиеся, согласно данным А.А.Терлеева и соавторов (1998) внутриформационными конгломератами (ранее конгломераты рассматривались как базальные для сархойской серии). Палеонтологические данные: водоросли для известняков [Геология и метаморфизм..., 1988], конулярии для флишево-алевролитовой толщи [Терлеев, Постников, Хромых, 1998] и мшанки для конгломератов [Бутов, Морозова, 1982] дают основания рассматривать весь разрез от карбонатых пород до конгломератов как нижне(?) среднекембрийско -ордовикский, т.е. одновозрастный верхней части разреза боксонской серии и мангатгольской свите.

Помимо крыльев рассмотренной антиформы, карбонатно-флишевые и сильно дислоцированные тонко-ритмичнослоистые и типично флишевые толщи Оспинской

пластины выходят в ядрах двух антиформных складок Боксон-Сархойской зоны, расположенных западнее.

Таким образом, на западе Боксон-Сархойской зоны выделена Оспинская пластина, сложенная вулканогсшю-сланцевыми и флишевыми толщами с олистостромоиыми пачками. Пластина входит в состав Верхисонотского покрова, занимающего определенное положение в единой покровно-складчатой структуре Боксон-Сархойской и Гарганской зон. Формирование пластины, как и всего покровного комплекса, закончилось не ранее ордовика.

Сархоиский покров но своему объему в основном соответствует сархойской серии. Строение Сархойского покрова наиболее детально изучено на юго-западе Боксон-Сархойской зоны в хорошо обнаженном районе верхнего течения рек Сархой и Забит. Здесь выделены три крупные тектонические пластины: нижняя осадочного состава, средняя -вул-каногенпо-осадочного, верхняя - вулканогенного [Федотова, Хаин, 1997]. Западнее (районе верхнего течения р. Хараганта) шире распространены вулканогенные толщи, восточнее (район верхнего течения р. Диби и р. Хорё) - вулкапогешю-осадочные и осадочные.

Нижняя тектоническая пластина Сархойского покрова залегает на разных горизонтах и пачках Оспинской пластины Верхисонотского покрова, на территории Монголии (в истоках р.Шаргып-Гол, где находится основное поле распространения пород нижней пластины) - на породах серпснтшштового меланжа. Поверхность надвига деформирована совместно с породами Оспинской пластины и нижней пластины Сархойского покрова (рис.2).

В современной структуре представлены тектонически ограниченные фрагменты толщи, сформированной на склонах неактивного вулканического поднятия за счет размыва средних и кислых вулканитов. Наиболее вероятно, что источником обломочного материала являлись вулканические породы средней и верхней пластин Сархойского покрова. Состав толщ показывает, что что размыв происходил после завершения вулканической деятельности, таким образом, нижняя пластина отнесена к самым молодым толщам в составе Сархойского покрова. Исходя из позднерифейского возраста вулканитов [Буякайте, Кузьмичев, Соколов, 1989] се возраст рассматривается как рифсйско-всндский.

Средняя пластина, сложенная вулканогенно-осадочными породами, залегает на разных уровнях разреза нижней пластины Сархойского покрова, местами - непосредственно на породах Оспинской пластины Верхнеонотского покрова. Средняя пластина деформирована совместно с нижней и комплексами Верхнеонотского покрова. Однако, залегание пород менее пластичной вулканогенной толщи осложнено взбросами и взбросо-надвигами,

проходящими параллельмо осевым плоскостям антиформ, и складчатость выражена менее явно.

Разрез средней пластины Сархойского покрова, развитый по левому притоку р. Сархой характеризует типичный облик вулкатюгенно-осадочной толщи. В этом пересечении ширина выхода пластины достигает 2000 м. В нижней части разреза преобладают эф-фузивы, туфы и пирокласто-тефроидные гравелиты - породы образовавшиеся за счет быстрого, синхронного вулканической деятельности персотложения пирокластического материала. Эффузивы в основном представлены лавобрекчиями, туфолавами, реже встречаются флюидальньте лавы. В верхней части разреза преобладают туфы. Для разреза характерны пачки чередования косослоистых песчаников и гравелитов с переслаивающимися с алевролитами и песчаниками (до 70 м в верхней части), а также горизонты конгломератов с плавающей гачькой вулканитов. Состав эффузшзов и туфов закономерно изменяется от андезито-базальтов в нижней части разреза до риодацитов в верхней.

На площади отмечается резкая изменчивость состава толщи. Характерным признаком вулканогенно-осадочной пластины при этом остается присутствие разнообразных собственно вулканогенных пород в чередовании с осадочными вулканомиктовыми породами, накапливавшимися в интервалах между извержениями за счет размыва и переотложепия обломочного материала на выступавших из-под уровня моря и подводных склонах вулканов.

Верхняя тектоническая пластина Сархойского покрова отличается существенно вулканогенным составом, она выделена в среднем течении р. Сархой и бассейне левых притоков р. Забит - р. Муя-Гол и ручья Хайрта-Жалга. С подошвой пластины здесь связана зона расчешуивания, в которую вовлечены породы нижних пластин Сархойского покрова и Оспипской пластины. В разрезе верхней пластины Сархойского покрова широко развиты мощные сложнопосгроенные лавовые потоки (до 200 м), лавобрекчии, туфы, тефроиды, часть разреза сложена песчаниками, в том числе косослоистыми.

Разрезы верхней вулканогенной пластины сформировались в обстановках, в целом близких к обстановкам формирования средней пластаны и могут быть частично одновоз-растными. Оба разреза согласно данным о возрасте вулканических пород сархойской серии [Буякайте, Кузьмичев, Соколов, 1989], рассматриваются как верхнсрифейские.

За пределами бассейнов рек Сархой и Забит наблюдается латеральная изменчивость разрезов пластин. К западу развиты преимущественно вулканогенные толщи; так в районе верхнего течения р. Хараганта - левого притока р. Сархой распространены разнообразные

туфы и лавы, и практически отсутствуют осадочные породы. В восточном направлении, напротив, наблюдается сокращение доли эффузивов в вулканогенно-осадочлых разрезах, далее к востоку, в бассейне р. Обо-Гол - одного из правых верхних притоков р. Хоре, в разрезах присутствуют подводные лавы, чередующихся с маломощными прослоями известняков. С этой тенденцией согласуется изменчивость толщ нижней пластины: на востоке, в верховьях р. Хорё, появляются относительно глубоководные отложения, переходные по составу между песчаниками сархсйской серии и флишоидными толщами Оспипской пластины. Таким образом, фрагменты наиболее активной поднятой части палеовулканического сооружения находятся в современной структуре западнее, подводной части - восточнее.

Природу вулканического сооружения характеризуют, составы вулканических пород, изученные для средней пластины, а также и для других толщ сархойской серии [Кузьмичев, 1990; Гладкочуб, 1996]. Согласующиеся результаты свидетельствуют, что породы образуют последовательно дифференцированную серию, это противоречит ранее принятой точке зрения о рифтогенной природе Сархойского комплекса [Ильин, 1982]. По петрохимическим особенностям и содержаниям микроэлементов серия соответствует известково-щелочным сериям островных дуг.

Время завершающих этапов становления Сархойского покрова не совпадает со временем формирования образующих его толщ. Наиболее поздние этапы покровообразования проявились не ранее начала ордовика. В составе толщ, повсеместно занимающих в структуре более глубинный уровень, чем Сархойский покров, присутствуют породы среднего кембрия - ордовика [Терлесв, Постников, Хромых, 1998].

Нсоавтохтон I или промежуточный неоавтохтон в западной части Боксон-Сархойской зоны выделяется автором как автохтон по отношению к Боксонскому покровному комплексу. Характер нижней границы боксонской серии на примере западной части Боксон-Сархойской зоны служит предметом оживленных дискуссий [Кузьмичев, 1990; Хераскова, Самыпш, 1992; Терлесв, Постников, Гибшер, 1995; Хаин, Федотова, 1995; Терлеев, Задорожный, 1996; Осокин, Тыжинов, 1998]. Палеонтологических данных о возрасте толщ в настоящее время недостаточно, чтобы строго обосновать или опровергнуть аллохтонное залегание боксонской серии, поэтому решение этого вопроса зависит в первую очередь от геологических данных.

В бассейнах рек Сархой и Уха-Гол - районах, благоприятных для изучения нижней части боксонской серии и подстилающих толщ, были проведены детальные исследования.

Результаты дали возможность принять точку зрения об аллохтонном залегании венд-сред-некембрнйских карбонатных толщ в Боксон-Сархойской зоне.

Неоавтохтон I бассейна р. Сархой соответствует по объему хушатайской свите [Кузьмичев, 1990], включая харагантинскую олистостромовую толщу в ее верхней части [Хаин, Федотова, 1995]. Хушатайская свита залегает на породах средней тектонической пластины Сархойского покрова в верховьях р. Сархой, и на породах верхней пластины - в бассейне среднего течения р. Сархой. В первом районе к нижней границе хушатайской свиты приурочен силл гранодиоритов, во втором установлено угловое несогласие, и описаны базальные конгломераты [Кузьмичев, 1990]. Нижние части двух разрезов, сложенные пестроцветными, существенно вулканомиктовыми песчаниками, алевролитами, гравелитами (общей мощностью до 550 м - в верховьях р.Сархой), сходны между собой.

Верхние олистостромовые части разрезов в двух районах различаются. В бассейне верхнего течения р. Сархой олистостромовая харагантинская толща мощностью до 90 м выходит на склонах г. Нойон-Ула (отм. 2707,1 м, 2,5 км к востоку от границы с Монголией). Пестроцветные рассланцованные алевролиты и аргиллиты вмещают до двух горизонтов олистолитов карбонатных пород мощностью 30 м и протяженностью в первые сотнн метров. Среди олистолитов встречаются доломитовые конгломераты, сходные с конгломератами нижней части нойон-улинской толщи, повсеместно залегающей структурно выше олистостромового горизонта. В интервалах между олистолитами присутствуют "мусорные аргиллиты" - пестрые глинистые и глинисто-карбонатые сланцы с неравномерно распределенными плавающими обломками.

В районе среднего течения р. Сархой харагантинская толща отличается другим типом строения. Здесь, в отличие от разрезов г. Нойон-Ула, мощность олистоплак (более 100 м) значительно превосходит мощность вмещающих их сланцев. На основании этой особенности возникла точка зрения на толщу как на нижнюю часть непрерывного разреза боксонской серии (забитская свита - Кузьмичев, 1990, "нижние доломиты" — Хераскова, Самыгин, 1992). Вышележащая толща ритмично-слоистых доломитов - нойонулинская толща с такой точки зрения рассматривается как продолжение непрерывного разреза, надстраивающегося далее всей толщей доломитов боксонской серии.

Вдоль нижней границы доломитового пласта находятся пестрые сланцы (до 30 м) с горизонтом доломитовых стяжений - нодулярных доломитов. Вдоль верхней границы пласта прослеживается узкая прерывистая зона пестрых сланцев, в нескольких раздувах 2030 м по мощности. Видно, что сланцы представляют собой "мусорные аргиллиты" или

содержат олистолиты доломитов и доломитовых конгломератов. Эти наблюдения дали основания заключить, что этот пласт находится внутри сланцевой "оболочки" и представляет собой крупную олистонлаку в олистостромовой харагантинской толще.

В 5 км западнее рассмотренного района среднего течения р. Сархой, в бассейне р. Малая Хараганта (правого притока р. Хараганта, впадающей слева в р. Сархой) в виде тектонически ограниченного фрагмента - крутопадающего клина выходит верхняя часть разреза хушатайской свиты. Несмотря на небольшую мощность и протяженность по простиранию, тектонический клин заключает один из наиболее представительных разрезов харагантинской толщи. Разрез начинается с песчаников, сходных по составу и текстурным особенностям с песчаниками более полных разрезов хушатайской свиты и надстраивается олистостромовой пачкой.

В строении олистостромовой пачки бассейна р. Малая Хараганта, как и в других районах, участвуют характерные породы: так называемые "мусорные аргиллиты" - пестрые сланцы с обломками, а также глинисто-карбонатные сланцы нетипичных для всей остальной части хушатайской свиты ярких окрасок, в составе олистолитов и олистоплак преобладают доломиты и доломитовые конгломераты, в строении толщи также участвуют резко изменчивые по размерности и по составу от карбонатных до вулканомиктовых обломочные породы. Как и в среднем течении р. Сархой, в разрезе бассейна р. Малая Хараганта ниже олистостромового горизонта находятся нодулярные доломиты (размеры стяжений достигают здесь 1,5 м). К особенностям разреза относится присутствие темных алевролитов и песчаников с элементами градационной слоистости. Таким образом, в районе р. Малая Хараганта развит типичный и одновременно яркий и представительный разрез олистостромовой толщи. На этом основании для олистостромовой пачки верхней части хушатайской свиты предложено название харагантинская толща [Ханн, Федотова, 1995].

Неоавтохтон I района р. Уха-Гол. Ухагольская синформная структура представляет собой крупную сжатую запрокинутую к юго-востоку складку [Хоментовский и др., 1985], ядро которой формируют карбонатные породы боксонской серии. На крыльях складки обнажается толща, сопоставимая с хушатайской свитой бассейна р.Сархой. Ранее эта пестроцветная толща с доломитами в верхней части полностью включалась здесь в состав сархойской свиты [Хоментовский и др., 1985 и др.].

В пределах Ухагольской структуры, как и в бассейне р. Сархой хушатайская свита состоит нз двух толщ. Нижняя, мощностью порядка 200-300 м, как и в рассмотренных разрезах сложена нестроцветными песчаниками и алевролитами. Отличием является пре-

обладание тонкослоистых пестроцветных алевролитов и мелкозернистых песчаников, присутствие пачек темно-серых алевролитов. Крупнозернистые песчаники и более грубообломочные породы, косослоистые песчаники, развитые в бассейне р. Сархой, для Ухагольского района не характерны. Верхняя толща, как и в бассейне р. Сархой является олистостромовой, резко изменчивой по простиранию за счет размеров олистолитов.

В юго-восточном крыле Ухагольской синформы наблюдается скопление крупных олистолитов мощпостыо до 200 м и протяженностью до первых сотен метров. Олистолиты доломитов тесно соприкасаются между собой, но при детальном рассмотрении видно, что между крупными олистолитами находятся красноцветные алевролиты, слоистость которых повторяет форму края олистолита, что свидетельствует о погружении доломитового блока в нелитифицированный осадок.

В северо-западном опрокинутом крыле мощность олистосгромовой пачки по р. Уха-Гол составляет 100-150 м; в пей встречаются как крупные, так и мелкие олистолиты, среди которых отмечаются полосчатые доломиты и доломитовые конгломераты - породы, сходные по облику с породами нойонулинской толщи - нижней части Боксонского покровного комплекса.

На основании данных по двум районам распространения хушатайской свиты породы ее нижней толщи интерпретируются как прибрежно- мелководноморские, частично, по-видимому, аллтовиально-пролювиальные отложения, сформированные на склонах поднятия

- неактивной вулканической постройки. Во время формирования верхней (харагантинской) толщи это поднятие было погружено ниже уровня моря и поступление вулканомиктового обломочного материала прекратилось. Одновременно существовало подводное возвышение

- область накопления карбонатных толш, перемещенных в дальнейшем в прогиб в качестве тектоно-гравлтационных покровов.

Нижняя часть хушатайской свиты с учетом биостратиграфических данных [Вейс, Воробьева, 1993] рассматривается как венд(?)-кембрийская. С учетом общей геологической ситуации для верхней олистостромовой части - харагантинской толщи допущен позднексмбрийско-ранне(?)ордовикский возраст, палеонтологическая находка, сделанная в доломитовых олистолитах [Терлеев, Задорожный, 1996] свидетельствует, что эта толща может охватывать и силур. Однако, поскольку палеонтологическая находка является единичной, силурийский возраст промежуточного нсоавтохтона нельзя считать строго доказанным.

Боксонскни покровный комплекс обьединяет карбонатные породы боксонской серии, залегающие структурно выше харагантинской толщи неоавтохтона I. Область распространения карбонатных пород боксонской серии представляет собой ядро крупной асимметричной синформной складки, вытянутой в широтном направлении и занимающей северную часть Боксон-Сархойской зоны (рис. 2). Южное крыло синформы наклонено полого, северное, более крутое, сильно дислоцировано на границе с Окинским покровным комплексом. К бассейну р. Сархой приурочена область западного замыкания синформы. Здесь хорошо выражено строение нижней части Боксонского покровного комплекса, в составе которого выделяется тектонически ограниченная нойонулинская толща [Хаин, Федотова, 1995], рассматриваемая в работе как нижняя пластина покровного комплекса.

Нойонулинская тектоническая пластина соответствует толще, традиционно выделявшейся в качестве самостоятельной пачки или подсвиты нижней части боксонской серии. В более полных разрезах толща состоит из двух пачек.

Нижпяя пачка представлена конгломератами с повсеместно преобладающими обломками карбонатных пород и матриксом, меняющимся по составу от светлого карбонатного до бурого карбонатно-глинистого и темного карбонатного. Породы первого типа развиты в районе верхнего течения р. Сархой, где мощность пачки составляет около 40 м. Породы второго типа распространены в среднем течении р. Сархой, их мощность не превышает 10-15 м; встречаются не смещенные, но тектонически дезинтегрированные фрагменты пачки конгломератов; на большой протяженности пачка отсутствует.

Верхняя пачка разреза пластины сложена тонкоритмичнослоистыми доломитами с невыдержанными грубообломочными горизонтами и кремнистыми породами в верхней части. Эта пачка, как предполагается, перспективна для установления нижней границы кембрия [Терлеев, Постников, Карлова и др., 1998].

В районе р. Уха-Гол полные разрезы нойонулинской толщи, подобные разрезам района р. Сархой не наблюдались, но в этом районе породы, соответствующие по составу Нойонулинской пластине присутствуют в виде фрагментов: олистолитов в харагантинской толще промежуточного неоавтохтона, а конгломерато-брекчии и конгломераты - в виде интенсивно тектонизированных тел вдоль ее верхней границы, т.е. зоны по которой верояшо происходило перемещение пластин Боксонского покровного комплекса.

На основании изложенного нойонулинская толща рассмотрена в работе как тектонически ограниченная пластина, в ходе перемещения которой сформировался олистостромо-вый комплекс - харагантинекая толща с олистолитами, соответствующими по составу гюро-

дам пластины. Вывод о характере верхней границы карбонатно-обломочной толщи сделан исходя из предположения, что источником обломочного материала являлись породы боксонской серии. Таким образом, толща не может быть древнее нижней части разреза боксонской серии.

Верхняя часть Боксонского покровного комплекса запада Боксон-Сархойской зоны - доломитовая и существенно известняковая толщи, залегающие структурно выше Нойонулинской пластины. Карбонатные породы охватывают диапазон от венда до амгинского надъяруса среднего кембрия [Геология и метаморфизм ..., 1988 и др.].

В западной части Боксон-Сархойской зоны известен ряд разрезов, полно изученных и охарактеризованных биостратиграфическими материалами. Это поздневендские -нижнекембрийские доломитовые разрезы района р. Уха-Гол [Терлеев, Постников, Карлова и др., 1998], содержащие в нижнекембрийской части горизонт хромитовых песчаников [Осокин, Воюш, Очиров, 1990]. В бассейне р. Сархой находятся стратотипический и другие известняковые разрезы нижнекембрийской хужиртайской свиты [Додин, Журавлева, 1963; Волков, Далматов, Язмир, 1966; Семихатов, Серебряков, 1967; Бутов, Далматов, 1977], в излучине р. Забит - стратотипические местности преимущественно известняковых шоргатинской и хютенской свит нижнего - среднего кембрия [Бутов, Далматов, 1977; Бутов, Далматов, Воронцова, 1979, Геология и метаморфизм ..., 1988].

Необходимо отметить, что все свиты боксонской серии, исключая хютенскую, за пределами перечисленных районов картируются условно, поэтому внутреннее строение венд-среднекембрийской боксонской серии остается не вполне ясным. В связи с этим толща рассматривается и как единая стратиграфическая последовательность от венда до среднего кембрия [Кузьмичев, 1990 Хераскова, Самыгин, 1992], и как тектонически нарушенная с повторяемостью комплексов фауны в результате сдваивания разреза [Терлеев, Постников, Гибшер, 1995].

В западной части Боксон-Сархойской зоны южнее границы Окинской зоны в районе излучины р. Забит распространена мангатгольская свита, для которой в этом районе установлен позднекембрийско-ордовикский возраст [Геология и метаморфизм ..., 1988]. Положение в структуре мангатгольской свиты не вполне ясно. В этом же районе по р. Ямата - левому притоку р. Забит и на прилегающей территории в виде тектонически ограниченных фрагментов картируется также яматинская свита. При изучении этих фрагментов выяснилось, что часть из них состоит из эффузнвов, туфов, пирокласто-тефроидных гравелитов (тсфроидов), соответствующих по составу породам сархойской

серии. Другая часть - фрагменты толщи, соответствующей типичному облику олистостромовой харагантинской толщи неоавтохтона I. Присутствие чешуи, сложенных породами сархойской серии в данном районе согласуется с интерпретацией северной части Боксон-Сархойской зоны как синформной структуры с пологим южным и крутым нарушенным северным крылом.

3.4. Окинская зона

Обзор данных о строении зоны. Стратиграфия и внутреннее строение Окинской зоны являются дискуссионными. Одни исследователи рассматривают разрез этой зоны как непрерывный [Рощектаев, Катюха, Рогачев, 1983 и др.], другие считают, что Окинская зона обладает покровным строением и в ней совмещены разнотипные и разновозрастные комлексы [Добрецов, 1985; Геология и рудоносность ..., 1989].

Прямые данные о возрасте комплексов Окипской зоны соответствуют двум интервалам. К первому интервалу относится дашые, полученные Ю>8г методом для пород, испытавших высокобарический метаморфизм (829±23 млн лег) и наложенный зеленосланцевый метаморфизм (624±52 млн лет) [Скляров, Постников, Посохов 1988], а также возраст габ-броидов из силлов, прорывающих осадочную толщу окинской серии (736±43 млн лет, вт-N(1 метод [Кузьмичев, Журавлев, 1999]). Второму интервалу соответствуют палеонтологические материалы (граптолиты, хитинозои) [Бутов, 1980; Катюха, Рогачев, 1983, Рощектаев, Катюха, Рогачев, 1983], свидетельствующие о том, в Окинской зоне развиты палеозойские толщи.

Исходя из точки зрения о непрерывности разреза Окинской зоны, биостратиграфические данные противоречат изотопно-геохронологическим. С точки зрения о разнотипности и разновозрастности комплексов противоречие отсутствует.

Сопоставление толщ Окинской зоны с толщами Гаргапской и Боксон-Сархойской зон. Первичную природу толщ Окинской структуры затушевывают метаморфические преобразования. Тем не менее устанавливается, что для этой зоны характерен ряд специфичных толщ, в частности, кремнистые разрезы (дабанжалгинская свита). Для разпых тектонических единиц Боксон-Сархойской и Гарганской зон типичны тонко-ритмичнослоистые и типично флишевые породы, ассоциирующие с эффузивами и олистостромами, субаэральные вулканогенно-осадочные толщи, толщи вулканомиктовых песчаников. В Окинской зоне перечисленные типы разрезов не встречаются.

Южная граница Окинской зоны. К этой границе приурочена мощная зона тектоннзированных пород. В Боксон-Сархойской зоне, вдоль границы с Окинской, широко

проявлены разрывные нарушения, контакт срезает крылья складок Боксон-Сархойской и Гарганской зон, к нему подходят разные тектонические единицы этих зон. Тектонический контакт охарактеризован на востоке Хугейнской зоны - меридионального продолжения Окинской [Скляров, Постников. Посохов, 1996]. Приведенные факты дали автору основания для выделения самостоятельного Окинского покровного комплекса (рис. 2).

3.5. Некоторые вопросы сопоставления комплексов юга Восточного Саяиа и прилегающей территории Монголии

Широтные структуры южной бурятской части Восточного Саяна на западе стыкуются с продолжающими их меридиональными, расположенными в основном па территории Монголии. Общепризнано, что широко распространенные толщи сопредельных территорий являются аналогами, это сархойская (дархатская), боксонская (хубсугульская) и окинская (хугейнская) серии. Анализ опубликованных [Хоментовский, Ендонжамц, 1987] материалов дал основания предполагать, что в составе дархатской серии развиты толщи, соответствующие по составу Оспинской пластине Боксон-Сархойской и Гарганской зон, а на границе дархатской и хубсугульской свит - комплексы сопоставимые с неоавтохтоном I Боксон-Сархойской зоны.

Глава 4. Ст роение пакета покровов Боксон-Сархойской, Гарганской и Окинской зон. Складчатая структура аллохтона

4.1. Последовательность покровов Боксон-Сархойской и Гарганской зон. Материалы, рассмотренные в предыдущей главе, дали возможность составить единую схему покровного строения для Боксон-Сархойской и Гарганской зон, показанную на рис. 2. Самостоятельную зону занимает Окинский покров. С целью расшифровки многоэтапной истории покровно-складчатого сооружения выделены осадочные комплексы разновозрастных неоавтохтонов и намечено соответствие им интрузивных комплексов.

4.2. Складчатая структура пакета покровов. Складчатые деформации покровов Боксон-Сархойской и Гарганской зон подчинены общему структурному плану, что согласуется с выводом о единстве аллохтонного пакета этих зон. Наиболее крупная антиформа рассматриваемой территории - Гарганская, с севера и с юга от нее располагаются сжатые синформы, их границы с соседними зонами являются тектоническими. В области восточного периклинального замыкания Гарганской антиформы при пологом залегании аллохтонов хорошо проявлен характер совместных деформаций по

Рис. 2.Схема покровного строения юго-восточной части Восточного Саяна

Составлена с использование! опубликованных материалов [Геология и метаморфизм ... , 1988, Геология и рудонос-ность ... , 1989, Эволюция земно коры ... , 1988 и,

НЕОАВТОХТОН II

окинскии

ПОКРОВНЫЙ КОМПЛЕКС

молассоидные толщи Рз-С, субщелочные и щелочные породы огнитского и ботогольского комплексов

вулканогенно-осадочные комплексы Я?з-V?, осадочные толщи \Z-PZ?

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ЧЕШУИ ЗОНЫ НАДВИГА

карбонатные, вулканогенные, терригенные

Ж О

■Нй

ш §

Ш X

БОКСОНСККЙ

ПОКРОВНЫЙ

КОМПЛЕКС

Хоитобоксонская пластина: доломиты и известняки м-Сг. Ноионулинская пластина, карбонатно-обломочные породы \Z-Cj, другие карбонатные толщи_

.песпроцветные:,т6дщи с Олистостромовыми. горизонтами в еерхн^И части

ВЕРХНЕ-ОНОТСКИЙ ПОКРОВ

нижняя пластина, вулканомикто-вые осадочные породы Я^-У?

Оспинская пластина вулканогенно-

флишевые Йо-)/? и флишево- у///// олистостромбвые толщи У-6? V/////

Хушагольская пластина полимиктовый серпентинитовый меланж, габ- кмжкйй броиды,ультрабазиты,доломитьШй«5»а

пластины пород офиолитовой ассоциации Щ

ИЛЬЧИРСКИИ ПОКРОВ

сланцево-олистостромовые толщи вулканиты

ПА РА ВТОХТОН (карбонатные толщи - И3);

" "........ ¡щщет

род автохтона и аллохтона - купольные антиформы и узкие синформные складки, в том числе кольцевые синформы [Хаин, 1989].

В строении антиформы Боксон-Сархойской зоны (рис. 2), продолжающей Гарганскую, проявляется сочетание купольных деформаций с линейными, по мере погружения шарнира антиформы более выраженными становятся линейные деформации. По сравнению со сжатыми и дислоцированными синформами Гарганскоп зоны синформные складки Боксон-Сархойской зоны являются более открытыми.

На юге широтные структуры Боксон-Сархойской зоны стыкуются с меридиональными, характерными для прилегающий области Монголии. Наиболее явно смена простираний выражена в строении Уха-Гольской структуры - запрокинутой синформной сжатой складки, ось которой меняет простирание с северо-восточного на меридиональное. К области смены простираний приурочены крупный Сархойский массив гранитоидов и Шутхулайский метаморфический комплекс.

Таким образом, Боксон-Сархойская и Гарганская зоны, объединенные общим структурным планом, совместно с Окинской зоной входят в состав широтного сегмента более крупного пояса, меняющего простирание на территории Монголии с широтного на меридиональное. Рассматриваемый пояс соответствует северной части Дариб-Шишхид-Гарганской зоны [О^Иег, 12окИ. КЬат, 1991; Хаин, Амелин, Изох, 1995], что дает основание принять точку зрения о существовании обрамленных этой зоной Хамардабан-Гарганского и Центрально-Монгольского палеомикроконтинентов.

Глава 5. Этапы становления покровно-складчатон структуры юго-восточной части Восточного Саяна

Согласно изложенным в предыдущих главах данным, в интервале 1000-450 млн лет назад намечаются три этапа истории формирования юго-восточной части Восточного Саяна. Первый этап продлился с конца среднего рифея примерно до середины позднего рифея, второй этап соответствует второй половине позднего рифея, третий этап охватывает венд - начато ордовика.

Уже около 1 млрд лет назад на океанской коре развивалась примитивная вулканическая дуга, об этом свидетельствуют данные о возрасте [Хаин и др., 1999] и составе [Добрецов и др., 1985, Геология и метаморфизм ..., 1988] Дунжугурских офиолитов. Дунжугурская дута является одной из древнейших структур Патеоазиатского океана. Данные по Байкало-Муйскому складчатому поясу, где установлены базальты типа М-МОЯВ с возрастом 1035±92 млн лет [Рыцк и др., 1999], свидетельствуют о том, что в конце

среднего рнфея в пределах палеоокеана шел спрединг. Ile позднее 800 млн лет назад в краевой части палеобассейна, а также на шельфе и склоне Хамардабан-Гарганского палеомихроконтинента накопились осадочные толщи, сохранившиеся в современной структуре юга Восточного Саяна в составе Ильчирского покрова и паравтохтона. Фундамент и чехол палеомикроконтинента около 800 млн лет назад в надсубдукционной обстановке интрудировали тонапиты и троидьемиты сосуну рекою комплекса [Кузьмичев, Бибикова, Журавлев, 1999]. Для проведения дальнейших построений сделано следующее допущение. В середине позднего рифея к окраине Хамардабан-Гарганского микроконтинента были аккретированы дислоцированные комплексы Дунжугурской примитивной вулканической дуги.

Для второго этапа (вторая половина позднего рифея) по данным для Восточного Саяна реконструируется Сархойская развитая энсиматическая вулканическая дуга (около 700 млн лет, Rb-Sr метод, [Буякайте, Кузьмичев,Соколов, 1989]) и связанные с ней бассейны. Это же время существовавания надсубдукционного пояса Северо-Байкальской зоны [Изох и др., 1998], островодужной серии Енисейского кряжа [Берниковский, 1999].

На третьем этапе, к серсдине(?) ордовика завершилось формирование покровно-складчатой структуры юго-восточной части Восточного Саяна. Для конца кембрия -ордовика возможно проведение палинспастических реконструкций. Схема покровного строения свидетельствует о том, что в это время испытывали перемещения дислоцированные комплексы отмершей Сархойской вулканической дуги, ранее аккретировапные фрагменты Дунжугурской дуги, а также фрагменты венд-срсднекембрийских карбонатных комплексов шельфового типа (карбонатые толщи боксонской серии). Все эти комплексы располагались в начале кембрия на расстоянии друг от друга, образующие их породы испытывали размыв и переотложение, а в конце кембрия -ордовике фрагменты разновозрастных палеоструктур были совмещены в условиях общего горизонтального сжатия, сопровождавшегося срывом тектоно-гравитационных пластин Боксонского покровного комплекса. Формирование покровно-складчатой структуры завершилось становлением Окинского покровного комплекса. В результате ордовикской структурной перестройки на месте рифсйской аккреционной окраины была сформирована обдущионная окраины Хамардабан-Гарганского палеомикроконтинеита, ее образование сопровождалась массовым внедрением гранитоидов и ремобилизацией континентального основания [Хаин, Неймарк, Амелин, 1995]. Тектонические движения продолжались до каменноугольного времени.

Таким образом, в позднедокембрийской - палеозойской истории юго-восточной части Восточного Саяна и территории юга Сибири проявились события не менее чем трех тектонических этапов протяженностью 200-250 млн. По своим признакам этн этапы соответствуют определению циклов Бертрана [Ханн, 1999]. Первый этап, проявленный в юго-восточной части Восточного Саяна завершился перестройкой, для которой предложено название "енисейской" тектонической фазы [Хаин, Рудаков, 1995]. Время завершения второго цикла не вполне ясно, формирование покровно-складчатой структуры произошло в основном к началу ордовика. Последовательность циклов Бертрана составляет цикл Вилсона длительностью порядка 500-600 млн лет, связанный, согласно определению В.Е. Хаина (1999) с распадом и возникновением суперконтинентов, раскрытием и замыканием океанов. Таким образом восстанавливаются последовательность крупных перестроек восточной (в современных координатах) окраины Палеоазиатского океана, происходивших с позднего рифея до начала палеозоя и составляющих цикл от раскрытия до его частичного замыкания.

Заключение

Исследование геологического строения юго-восточной части Восточного Саяна выявило особенности структуры покровно-складчатого сооружения, сформированного в ходе нескольких этапов протяженностью 200-250 млн лет и проследить взаимосвязь этапов формирования рассматриваемой территории с общими тенденциями развития окраины Палеоазаитского океана. Основные выводы, сделанные в результате исследования, следующие.

В строении юго-восточной части Восточного Саяна принимают участие комплексы автохтона (ремобилизованные в ордовике дорифейские образования), паравтохтона (позднерифейские карбонатные толщи шельфового типа), аллохтона и разновозрастных неоавтохтонов. Аллохтон состоит из трех покровных комплексов, из которых подробно в работе рассмотрен структурно наиболее низкий - Нижний покровный комплекс.

Нижний покровный комплекс сложен породами Ильчирского (позднерифейско -вендские(?) сланцево-олисгостромовые, вулканогенные толщи), Верхнеонотского (рифейско-вендские(?) офиолиты и флишево-вулканогенные толщи, сланцево-олистостромовые толщи венда (?) - раниего(?) ордовика) и Сархойского (вулканиты позднерифсйской дифференцированной нзвестково-щелочной серии и связанные с ними осадочные породы) покровов. Нижний покровный комплекс запечатан кембрийско -

раштеордовнкскимп(?) ю.инами пеоавтохтона I - автохтона по отношению к пластинам ieKiono-гравитационного Боксонекою покровного комплекса.

В составе Нижнего покровного комплекса присутствуют дислоцированные фра1 менты двух разновозрастных вулканических дуг и примыкавших к ним бассейнов: Дунжугурской неразвитой вулканической дуги начата позднего рифея и развитой островной Сархоиской ;т>1И не древнее второй половины рифея. Фрагменты Дунжугурской душ к середине позднего рифея были аккретированы к краю Хамардабан-Гарганского иалеомикроконтинента, а в ордовике совместно с более молодыми толщами и фрагментами Сархоиской дуги были шарьированы на его окраину. Шарьирование аллохтонов сопровождаюсь формированием прогибов, заполнившихся латерально изменчивыми толщами венд-кембрийского, а затем кембрийско-ордовикского неоавтохтопов. Эти прогибы служили ловушками для пластин Боксонского покровного комплекса, поступавших из воздымавшейся области континентального шельфа. Формирование позднернфейской аккреционной и рапнепалеозойской обдукционной окраин сопровождалось внедрением плагиогранитов соответствующего возраста.

Главные тектонические события, выявленные в юго-восточной части Восточного Саяна. являются ключевыми для расшифровки истории развития активной окраины Палеоазиатского океана, позднерифейско-палеозойская история которой включает не менее трех крупных событий: образование аккреционной континентальной окраины, зарождение и отмирание развитой вулканической дуги, формирование обдукционной окраины.

Публикации по теме диссертации

1. Федотова A.A. Позднедокембрийские - раннепалеозойекие комплексы кон жнентальной окраины (Боксон-Сархойская зона. Восючнмй Саян). Тез. докл. 10 Международной школы морской геологии. Москва, 1992. том 111, с. 157-158.

2. Fedotova A.A. Destruction of a carbonate shelf connected with the closure of marginal basins (carl) Paleozoic, southeastern part of the Eastern Sayan). L.P. Zonenshain memorial conference on plate tectonics: Abstr. Moscow. 1993, p. 56.

3. Федотова A.A. Этапы развития сархойскчи о вулканогенно-осадочного комплекса (юго-восточная часть Восточного Саяна). Тез. докл. конф. "РФФИ в Сибирском регионе". Иркутск. 1995. юм 1, с. 102-103.

4. Федотова A.A.. Ханн Б.В. История формирования покровной структуры юго-восточной части Восточного Саяна. Тез докл. конф. "РФФИ в Сибирском регионе" Иркутск. 1995. юм I.e. 103-104.

5. Хаин Е.В., Федотова A.A. Меланжево-олиетостромовые комплексы связанные с формированием Боксонского покрова. Тез. докл. конф. "РФФИ в Сибирском регионе". Иркутск, 1995, том 1,с. 108-110.

6. Гладкочуб Д.П., Федотова A.A. Геохимические особенности вулканитов принципиально нового "морского" разреза сархойской серии (Большой Саян). Тез. докл. XVI региональной молодежной конференции "Структурная и вещественная эволюция Центрально-Азиатского складчатого пояса". Иркутск, 1995, с. 19-21.

7. Федотова A.A. Сархойская островодужная серия в структуре аллохтона юго-восточной части Восточного Саяна. Материалы первого Всероссийского петрографического совещания. Уфа, 1995, кн. 1, с. 221-222.

8. Хаин Е.В, Федотова A.A. Олистостромовые комплексы, связанные с формированием Боксонского покрова (бассейн р. Сархой, Восточный Саян). Докл. РАН, 1995, т. 341, № 3, с. 390-394

9. Федотова A.A., Хаин Е.В. Покровное залегание Сархойского вулканогенного комплекса в структуре Восточного Саяна. Докл. РАН, 1997, том 335, № 4, с. 514-519.

Ю.Е.В.Хаин, Е.В.Бибикова, В.А.Душин, А.А.Федотова. О возможных связях между

Палеоазиатским и Палеоатлантическим океанами в вендское и раннспалеозойскос время. В сб. Тектоника и геодинамика, общие и региональные аспекты. Материалы XXXI Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 1998, т. II, с. 244-246.

11 .Khain E.V., Gibsher A.S., Didenko A.N., Vernikovsky V.A., Degtyarev K..E. and

FedotovaA.A. The Neoproterozoic Paleo-Asian Ocean: Age of Inception and the Baikalian Events. Jour, of Conference Abstr. EUG-10. Vol. 4, No. 1, March 1999, Terra Abstracts 11, p. 108.

12.Хаин E.B., Бибикова E.B., Дегтярев K.E., Гибшер A.C., Диденко А.Н., Клочко A.A., Рыцк Е.Ю., Сальникова Е.Б., Федотова A.A. Палеоазиатский океан в неопротерозое и раннем палеозое: новые изотопно-геохронологические данные. В сб. Геологическое развитие протерозойских перикратонных и палеоокеанических структур Северной Евразии. Материалы совещания. СПб.: Тема, 1999, с. 175-181.

13.Е.В. Хаин, Е.В. Бибикова, А. Крёнер, В.А. Душин, А.Н. Диденко, Е.Б. Сальникова, A.A. Федотова. Палеоазиатский океан в неопротерозое: сопоставление изотопно-геохронологических данных полученных на Полярном Урале и в обрамлении Сибирского кратона. В сб. Тектоническая эволюция Тимана, Печорского бассейна и

севера Урала: Программа и тезисы докладов Международного семинара Ьвроироба. Сыктывкар. ¡999, с. 22-23. 14.Федо1ииа Л.А.; Кравченко-Бережной И.Р.. Хаин Е.В. Происхождение и не¡орггя становления Дунжугурского офиолитового аллохтона юга Восточного Саяна. Материалы второго Всероссийского петрографического совещания. Сыктывкар. 2000, в печати.

© 2000 г. А.А.Фелотова Размножено в ГИН РАН тир. 120