Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Тектоника Южной Сибири и горизонтальные движения континентальной коры

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Тектоника Южной Сибири и горизонтальные движения континентальной коры"

О

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ОБЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И МИНЕРАЛОГИИ

На правах рукописи

БЕРЗИН Николай Августович

ТЕКТОНИКА ЮЖНОЙ СИБИРИ И ГОРИЗОНТАЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ

04.00.04 - геотектоника

Диссертация в виде научного доклада на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

НОВОСИБИРСК, 1995

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, член-корреспондент РАН М.И. Кузьмин доктор геолого-минералогических наук А.Б. Дергунов доктор геолого-минералогических наук В.П. Ковалев

Ведущая организация: Институт земной коры СО РАН, г.Иркутск

¿в" г. в

Защита состоится у 19911 г. в </ —часов

на заседании диссертацонного совета Д 002.50.03 Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск, Университетский пр., 3. С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН. Диссертация в.виде научного доклада разослана " П" ^ ¿Ж 1995 г.

Ученый секретарь диссертационного,

совета, к. г.-м. н. -уЕ.М. Хабаров

Введение

При анализе структуры складчатых поясов геологи исходят обычно из двух моделей тектонического развития, основывающихся на фиксистских или мобилистских концепциях. Это приводит к совершенно различным представлениям о структуре не только глубоких, но и близповерхностных горизонтов земной коры. Одна из моделей подразумевает существование блоков или структурно-формационных зон, разделенных крутыми долгоживущими разломами. Считается, что на протяжении всей истории развития эти тектонические единицы не меняют сколько-нибудь существенно своего взаимного положения. Допускаются лишь незначительные горизонтальные перемещения по сдвигам и надвигам. Другая (мобилистская) модель базируется на представлениях о большой подвижности верхней оболочки Земли, ее тектонической расслоенности и возможности громадных горизонтальных перемещений блоков коры и литосферы. В этом случае первоначальный структурный рисунок области может быть коренным образом изменен, а исходные латеральные и вертикальные формацнонные ряды частично или полностью утрачены.

Преобразование структуры в сильной мере обусловлено развитием крупных сдвигов. Вопрос о сдвигах поднимался и рассматривался многими исследователями в различных регионах Азии задолго до появления концепции тектоники плит. Было установлено, что крупные сдвиги и парагенетически связанные с ними деформации существуют, но условия их возникновения и глубинный механизм оставались не вполне ясными. В дальнейшем стало очевидным, что такие структуры формируются в зонах взаимодействия литосферных плит и более мелких блоков земной коры на стадии аккреции и коллизии, где их относительные горизонтальные перемещения происходят в условиях сжатия. Вдоль южной окраины Сибирской континентальной плиты подобные условия появились в конце докембрия и повторялись в более широких масштабах в раннем и, в особенности, в позднем палеозое [50,51].

Горизонтальные перемещения в форме покровов и надвигов хорошо выражены и описаны в молодых складчатых сооружениях и областях "линейного типа" (Альпы, Карпаты, Памир, Аппалачи, Урал, Скандинавские каледоннды и др.). Центральную Азию, в том числе и большую часть Южной Сибири,принято относить к областям "мозаичного типа". По мнению многих исследователей она характеризуется складчато-блоковым стилем развития. Однако, накопилось уже много данных, свидетельствующих о том, что в

формировании структуры Центральной Азии важнейшую роль играли все типы горизонтальных движений разного масштаба. С появлением концепции тектоники лнтосферных плит начал оформляться новый взгляд на структуру и эволюцию складчатых поясов Земли и заключенных между ними древних сиалических ядер (кратонов). Геология Центральной Азии и отдельных ее регионов с новых позиций анализировались Л.П. Зоненшайном, М.И. Кузьминым, Л.М. Натаповым, А.Б. Дергуновым, A.A. Моссаковским, НЛ. Добрецовым, И.В. Гордиенко, В.А. Унксовым, H.A. Берзиным и др. Складчатые сооружения этими исследователями рассматривались как результат взаимодействия палеоокеанической плиты с Сибирским континентом. Многие работы были нацелены на выяснение геодинамических обстановок формирования конкретных геологических комплексов.

Наиболее крупные горизонтальные перемещения связаны с движением континентальных и океанических плит, разрастанием и поглощением океанической коры. Такого типа движения я специально не анализирую, а рассматриваю их только как общий фон, на котором происходит образование и преобразование структуры формирующейся континентальной окраины. С перемещением и поглощением литосферных плит связаны прежде всего протяженные офиолитовые пояса, содержащие нередко высокобарические минеральные ассоциации, зоны интенсивного динамометаморфизма, серпенгинитовый меланж, офиолитокластовые и другие олистостромы.

Время выведения на поверхность офиолитов, образования меланжа и олистостром датируется в разных районах Центральной Азии от позднего докембрия вблизи Сибирского кратона до позднего палеозоя в Обь-Зайсанском регионе. Вмещающие их толщи, как правило, интенсивно дислоцированы. В современной структуре мы редко видим пологие поверхности покровов и надвигов. Они появляются на ранних стадиях развития областей и впоследствии оказываются столь же сильно дислоцированными, как и сами слоистые толщи. О вероятном прежнем существовании покровов и пологих надвигов говорит хотя бы тот факт, что на многих участках при детальном изучении структуры выявляются системы круто наклоненных или субвертикальных тектонических пластин и линз, в которых слои субпараллельны поверхностям разрывов. Реликты первично пологих надвигов распознаются только в периклинальных и центриклинальных замыканиях складок. Такие системы в большинстве случаев могут быть интерпретированы только как покровно-чешуйчатые, возникшие до эпохи максимального сжатия и впоследствии

деформированные. Однако, если устанавливается заведомо молодой возраст разломов, значительно оторванный во времени от периода формирования геологических комплексов, то такие же соотношения могут возникнуть и при сдвиговых перемещениях путем расчешуивания окраин перемещающихся блоков. Крупные сдвиги и сопровождающие их взбросо-надвиговые структуры образуются обычно на более поздних коллизионных этапах и они, как правило, хорошо выражены.

Выявление дислоцированных покровов, ранних и поздних сдвигов, оценка масштаба их проявления важны для понимания геологии складчатых поясов, в том числе и их глубинной структуры. Развитие геологической науки и накопленный мировой опыт показывают, что подобного рода исследования являются весьма актуальными. Сейчас назрела необходимость переходить от констатации положения о ведущей роли горизонтальных движений в формировании структуры верхней оболочки Земли к решению проблемы: а как же это происходит?, какое место занимали горизонтальные перемещения в общей эволюции структуры крупных регионов?, какое место они занимают в движении плит и микроплит? Этим определяется и цель исследования: связать на актуалистической основе в единую кинематико-динамическую систему эволюцию структуры Южной Сибири, возникшей на месте Палеоазиатского океана, с горизонтальными движениями в верхней оболочке Земли. Для достижения этой цели решались следующие задачи:

1 - выяснение условий зарождения Палеоазиатского океана и закономерностей его эволюции;

2 - анализ структурных рисунков региона, образованных геологическими комплексами, формировавшимися в разных геодинамических обстановках при взаимодействии океанической и континентальной плит; сравнение современной структуры с возможйыми палинспастическими реконструкциями для установления главных тенденций проявления горизонтальных движений;

3 - выявление разновозрастных структурных и вещественных комплексов, связанных с горизонтальными движениями земной коры;

4 - оценка динамики и кинематики горизонтальных движений на границе океан-континент на субдукционной и коллизионной стадиях развития;

5 - изучение разломных зон, развивавшихся в связи с эволюцией Тетиса и коллизией Индийского континента с Евразиатской плитой.

В основу работы положены многолетние (с 1958 года) личные полевые исследования в Алтае-Саянской, Байкало-Патомской областях и Западной

Монголии. В экскурсионных поездках и при кратковременных экспедиционных работах автор имел возможность познакомиться с геологией некоторых районов Северо-Востока России, Забайкалья, Дальнего Востока, Сахалина, Курил, Джунгарии (Северо-Западный Китай), Северо-Китайского кратона и его северного обрамления, Западной Калифорнии (зона разлома Сан-Андреас) и Танзании. Познанию общей структуры древних кратонов и обрамляющих их подвижных поясов способствовали крупные коллективные обобщающие работы, в которых автор принимал участие в качестве ответственного исполнителя и редактора. Эти работы были нацелены на изучение складчатых комплексов Сибири [1], докембрия Сибири [6,7], докембрия континентов [3,4,6,8,10], тектоники и эволюции земной коры Сибири [5,11].

С 1989 по 1993 г.г. в рамках Международного проекта ЮСР N283 "Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана", руководимого НЛ. Добрецовьм, Р.Г. Колманом и Сяо Сючанем, я координировал работу по составлению геодинамической карты западной части Палеоазиатского океана в масштабе 1:2 500 ООО, охватывающей Алтае-Саянскую область, Восточный Казахстан, восток Киргизии и Западную Монголию. В связи с этим был проанализирован огромный фактический материал по Центральной Азии. Мною составлена карта значительной части Алтае-Саянской области. Я принимал также участие в составлении или редактировании карт других территорий. Эта работа позволила взглянуть на структуру Центральной Азии с позиции тектоники плит и получить бесспорные доказательства в пользу примата горизонтальных движений.

Первые структуры, связанные с горизонтальными движениями земной коры в результате сближения блоков фундамента, мною были описаны в 1961 г. на примере среднепалеозойско-мезозойских дислокаций Центральной Тувы [16]. В 1967 г. опубликована монография [2], в которой серьезное внимание уделено сдвигам в Восточном Саяне. С появлением концепции тектоники плит ведущая роль горизонтальных движений стала более очевидной и связывалась с процессом рифейского разрушения Пангеи, раздвижения сиалических блоков, открытия и закрытия новых океанических бассейнов [4]. Однако, терминологической базой оставалась еще геосинклинальная концепция.

Структурно-вещественные комплексы, связанные с горизонтальными движеними, изучались в свете теории тектоники плит и во внутренних районах Центральной Азии. В Туве, например, в области распространения палеоокеанических и островодужных комплексов выделена и описана единая

меланжево-олистостромовая ассоциация, свидетельствующая о горизонтальных движениях на ранних этапах развития территории [35,40]. Проанализировно также поведение гипербазитов на протяжении длительного отрезка времени после их первого появления на поверхности [41]. Автор пришел к выводу, что их дальнейшие перемещение и преобразование в земной коре происходят в связи с горизонтальными движениями и, главным образом, на коллизионной стадии при формировании надвиговых и покровно-чешуйчатых структур.

Наряду со сдвигами-надвигами было обращено внимание на развитие в Центральной Азии гигантских горизонтальных складок типа ороклинов в понимании американских геологов, примерами которых являются Монголо-Охотская, Западно-Саянская, Обь-Зайсанская и Джунгаро-Балхашская структуры [45,48]. В последние годы проводится анализ влияния горизонтальных движений на структуру мезозойских и кайнозойских впадин Алтая и смежных регионов в связи с развитием Тетиса и коллизией Индийского континента с Евразиатской плитой [54,55].

Основным методом исследования автора в полевых условиях являлось детальное геологическое картирование узловых участков или зон с целью выяснения принципиальных вопросов региональной геологии. Особое внимание уделялось решению вопросов о стратиграфической или тектонической последовательности наблюдаемых разрезов, особенно, если они образованы различными вещественными комплексами. Одновременно проводился отбор образцов для лабораторных исследований.

Важнейшим направлением научной работы было составление региональных и глобальных тематических карт (Складчатых комплексов Сибири, Докембрийской тектоники Сибири, Тектоники докембрия континентов, тектонических карт Сибири по определенным временным срезам, Геодинамической карты Палеоазиатского океана), являющихся мощным инструментом познания общих закономерностей строения и эволюции верхней оболочки Земли. Эти работы сопровождались изучением огромного объема опубликованных и рукописных работ, в которых содержалась информация по стратиграфии, тектонике, магматизму, метаморфизму, палеомагнетизму и др.

Для изучения новейших и современных движений на юге Сибири (Горный Алтай) совместно с бельгийскими учеными использовалась методика микроструктурного анализа, позволяющая судить о динамике и кинематике молодых разломных зон.

На завершающей стадии исследования на основании накопленного

опыта методологической базой служил принцип актуализма в рамках теории тектоники литосферных плит.

Основные защищаемые положения:

1) На актуалистической основе ^разработана новая модель тектонической эволюции Южной Сибири от времени заложения Палеоазиатского океана до столкновения Евразиатской плиты с Индийским континентом. Выделены и охарактеризованы: ранняя стадия развития Палеоазиатского океана (РЯз), стадия активной океанической окраины западнотихоокеанского типа (У-С), стадия коллизии и пассивной окраины (О-Б), стадия континентального рифтогенеза (Б]), стадия формирования активной континентальной окраины и вулканических островных дуг (Р2г), позднепалеозойская коллизионная стадия, а также М2-К2 стадия развития, связанная с эволюцией Тетиса и Монголо-Охотскош океана.

2) Выявлены меланжево-олистостромовые ассоциации как показатели субдукционной обстановки взаимодействия плит. На примере Хемчикской и других аккреционных зон доказан их раннекембрийский возраст. Показано, что дальнейшее перемещение и структурное преобразование гапербазитсодержащих комплексов в земной коре происходит в связи с горизонтальными движениями блоков.

3) На примере Южной Сибири установлена взаимосвязь между разнотипными перемещениями литосферных плит и горизонтальными движениями блоков на окраине континента. Показано, что крупные горизонтальные перемещения происходят как при субдукционной, так и при коллизионной обстановках взаимодействия плит. При фронтальной (ортогональной) субдукции на границе плит формируются преимущественно чешуйчато-надвиговые структуры при подчиненной роли сдвигов. При косой субдукции или трансформном перемещении плит на их границах развиваются, главным образом, крупные сдвиги и сопряженные с ними надвиги. На стадии коллизии в горизонтальные движения вовлекаются обширные зоны Сибирской континентальной окраины, ще формируются сдвиговые и чешуйчато-надвиговые системы.

4) В зоне взаимодействия литосферных плит при сдвигании их друг относительно друга в обстановке сжатия возникают структурные парагенезы , рисунки которых на горизонтальном срезе сходны с рисунками вертикальных разрезов покровно-надвиговых зон. При крупноамплитудных сдвиговых перемещениях это приводит к тектоническому проникновению комплексов одного возраста в области распространения отложений другого возраста.

Научная новизна - Разработана новая модель тектонической эволюции Южной Сибири для конца докембрия и всего фанерозоя. Впервые на этой территории проведен анализ динамики и кинематики разломов континентальной окраины в связи с движениями литосферных плит. Сделан вывод о том, что в доколлизионный период наиболее крупные горизонтальные перемещения происходят в сравнительно узких конвергентных или трансформных зонах, разделяющих плиты. В коллизионный период горизонтальными движениями охватываются обширные площади по обе стороны от сутурной линии.

- На основании обобщения материалов по докембрию Евразиатского и других континентов показано, что заложение Палеоазиатского океана поизошло в позднем рифее в результате распада суперконтинента (Пангеи) и раздвнжения сиалических блоков.

Личный вкад - обоснована сдвиговая природа крупнейших разломов Восточного Саяна, Горного Алтая и Западной Монголии;

- выявлены надвиговые дислокации в Прибайкалье, имеющие восточную вергентность, что существенно уточняет представления о кинематике движений на границе Сибирского кратона;

- на примере Горного Алтая для девонского периода установлена ведущая роль чешуйчато-надвиговых дислокаций, сменяющихся в девоне сдвиговыми;

- в Центральной и Западной Туве доказано существование единой меланжево-олистостромовой ассоциации, начало формирования которой относится к раннему этапу развития островных дуг и образованию структур аккреционного клина;

- для ряда районов Алтае-Саянской области показано, что преобразование серпентинитового меланжа и дальнейшее перемещение его в земной коре происходят в результате горизонтальных движений блоков;

обоснована рифтогенная природа пикрит-содержащего нижнедевонского комплекса района оз. Урэг-Нур (Северо-Западная Монголия) в связи с горизонтальными движениями блоков;

- сделан вывод о распространении в Дербинском и Сангиленском блоках Алтае-Саянской области не нижнепротерозойских, а рифейских отложений и что эти блоки представляют собой отторженцы Сибирского кратона.

Апробация работы - Результаты исследований докладывались и обсуждались на Всесоюзных тектонических совещаниях (Москва 1976, Новосибирск, 1991), на сессиях Научного совета по тектонике Сибири и

Дальнего Востока (Якутск, 1967; Новосибирск, 1969), на совещании по глобальной тектонике (Звенигород, 1991), на региональных тектонических совещаниях, на Международных симпозиумах в рамках проекта МПГК 283 "Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана" (Урумчи, 1989; Улан-Удэ, 1990; Шэньян, 1991; Новосибирск, 1993; Брюссель, 1995), на Международных геологических конгрессах (Москва, 1984; Киото, 1992). Апробация осуществлялась также в ходе проведения Международных геологических экскурсий, научным руководителем и гидом которых был автор (1984г. - экскурсия МГК по каледонидам Минусы, Западного Саяна и Тувы; 1993г. - экскурсия в Горном Алтае по проекту ПМГК 283).

Основное содержание работы изложено в 56 публикациях, в том числе в 5 монографиях и 5 тектонических и геологических картах. На заключительном этапе работа выполнялась при финансовой поддержке РФФИ (Проект 94-05-17117).

Представляемая диссертация в виде научного доклада состоит из двух основных разделов. Первый посвящен общей структуре Южной Сибири и смежных с ней территорий и ее формированию от позднего докембрия до кайнозоя включительно, а второй касается реализации механизма тектоники плит в региональной структуре аккреционно-коллизионнных систем и в первую очередь в образовании сдвиговых и чешуйчато-надвиговых зон.

Работа завершена в лаборатории геологической корреляции Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, возглавляемой академиком НЛ. Добрецовым. Предшествующие исследования проводились в рамках проблем, разрабатывавшихся под руководством академиков Ю.А. Косыгина, АЛ. Яншина и член-корреспондентов К.В. Боголепова и Ч.Б. Борукаева. Содействие при проведении геологических работ и обсуждении результатов в разное время оказывали A.B. Авдеев, А.К. Башарин, В.Г. Беличенко, С.Ю. Беляев, Н. А. Божко, П.М. Бондаренко, М.М. Буслов, O.A. Вотах, М.Д. Гесь, A.C. Гибшер, В.И. Громин, А.Б. Дергунов, Е.А. Ёлкин, Л.П. Зоненшайн, А.Э. Изох, К.А. Клитин, АЛ. Книппер, Б.Н. Красильников, П.П. Кузнецов, Л.В. Кунгурцев, М.И. Кузьмин, И.В. Лучицкий, АЛ. Матвеевская, A.A. Моссаковский, Б.А. Натальин, Л.М. Парфенов, Г.Г. Семенов, М.А. Семихатов, Е.В. Скляров, Ю.К. Советов, В.А. Соловьев, Н.Н.Херасков, В.В. Хоментовский, Б.М. Чиков, A.C. Якубчук. Всем названным специалистам автор искренне благодарен. Я глубоко признателен моему первому учителю геологии -акадмику A.B. Пейве. Выражаю также благодарность зарубежным коллегам Р.Г. Колману (США), А.М.Дж. Шенгёру (Турция), Сяо Сючаню, Хе Гоци

(КНР), Дж. Клерксу, Д. Дельво, К. Тениссену (Бельгия), О. Томуртогоо, Г. Батэрдэнэ (Монголия), за плодотворное сотрудничество в решении общих и региональных геологических проблем Центральной Азии.

I. Структура Южной Сибири и ее развитие

Покровно-складчатые соооружения Южной Сибири (рис.1) являются составной частью пояса, сформировавшегося между Восточно-Европейским, Сибирским, Северо-Китайским и Таримским древними континентальными блоками (кратонами). Раньше, как и многие русские геологи, мы считали, что обособление кратонов, в том числе и Сибирского, от окружающих геосинклинальных областей произошло уже в архее или раннем протерозое [2,22]. Дальнейшие исследования Сибирской и других древних платформ привели нас к выводу, что этот процесс начался только в рифее в результате разрушения суперконтинента, заложения спрединговых зон и раздвижения сиалических блоков [4]. Сейчас такая точка зрения преобладает. Итогом деструкции явилось образование Палеоазиатского океана, одной из окраин которого был Сибирский континент [51].

1. Структуры и комплексы ранней (рифейской) стадии развития Палеоазиатского океана

Индикаторами рифтогенеза, приведшего к раскрытию Палеоазиатского океана, являются рнфейские авлакогены древних платформ, а также периферические прогибы кратонов, описанные ранее как перикратонные опускания (Косыгин, Лучицкий,1961) [7,24]. Они местами образовывали, по-видимому, трехлучевые рифтовые системы, одни ветви которых сохранились в виде авлакогенов, а другие превратились в пассивные континентальные окраины. Такая модель возможна для рифея Енисейского кряжа и Байкало-Патомской горной области, ще на продолжении входящего угла в континенте располагаются Иркинеевскнй и Уринскнй авлакогены [7]. Аналогичные соотношения предполагаются и на Восточно-Европейском кратоне (Иванов, 1981).

В среднем-позднем рифее появились первые океанические бассейны, обрамлявшие Сибирский кратон. Они были достаточно крупными, способными при взаимодействии с континентальной плитой генерировать островные дуга и аккреционные призмы.

(V у,.- »Г КнГ

15* «Г 10и*

Рис.1. Схема распространения домезозойских геологических комплексов. Составлена по Геодинамической карте [50], с изменениями и дополнениями.

1 - Сибирский кратон: а-фундамент, б-чехол; 2 - блоки с дорифейскими метаморфическими комплексами; 3 - блоки метаморфических пород неясного возраста; 4

- \1Z-KZ отложения Западно-Сибирского бассейна и межгориых впадин; 5,6 рифгогенные комплексы: 5 - б - 01; 7-9 - комплексы пассивных континентальных окраин: 7 - Из, 8 - У-С] (а-Алтае-Монгольского микроконтинента, не отделенные от Е;-5 комплексов, б-периферии Сибирского континента); 9 - Ез-Э (на Салаире и на севере Горного Алтая до включительно); 10-15 - субдукционные комплексы: 10 - Яз аккреционных клиньев, магматических дуг и задуговых бассейнов, нерасчлененныс, 11 -У-е2 (на Салаире до О]) островных дуг, преддуговых и задуговых бассейнов, 12 - У-С аккреционных клиньев с офиолитами, серпентинитовым меланжем и олистостромами; 13

- Оь2 активной континентальной окраины; 14 - Оз-С] - магматических островных дуг (а) и задуговых бассейнов (б); 15 - 02-03 тыловых прогибов активных континентальных окраин и островных дуг, нерасчлененные; 16-18 - коллизионые комплексы: 16 - Из, 17 -Сз^, 18 - С2-Р; 19-С(Мелководные шельфовыс и континентальные отложения; 20 - У-€ кремнисто-карбонатный чехол подводных гор и поднятий; 20 - блоки с возможным сиалическим фундаментом.

Цифрами в кружках показаны континентальные блоки: 1 - Алтае-Монгольский, -Центрально-Монгольский, 3 - Сангиленский, 4 - Дербинский.

Одни из наиболее древних (среднерифейские?) океанические и островодужные комплексы распространены в Исаковской зоне Енисейского кряжа. Они сформированы перед гренвильскими тектоническими событиями. Позднерифейские офиолиты и островодужные образования известны в Байкало-Муйском регионе, на юго-востоке Восточного Саяна и в зоне Главного разлома Восточного Саяна. Их аналога имеются в Монголии, вдоль западной и северной окраин Центрально-Монгольского континентального блока. В современной структуре они образуют прерывистый пояс, вдающийся узким "заливом" в Байкало-Витимскую область и широко раскрывающийся в сторону более молодых структур Палеоазиатского океана. Если справедливо предположение о структурном и возрастном единстве позднерифейских офиолитовых комплексов, то из этого следует вывод, что Центрально-Монгольский блок уже в рифее являлся частью Сибирского контнента и находился на продолжении древних комплексов Становика.

Строение рифейских. океанических и субдукционных комплексов, а также комплексов пассивной континентальной окраины свидетельствует о сложной истории развития окраины позднерифейского океана. Сейчас трудно реконструировать латеральные соотношения краевых структур Сибирского континента с конкретными звеньями рассматриваемого палеоокеаннческого пояса. Этот вопрос можно обсуждать только в самом общем плане.

На основании строения разрезов рифея внешних частей пассивной континентальной окраины была высказана идея о том, что зоны субдукции в этот период были наклонены в сторону от континента [51]. Это способствовало накоплению на его окраине мощных осадочных толщ. Вместе с тем, изучение конкретных участков распространения офиолитов и островодужных образований показывает, что зоны субдукции погружались и под континент. Такая картина реставрируется на Енисейском кряже (КигпйсЬеу,1990) и в Байкало-Муйской зоне (Гусев и др., 1993). Она же, вероятно, имела место вдоль западного обрамления Центрально-Монгольского блока , когда формировались дзабханская, дархатская и сархойская серии (Томуртогоо, 1989, Гибшер и др., 1991, [51]. Эта противоречивость может быть связана с двумя обстоятельствами: 1). фрагменты среднерифейских пассивных окраин юга Сибири (Енисейский кряж, Байкало-Патомская зона) не находятся в едином латеральном ряду и в парагенетической связи с офиолитами и островодужными комплексами Енисейско-Байкальского региона; 2). на одних отрезках континентального обрамления зонами субдукции и островными дугами были обособлены

обширные задуговые бассейны, на приконтинентальной окраине которых формировались мощные призмы осадочных пород (Енисейский и Патомский отрезки), а на других (обрамление Центрально-Монгольского блока) зоны субдукции близко примыкали к континенту, где развивались островные дуга или активные континентальные окраины (Томуртогоо,1989,[51]). Этот важный вопрос, касающийся начальных стадий эволюции Палеоазиатского океана, остается пока дискуссионным.

Из анализа геологического строения областей распространения рифейских образований следует, что в рифейской истории эволюции континентальной окраины происходили субдукция (известково-щелочной вулканизм), коллизия и рифтогенез. С допозднерифейскими коллизионными событиями можно связать деформации и гранитный магматизм в Енисейском кряже, формирование несогласий перед накоплением карагасской серии в Присаянье и трехчленного байкальского комплекса в Прибайкалье. Позднернфейскому рифтогенезу отвечает карагасская серия. В позднем рифее-венде рифтогенная обстановка в Присаянье сменилась коллизионной (время накопления оселковой серии [51,57]).

В палеоокеанической и островодужной зоне на рубеже 700-800 млн. лет фиксируется причленение ранних островных дуг к континенту. После этого местами (Байкало-Витимская зона, запад Центрально-Монгольского блока) формируются комплексы, характерные для активных континентальных окраин (дзабханская, дархатская, сархойская и падринская серии). Развитие рифейской аккреционно-коллизионной системы закончилось перед вендом. В венде-среднем кембрии в ее пределах накапливались терригенно-карбонатные отложения шельфового и склонового типа, в то время как на большем удалении от континента формировались вулканические островные дуги.

Между комплексами рифейской аккреционно-коллизионной системы и венд-кембрийских островных дуг в современной структуре располагаются Дербинский, Сангиленский и Баргузинский континентальные блоки или микроконтиненты (Зоненшайн и др., 1990; [51]). Метаморфизованные терригенно-карбонатные толщи, слагающие Дербинский и Сангиленский блоки, большинством исследователей, в том числе и автором, раньше относились к нижнему или среднему протерозою. При анализе тектоники докембрия континентов мною было высказано предположение, что это рифейские отложения, отвечающие времени формирования перикратонных прогибов [4]. Сейчас такая точка зрения считается наиболее приемлемой. Более того, даже для метаморфизованных толщ Сангиленского блока,

считавшихся архейскими (Митрофанов и др., 1981), в последнее время получены среднерифейские, т.е. гренвнльские (1.1-1.3 млрдлет) датировки, а наиболее сильный метаморфизм они претерпели только в ордовике (Лебедев и др., 1991).

Когда и в каком месте произошло отделение Сангиленского, Дербинского и других блоков от Сибирского кратона, не вполне ясно. Возможно, это было в позднем рифее, когда возникли океанические бассейны, положившие начало становлению Палеоазиатского океана. По окраинам этих бассейнов и в более внутренних зонах континентов местами обнаруживаются позднерифейские комплексы рифтового типа (кувайская серия северо-запада Восточного Саяна, карагасская серия Присаянья) [51,57].

На Дербинском и Сангиленском блоках в позднем рифеё продолжали накапливаться карбонатные и песчано-глинисто-карбонатные мелководные осадки. Условия седиментации были близки к таковым на окраинах континента, что свидетельствует о нахождении этих блоков вместе с Сибирским континентом в единой палеогеографической, палесгклиматической и палеотектонической обстановке.

В позднем рифее-раннем Еенде (600-700 млн. лет назад) начала интенсивно разрастаться океаническая кора. В конце этого периода произошла коллизия Дербинского и Сангиленского блоков с позднерифейскими палеоокеаническими и островодужными структурами. Следствием этих событий явилось формирование оселковой молассы Присанья, обломочный материал для которой поступал с поднятий, расположенных в пределах складчатого пояса (данные Ю.К. Советова).

2. Венд-кембрийская стадия активной океанической окраины

Вместе с позднерифейскими аккреционно-коллизионными событиями вдоль окраины Сибирского континента заложились новые зоны субдукции и новые системы островных дуг, функционировавшие в венде-кембрии. С учетом возраста и состава осадочно-вулканогенных комплексов, положения их относительно Сибирского континента и Баргузинского микроконтинента нами выделены Кузнецко-Тувинская, Салаиро-Запацноозерная и Джидинская системы островных дуг [51]. Первые две входили в состав активной окраины Палеоазиатского океана, а Джидинская вместе с Еравнинской зоной считалась принадлежавшей Монголо-Охоте кому океану [51].

Джидинская островная дуга по возрасту и набору комплексов сходна с дугами Алтае-Саянской области и северо-запада Монголии. На других

13

окраинах Монголо-Охотского бассейна фрагментов таких дуг не установлено. Поэтому кажется вероятным, что все три системы островных дуг составляли активную окраину Палеоазиатского океана и в геологическом прошлом формировались вблизи рифейской аккреционно-коллизионной зоны. В современной структуре Джидинско-Еравнинский фрагмент островных дуг сохранился в пережатом и нарушенном крупными сдвигами ядре орокпинальной структуры, раскрывающейся от Забайкалья в сторону Алтае-Саянской области.

Венд-кембрийские островные дуги закладывались над зонами субдукции, наклоненными в сторону континента. В реконструкциях Л.П.Зоненшайна и др. (1990) эти дуга вместе с микроконтинентами находились на большом удалении от Сибири, а зоны субдукции, в отличие от нашей интерпретации, имели противоположный наклон. В пользу нашей точки зрения свидетельствует ряд закономерностей. В первую очередь,- это пространственное положение преддутовых аккреционных зон, в которых сохранились офиолиты, вулканомиктовые отложения преддутовых прогибов, серпентинитовый меланж, офиолитокластовые олистостромы, породы высоких давлений и др. Практически все выходы офиолитов или ультрабазитов находятся со стороны реконструируемого океанического бассейна. Местами наклон зон субдукции фиксируется латеральными изменениями состава эффузивов (Кузнецкий Алатау, Восточный Танну-Ола). Наконец, геологические данные показывают, что между вулканическими дугами и Сибирским континентом находились окраинные моря, а не обширные океанические бассейны. В их приконтиненталыюй части в венде-кембрии накапливались исключительно осадочные мелководные терригенно-карбонатные толщи (Манский, Холоднинский, Боксонский, Хубсугульский и др. прогибы).

Под окраинными морями, а местами, по-видимому, и в фундаменте некоторых дуг оказались комплексы ранее сформированной позднерифейской аккреционно-коллизионной системы. Например, в основании Восточнотаннуольско-Ханхухэйского звена островных дуг предполагается аккреционный агардагский комплекс. Под Северо-Саянским отрезком дуг местами залегает, видимо, джебашский аккреционный комплекс с Борусскнми офиолитами и высокобарическими породами в меланже (Добрецов, 1991).

В строении венд-кембрийской островодужной системы принимают участие фрагменты двух разновозрастных, но сближенных во времени островных дуг. Одна из них существовала в венде-раннем кембрии, другая -

в раннем, среднем, местами до позднего кембрия или начала ордовика.

К комплексам островных дуг ранней генерации относятся венд-ннжнекембрийские осадочно-вулканогенные толщи Восточного Танну-Ола -хр. Хан-Хухэй Тувы и Монголии, северного склона Западного Саяна, . Кузнецкого Алатау, Уйменско-Лебедской и Курайской зон Горного Алтая и др. Наиболее древние толщи этих зон содержат породы бонинитовой серии, впервые установленные в дунжугурских офиолитах Восточного Саяна (Добрецов, Скляров, 1984) и на севере Монголии в структурах Джидинской зоны (К.Б. Кепежинскас). Позднее они были обнаружены в Хан-Тайширском районе Западной Монголии, в Курайской зоне Горного Алтая (Симонов и др., 1994; Гусев, 1991), на северном склоне Западного Саяна и в других районах Центральной Азии (Симонов и др., 1994). В собственно магматических дугах проявлялся в основном примитивный толеитовый вулканизм, представленный базальтами и андезито-базальтами, и лишь местами - известково-щелочнон с существенной ролью кислых вулканитов. Породы среднего состава имели ограниченное распространение. Петрохимические характеристики свидетельствуют о заложении дуг на коре океанического типа и их низкой зрелости.

В океане в это же время возникали подводные поднятия (гайоты).В одних местах эти поднятия были перекрыты чехлом кремнисто-карбонатных пород (баратальская серия Горного Алтая и ее аналога на западе Кузнецкого Алатау), в других - кремнистыми породами (юг Алтая, возможно, Тува), в третьих - субщелочными базальтами и рифовыми известняками (Тува, Озерная зона Монголии).

Столкновение океанических поднятий с дугами ранней генерации фиксируется изменением режима осадконакопления и вулканизма на активной окраине. С этого момента в примитивных дугах вулканизм в основном прекратился, местами сформировались перерывы и несогласия или накопились грубообломочные толщи, вслед за которыми во второй половине раннего кембрия широкое распространение получило карбонатное осадконакопление, охватившее также окраинные моря и прилегающие шельфы континента. В пределах островных дуг во второй половине раннего кембрия создалась благоприятная обстановка для развития карбонатных рифовых построек, широко распространенных от Салаира до южных районов Монголии.

Вулканические островные дуги второй возрастной генерации начали свое развитие еще в раннем кембрии и на этом отрезке времени местами существовали вместе с венд-кембрийскими дугами [51]. Комплексы дуг

второй генерации представлены на Салаире, в Горном Алтае (между Ануйско-Чуйской и Бийско-Катунской зонами), на севере Западного Саяна, в Систипсемской зоне Тувы, в Джидинской зоне Бурятии и вдоль юго-западной окраины Озерной зоны Монголии. Не везде они пространственно были отделены от более ранних дуг и местами наследовали друг друга. На таких участках активных окраин на погружающейся океанической плите, возможно, не было поднятий, способных "заклинить" ранее возникшие субдукционные зоны.

"Древние" и "молодые" дуги, кроме возрастного, имеют два других существенных различия. "Древние" как отмечалось, являются примитивными, содержащими боиинитовые серии. Вулканизм молодых носит известково-щелочной характер и в этом отношении они являются зрелыми. Второе отличие заключается в строении преддуговых зон. Перед "молодыми" островными дугами, в отличие от более ранних, в кембрии формировались мощные терригенные толщи с турбидитами и сшистостромами (горноалтайская серия восточных районов Алтая, аласугская серия Тувы, джидинская серия Бурятии). Они залегают на аккреционных комплексах или вулканогенно-осадочных образованиях "древних" островных дуг. Терригенные толщи продолжали накапливаться и после затухания вулканизма в островных дугах, когда они вместе с задуговыми участками испытали поднятие, с которого поставлялось огромное количество обломочного материала.

Перед "ранними" дугами, которые были подводными или слабо возвышались над уровнем моря, сформировались в основном аккреционные клинья с пластинами серпентинитового меланжа, турбидитами и олистостромами. Представительным примером таких структур является Хемчикская зона Тувы, для которой установлен раннекембрийский (досанаштыкгольский) возраст формирования меланжа и офиолитокластовых олистостром [40], т.е. одновременно или несколько ранее столкновения "ранних" дуг с океаническими поднятиями.

Вулканизм в "молодых" дугах был активным в среднем кембрии. В это время он распространился также на междуговую аккреционную зону, где сохранились фрагменты океанических поднятий (усть-семинская свита Бийско-Катунской зоны Горного Алтая), а также в области задуговых бассейнов (берикульская свита Кузнецкого Алатау). Завершение вулканизма относится к позднему кембрию-раннему ордовику (Салаир).

С венд-кембрийской островодуасной стадией, связано формирование субдукционных габбро-гранитных интрузий, хотя они не всегда могут быть отделены от плутонов других геодинамических обстановок. На площади эти

16

интрузии распространены крайне неравномерно, что подчеркивает нарушенность современного структурного рисунка или неоднородность островодужной системы. Первые островодужные плутоны формировались уже в начале кембрия и были связаны с примитивными дугами. Представителями их являются массивы плагиогранитов толеитового ряда (Кузьмин, 1985), входящие в состав майнского и саракокшинского комплексов СевероСаянской и Уйменско-Лебедской зон. Гальки таких гранитоидов присутствуют в конгломератах середины или конца раннего кембрия во многих районах Тувы, Западного Саяна, Кузнецкого Алатау и Горного Алтая.

Некоторые исследователи к островодужным относят практически все гранитоиды, объединяемые в разных районах в мартайгинский, тигертышский, ольховский, таннуольский, джидинский и другие

комплексы. Возрастной интервал для них принимается в пределах среднего-позднего кембрия, иногда до раннего ордовика включительно. Однако, появление многих из этих интрузий может быть обязано раннепалеозойским аккреционно-коллизионным событиям и тектоническому утолщению земной коры на окраине каледонского континента (Зоненшайн и др., 1990, [51]).

Вулканизм на юге Сибири не проявлялся практически с начала ордовика до начала девона. Исключением, как отмечалось, является Салаир, где известны верхнекембрийские и нижнеордовикские эффузивы островодужного типа, а также ордовикские вулканиты Золотокитатской зоны Кузнецкого Алатау (Налетов, Сидоренко, 1969; Алабин, 1983), Бийско-Катунской зоны Горного Алтая (Ермиков и др., 1979), Хемчикско-Систигхемской зоны Тувы (Зайков и др, 1971), внутренней части Западного Саяна (Зоненшайн, 1963) и северо-западных районов Монголии (Дергунов и др., 1980). Современные площади распространения ордовикских эффузивов незначительны. На северо-западе Монголии автором получены данные, которые заставляют усомниться в распространении их в этом регионе. Здесь мы имеем дело со сложно построенными сдвиговыми и чешуйчато-надвиговыми зонами, в которых тектонически "переслаиваются" осадочные ордовикские отложения с вулканогенно-осадочными кембрийскими и девонскими толщами. Не исключено, что аналогичная картина имеет место на юго-западе Тувы, на продолжении изученных структур Монголии.

Начиная с конца кембрия и до силура включительно на окраине Сибирского континента накапливались преимущественно терригенные и карбонатно-терригенные толщи, широко развитые в областях поздних каледонид (Алтай, Западный Саян и Западная Монголия). Здесь распространены отложения от мелководных шельфовых и молассовых до относительно глубоководных флишевых. Разрезы нарушены региональными и локальными перерывами и несогласиями, что отражает сложную динамику развития осадочных бассейнов окраины каледонского континента.

С чем связано отсутствие или подавленность вулканизма на юге Сибири на протяжении более, чем 100 млн. лет? Общей причиной здесь, вероятно, является прекращение на длительный период нормального функционирования зон субдукции, хотя крупномасштабные горизонтальные перемещения в это время еще происходили. К концу периода они сжали Саяно-Байкальский орокпин, в ядре которого оказались нижнепалеозойские комплексы Западного Саяна, юго-восточной части Восточного Саяна, Джидинской и Еравнинской зон Бурятии. Следовательно, можно сделать вывод, что относительные перемещения океанической и континентальной плит в конце раннего-начале среднего палеозоя приобрели сдвиговый (трансформный) характер или были ориентированы косо к разделяющей их границе. Это вызвало крупные горизонтальные смещения блоков континентальной окраины.

В связи со сказанным возникает проблема Алтае-Монгольского микроконтинента (Зоненшайн и др., 1990; [51,55]). Сближение его с Сибирью и столкновение в конце кембрия с островными дугами нами рассматривалось в качестве одной из главных причин прекращения островодужного вулканизма [51]. Исходная позиция этого континентального блока трактуется неоднозначно. Автор вслед за Л.П.Зоненшайном с соавторами (1990, 1992) считал, что он принадлежал не Сибирскому, а являлся фрагментом окраины какого-то другого континента. Главным аргументом в пользу этого являлось преобладание среди наиболее древних отложений Алтае-Монгольского блока, возраст которых принимается от венда до раннего-среднего кембрия, флишоидных терригенных толщ существенно кварц-полевошпатового состава с обломками фаната, циркона, монацита, обильной слюдой и близкого среднему составу континентальной коры. Мы знаем, что как раз в это время по обрамлению Сибирского континента в расцвете были вулканические дуги, которые должны были бы поставлять большое количество вулканического оболомочного материала. Отсутствие его в нижних частях разрезов Алтае-Монгольского блока

свидетельствует о том, что во время накопления этих толщ блок не примыкал к активной окраине. Здесь допустима двоякая интепретация: либо этот блок, отколовшись от другого континента, перемещался вместе с океанической плитой под углом к простиранию активной окраины [51], или строго вдоль нее, как это склонны интепретировать А.МДж.Шенгёр и Б.А.Натальин (устное сообщение). В любом случае мы вынуждены признать, что Алтае-Монгольский блок принадлежал невулканической окраине континента с мощными дельтовыми фациями. Существует еще точка зрения (Дергунов, 1989) о поступлении в раннем кембрии обломочного материала с древних поднятий южного обрамления Сибирской платформы по Западно-Саянскому желобу и накоплении его в краевых частях бассейна по типу лавинной седиментации. Такая точка зрения не согласуется с нашей общей моделью эволюции активной окраины Южной Сибири.

О бесспорном перемещении Алтае-Монгольского блока говорит еще тот факт, что в его стратиграфических разрезах в верхних частях появляется и местами преобладает обломочный материал пород активной вулканической окраины. Кроме того, вверх по разрезу он становится более грубым. Так что уже к концу кембрия этот блок был транспортирован в зону влияния активной окраины и оказался прижатым к ней, что вызвало "заклинивание" зоны субдукции и затухание вулканизма в венд-кембрийских островных дугах.

Алтае-Монгольский блок вместе с другими продолжал активно перемещаться и после кембрия, вплоть до конца палеозоя. С этими перемещениями связан локально распространенный ордовикский вулканизм, характеризующийся, как правило, высокой или повышенной щелочностью. Извержения могли происходить на участках глубинного растяжения, возникающих при сдвиговых перемещениях крупных блоков. На других отрезках сдвиговых зон такие перемещения приводили к милонитизации и повышенному метаморфизму толщ. О крупных перемещениях во второй половине палеозоя свидетельствуют и палеомагнитные данные. Вопрос о горизонтальных перемещениях более подробно будет освещен во второй части доклада.

На рубеже силура и девона на юге Сибири обособились Саянский и Алтайский блоки, разделенные в современной структуре Кузнецко-Алтайским сдвигом, продолжающимся на юг в Цаган-Шибетинскую и

4,

Кобдинскую зоны разломов Монголии. Учитывая возможность крупных сдвиговых перемещений, мы не можем сказать, каким было взаимное расположение этих двух блоков в начале девона и какие события происходили в это время на месте Алтайского блока. Мы можем только констатировать, что в пределах Саянского блока в раннем девоне в наземных условиях формировались вулканические впадины, наиболее крупными из которых являются Северо- и Южно-Минусинская, Тувинская и Агульская. Вулканизм проявился и между этими впадинами, что свидетельствует о его широком площадном распространении. Судя по последним данным, вулканическая деятельность в Саянском блоке завершилась в раннем девоне (перед эмсом) (Елкин и др., 1994).

По петрохимическим характеристикам вулканиты близки к породам рифтовош типа. Л.П.Зоненшайн и др.(1990) связывали его с горячими точками или горячими полями в мантии; другие (Моссаковский и др., 1993; Гордиенко, 1987; Ярмолюк, Коваленко, 1991 и др.) интепретировали этот вулканизм как субдукционный, а повышенную щелочность объясняли рифтогенезом в тылу активной окраины. Эти две точки зрения, хотя в геодинамическом аспекте и различны, тем не менее близки в том, что вулканиты в основе своей имеют глубинную природу и так или иначе связаны с рифтогенезом.

Мы склоняемся к тому, что первопричиной рифтогенеза является не поднятие мантийных плюмов над горячими точками и не процессы растяжения в тылу активных окраин. Вулканических пород другого типа, которые характеризовали бы фронтальные зоны активной окраины, ни в Саянском, ни в Алтайском блоках мы не видим. Поэтому представляется более вероятным, что образование рифтоподобных впадин в Саянском блоке происходило в результате крупных перемещений по Кузнецко-Алтайскому сдвигу и по Главному разлому Восточного Саяна. Основные зоны растяжения были ориентированы под острым углом к ним. Об обстановке растяжения во время раннедевонского вулканизма в Саянском блоке свидетельствуют широко распространенные лайковые пояса, силлы или межформационные интрузивные тела.

Алтайский блок вместе с Салаиром, где бы они ни находились в начале девона, были в это время амагматичными (Ёлкин и др., 1994). Здесь существовал унаследованно развивавшийся от ордовика и силура морской бассейн, в котором накапливались карбонатно-терригенные шельфовые, а вдоль восточной окраины - субаэрапьные молассовые отложения (Ермиков и др., 1979; Ёлкин и др., 1994). Молассы преобладали, видимо, и в пределах

Алтае-Монгольского континентального блока.

В конце раннего девона (перед эмсом) вулканизм в Саянском блоке прекратился и сместился на Алтайский блок, где он, мигрируя в сторону Рудного Алтая, продолжался до раннего карбона включительно. Но, в отличие от раниедевонского, он приобрел уже известково-щелочной характер, что может быть связано с возобновлением субдукции океанической плиты под Сибирский континент.

Смена геодинамического режима во многих районах Алтайского блока (Кузбасс и западная окраина Кузнецкого Алатау, центральная часть Салаира, Центральный и Рудный Алтай) сопровождалась изменением седиментационных обстановок. В это время в одних местах происходил размыв доэмских комплексов, в других начался вулканизм. Особенно резко перестройка проявилась в среднем девоне, когда она затронула оба блока Алтае-Саянской области (Ёлкин и др., 1994). Среднедевонские движения привели к формированию стратиграфических перерывов и угловых несогласий, а также к трансгрессии или ингрессии моря в глубь континента.

В конце среднего девона от активной континентальной окраины, по-видимому, отделился Рудно-Алтайский террейн, развивавшийся до конца девона (Ротараш и др., 1982) или до раннего карбона включительно (Зоненшайн и др., 1990; [51]) как энсналическая вулканическая островная дуга. От остальной части континента, где вулканизм в конце среднего девона в основном был подавлен и практически прекратился, островная дуга отделялась окраинным морем, в котором накопились мощные толщи песчано-сланцевых отложений. В конце среднего девона прогибы начали формироваться и в восточной части Алтайского блока, т.е. собственно на континентальной окраине. Геодинамическая природа их, вероятно, та же, что и окраинного моря, образовавшегося в тылу Рудно-Алтайской островной дуги. Однако на востоке прогибы закончили свое развитие раньше, в конце девона. Они выполнены песчано-сланцевыми, черносланцевыми и флишоидными толщами. В современной структуре они вытянуты вдоль сдвигов. Наиболее крупным из таких прогибов является Делюно-Юстыдский, большая часть которого находится в Монгольском Алтае, а северное его окончание - на юго-востоке Горного Алтая. Для подобного типа структур предложено название "моногеосинклиналь" (Дергунов и др., 1990).

Считалось, что слагающие их тонкообломочные толщи, содержащие остатки морской фауны и наземной флоры, являются мелководными. Однако, в последнее время высказывается предположение, что среди этих отложений могут быть и глубоководные фации. В любом случае такие структуры фиксируют зоны растяжения в тылу островных дуг. Обстановка растяжения подтверждается поясами верхнедевонских базальтовых даек и силлов, распространенных в различных районах Алтае-Саянской области. Местами (юго-восток Рудного Алтая, Куратинская зона Горного Алтая) они насыщают песчано-сланцевЫе толщи прогибов.

На востоке Алтае-Саянской области, в тылу активной континентальной окраины в среднем-позднем девоне на месте крупных раннедевонских рифтовых впадин накапливались сначала морские отложения (живет), а затем толщи континентальных моласс.

В раннем карбоне, на заключительном этапе развития Иртыш-Зайсанского океанического бассейна формировались комплексы разных типов. В Рудном Алтае они представлены вулканогенно-осадочными отложениями островной дуги. Восточнее, в окраинном море в это время накапливались мощные песчано-сланцевые толщи, которые дальше на восток сменялись маломощными шельфовыми карбонатно-терригенными разрезами, содержащими местами туфы и туффиты. Последние наиболее широко распространены по обрамлению Кузнецкого прогиба. Прежде они перекрывали, по-видимому, значительные площади Алтайского блока, но к настоящему времени сохранились лишь в тектонических линзах вдоль Чарышско-Теректинского и Курайского разломов или в небольших синклиналях на севере Ануйско-Чуйской зоны Алтая (Богуш и др., 1978).

В Саянском блоке в раннем карбоне господствовал континентальный режим. Минусинские впадины и Тувинский прогиб в это время заполнялись континентальной слабо угленосной молассой с туффитами.

6. Позднепалеозойская коллизионная стадия

Это период закрытия Иртыш-Зайсанского океанического бассейна и активного развития на континентальной окраине сдвигов и парагенетически связанных с ними структур (чешуйчато-надвиговых дислокаций, раздвигав и т.п.). Крупным горизонтальным перемещениям тектонических единиц способствовали продолжающиеся после столкновения с Сибирским континентом движения Таримского и Северо-Китайского континентальных блоков, а также вращение Сибирского континента (Шенгёр и др.,1993,1994).

В среднем-позднем карбоне после закрытия Иртыш-Зайсанского океанического бассейна накапливались осадочные и вулканогенно-осадочные континентальные молассы, в различной степени угленосные. Они распространены от Чарской зоны на Западе до центральных районов Алтае-Саянской области и западных районов Монголии. На востоке они заполняли продолжавший развиваться с раннего девона Южно-Минусинский прогиб, гае сохранились к настоящему времени в центральных частях мульд.

В Горном Алтае и на западе Монголии континентальные угленосные молассы среднего-верхнего карбона слагают небольшие грабенообразные структуры и впадины, образующие протяженный пояс, формирование которого в значительной степени связано со сдвигами СЗ простирания. Особое место в этой системе структур занимает Кузнецкий прогиб, в котором осадонакопление продолжалось до раннего триаса включительно. Начиная со среднего карбона в нем накопились толщи угленосных моласс мощностью 7-8 тыс.м. Этот прогиб в позднем палеозое представлял собой, по-видимому, наиболее длительно развивавшуюся крупную структуру типа "пулл-апарт". Завершение формирования этой структуры совпадает с периодом рифтогенеза на обширных пространствах Западной и Восточной Сибири. В таком же режиме в среднем-позднем карбоне (местами до ранней перми включительно) формировалась Южно-Минусинская впадина.

Основное внимание в исследованиях автора в течение длительного отрезка времени уделялось различным вопросам тектоники докембрия и палеозоя. С появлением концепции тектоники литосферных плит усилия были сконцентрированы на изучении комплексов и структур, связанных с заложением и эволюцией Палеоазиатского океана. Только в последние годы начато обобщение материалов по мезозою и кайнозою с целью выяснения геодннамических обстановок формирования структуры Южной Сибири в период развития Тетиса и Монголо-Охотского океанического бассейна, а затем - вследствие столкновения Индо-Австралийской плиты с Евразиатской. Совместно с бельгийскими коллегами начато изучение условий формирования кайнозойских впадин Горного Алтая.

К началу мезозоя в результате длительно проявлявшихся аккреционно-коллизионных процессов сформировались основные черты структуры Центральной Азии. Ее мозаичность обязана в значительной степени крупноамплитудным сдвиговым перемещениям блоков на окраине

Сибирского континента, которые коренным образом преобразили структурный рисунок, особенно во второй половине палеозоя.

Начиная с конца перми в Азии обособились четыре крупные тектонические провинции, характеризовавшиеся разными геодинамическими обстановками: Сибирская, Центрально-Азиатская, Монголо-Охотская и Палеотетическая. Южная Сибирь находилась в буферной зоне между этими провинциями и испытывала на себе их влияние (рис.2).

В конце перми-раннем триасе на севере заложилась рифтовая система, вслед за которой в Западной Сибири в мезозое сформировался обширный морской нефтегазоносный бассейн. В Монголо-Охотии и Палеотетисе в это время существовали океаны, развитию которых сопутствовали явления субдукции, коллизии и деформации континентальной окраины Азии. Эти деформации затухали в глубь Южной Сибири, где они выразились в формировании субширотной зоны поднятий и в конце триаса сформировалась кора выветривания. В юре и мелу в Центральной Азии в связи с возобновлением движений по позднепалеозойским сдвиговым зонам развивались конседиментационные межгорные впадины и прогибы, наиболее распространенные в Монголии и на юго-востоке Алтае-Саянской области, но практически отсутствовавшие на Горном Алтае. В конце мела, после закрытия Палеотетиса и Монголо-Охотского океана и этапа коллизии (1з-К)) в Центральной Азии повсеместно вновь наступил период тектонического покоя и на обширных площадях сформировались пенеплен и коры выветривания.

Новый этап тектонической активизации наступил в начале кайнозоя в связи с коллизией, как считают многие исследователи, Индо-Австралийской и Евразиатской плит (Р. Мо1паг, Р. Таррошег, Л.П. Зоненшайн, Л.А. Савостин, В.Е. Хаин и др.). Такое столкновение в конечном итоге привело в движение малые плиты и литосферные блоки Центральной Азии, как правило, по обновленным палеозойским сдвиговым зонам. Взаимодействие этих плит и блоков привело к образованию структур разного типа: сжатия, растяжения, сдвига или их комбинаций.

Анализ структуры Алтае-Саянской области и Западной Монголии показал, что в результате субмеридионального сжатия и сдвиговых перемещений по разломам СЗ простирания здесь обособились Алтайский, Кузнецко-Саянский и Хангайско-Северомонгольский блоки (см. рис.2) [54,55]. Перемещение этих блоков к северу и северо-западу встречало противодействие со стороны плит Восточной и Западной Сибири, в результате чего в неогене начал формироваться субширотный пояс

Рис.2. Схема мезозойско-кайнозойских структур.

1-9 - впадины, прогибы и грабены: 1 - Q, 2 - KZ, 3 - K-KZ, 4 - КZ с Jj_2 впадинами под кайнозойским чехлом, 5 - J3-K1, 6 - J1.2, унаследование в кайнозое, 7 - J-Ki, унаследованные в кайнозое, 8 - MZ-KZ, 9 - Т1.2; 10 - область проявления кайнозойского вулканизма; 11 - разломы, активизированные или вновь заложенные в кайнозое; 12 - разломы докайнозойские, участками активизированные; 13 - контуры мезозойских поднятий; 14 - четвертичные вулканы.

кайнозойских депрессий, протягивающийся от Иртыш-Зайсанской зоны в направлении озёр Хубсугул и Байкал. На юге кайнозойские впадины или их группы в целом наследуют более древний структурный рисунок. На севере же, в пределах упомянутого пояса мы видим как элементы унаследованности, так и резко выраженной наложенное™. Наложенность рассматривается нами как явление второго порядка и обусловлена дроблением и короблением

крупных блоков перед Сибирским "упором" в связи с невозможностью их дальнейшего продвигания [55]. В результате на юге Алтае-Саянской области и, в частности, на Алтае образовались впадины двух типов. Развитие одних было обусловлено перемещением вдоль докайнозойских разломов (Чуйская, Курайская, Джулукульская и др.). Другие связанны с заложением новых разломов (например, Нарым-Бухтарминская группа впадин) или рифтовых впадин типа Телецкого озера.

Криволинейность разломов, длительная активность и сложная сопряженность их друг с другом приводили в ряде случаев к резкой смене динамических обстановок во время формирования одних и тех же впадин. Детальный структурный анализ показал, что Чуйская и "Курайская впадины вначале развивались как структуры растяжения (типа "пулл-апарт" или грабенов), а затем как структуры сжатия (полурампы или полные рампы) [54]. Некоторые блоки в результате взаимодействия друг с другом испытывали, вероятно, и повороты. Об этом свидетельствуют предварительные данные, полученные при палеомагнитном изучении неоген-четвертичных отложений Чуйской впадины (Зыкин, Казанский, 1995).

II. Реализация механизма тектоники литосферных плит в горизонтальных движениях блоков континентальной окраины Сибири

1. Сдвиги и относительные перемещения литосферных плит

При анализе структуры палеоокеанических аккреционно-коллизионных систем и при палеогеодинамических реконструкциях, как правило, недоучитывается роль косых или параллельных по отношению к границам плит перемещений. Вместе с тем, реальность таких движений выяснилась уже с самого начала появления концепции тектоники плит, когда, наряду с дивергентными и конвергентными, были выделены трансформные границы. Возможность существования последних представляется бесспорной в условиях сложного взаимодействия литосферных плит при их глобальном перемещении. Очевидно наличие и сложных границ, например, конвергентно-трансформных (косая субдухция).

Трансформные или конвергентно-трансформные взаимоотношения плит, по-видимому, являются главной причиной формирования крупных сдвиговых систем на окраинах формирующихся континентов. Они могут развиваться на стадии аккреции и в особенности в условиях косой коллизии с возможным вращением плит друг относительно друга. Менее значительные

сдвиговые перемещения должны происходить при фронтальной коллизии, когда формируются в основном покровно-надвиговые системы, а сдвиги являются второстепенными, производными от одностороннего сжатия.

Одним из наиболее ярких сторонников крупных сдвиговых перемещений на границах континентальных и океанических плит является А.МДж.Шенгёр, предложивший вместе со своими коллегами оригинальную модель формирования структуры Алтаид (Ёе^Ог е1 а1., 1993).

Кинематическая и динамическая обстановка на южной окраине Сибирского континента за длительный период развития претерпевала существенные изменения. Происходило это, как свидетельствуют палеомагнитные данные, на фоне перемещения Сибирского континента из экваториальной области в высокие северные широты. Начиная с девона и до конца палеозоя континент развернулся примерно на 90° по часовой стрелке (Храмов, 1982; Зоненшайн и др., 1990; Б^еве, Мс Кеггоу, 1990). Одновременно происходило сближение его с Восточно-Европейским континентом, который за этот же период времени практически не испытал вращения.

Крупнейшие сдвига Алтае-Саянской области, Казахстана и Северного Тянь-Шаня ориентированы в СЗ и широтном направлении и являются правосторонними. На первый взгляд это как будто противоречит относительному левостороннему перемещению в среднем-позднем палеозое Сибирского и Восточно-Европейского континентов, при котором должны были бы развиваться левосторонние сдвиги. В действительности же противоречия здесь нет и картина может быть объяснена следующим образом. Левосторонние сдвиговые зоны типа трансформных моши существовать внутри закрывающегося герцинского океана. В частности, вероятно, что фрагментом подобных зон является Жарма-Саурская и Чарская на востоке Казахстана. Такую же кинематику могли иметь некоторые сдвиги при формировании аккреционных зон. Появление их связано с "отставанием" некоторых террейнов, встречающих сопротивление при проворачивании их вместе с Сибирским континентом. Левосторонние перемещения блоков вместе с образованием гигантских складок типа ороклинов происходили также при закрытии Палеоазиатского океана и какое-то время после этого, когда палеозоиды Алтае-Саянской области испытывали общее сжатие при продолжающемся вращении Сибирского континента.

Формирование правосторонних сдвигов на окраине Сибирского континента не связано с вращением его относительно Восточно-

Европейского. Эти сдвиги начали развиваться до закрытия Палеоазиатского океана, во время наращивания континента аккреционно-коллизионными комплексами разного возраста. Структурные рисунки показывают, что в палеозое преобладала тенденция смещения окраин формирующегося континента по отношению к его древнему ядру по правилу правого сдвига [45, 46, 51]. Если принимать модель вращения Сибирского континента по часовой стрелке, то получается, что периферические части этого континента перемещались с большей угловой скоростью, чем внутренние. Такая картина может быть объяснена косой субдукцией или трансформным перемещением океанических и континентальных плит относительно друг друга [45, 46, 51]. Близкая кинематическая модель принимается А.М.Дж.Шенгёром с соавторами при анализе истории формирования структуры Алтаид в целом (Бегщбг е1 а1., 1993; Шенгёр и др., 1994).

Таким образом, можно утверждать, что ведущую роль в формировании структуры континентальной литосферы Центральной Азии на этапах аккреции и коллизии играют сдвиги. По косвенным признакам (мощность милонитовых зон) и палеомагнитным данным амплитуда крупных сдвигов может достигать тысячи и более километров (Шенгёр и др., 1994; Казанский и др., 1995). Такие амплитуды вполне реальны в рамках теории тектоники литосферных плит. Поздние покровные и чешуйчато-надвиговые структуры являются в этом случае, как правило, производными от сдвигов, ориентированными по отношению к ним под разными углами. Вместе с тем, автор признает, что при закрытии крупных океанических бассейнов или фронтальной , коллизии континентальных плит могут формироваться покровно-надвиговые системы с огромными суммарными амплитудами горизонтального сближения (известные надвига в Гималаях, Аппаличах, Скандинавских каледонидах, по-видимому, на Урале). Фрагменты крупноамплитудных надвигов установлены также в Алтае-Саянской области (Восточный Саян, Сангилен).

2. Региональные сдвиговые зоны

Многие зоны разломов в палеозоидах Сибири и Монголии, проявлявшиеся ранее как сдвига, к настоящему времени искривлены или разделены на фрагменты. Некоторые из них осложнены более поздними покровными или чешуйчато-надвиговыми дислокациями. Несмотря на это, имеются признаки значительных сдвиговых перемещений вдоль таких разломов.

Правостороннее перемещение террейнов в палеозое относительно Сибирского кратона выразилось в преобладающих сдвиговых движениях вдоль юго-западного ограничения Ангарского блока и коллизионных - вдоль юго-восточной его окраины. С коллизионной обстановкой может быть связано образование гигантского Баргузинского батолита, формировавшегося в раннем-среднем палеозое (Литвиновский и др., 1994). В Алтае-Саянской области, где преобладали сдвиговые деформации, подобных батолитов нет. Следствием крупных сдвигов является, вероятно, отсутствие на южном крыле Байкало-Витимского ороклина наиболее древних (рифейских) офиолитов и островодужных комплексов. Они есть в Байкало-Муйском поясе северного крыла, а на южном появляются только в юго-восточной части Восточного Саяна, будучи смещенными примерно на 1000 км. Срезание рифейских офиолитов и островодужных образований Забайкалья происходило в результате правостороннего перемещения блоков метаморфических пород, находящихся на юго-западном продолжении Становика. Сдвигами объясняется фрагментарность распространения офиолитов и комплексов островных дуг в зоне Главного разлома Восточного Саяна [51]. Горизонтальные движения происходили также вдоль континентальных блоков (Дербинского, Сангиленского, Баргузинского), которые могли быть фрагментами одного микроконтинента, отделенного от Сибирского кратона.

Наиболее крупные сдвиги, по-видимому, наследовали субдукционные зоны, которые уже на стадии формирования островных дуг могли иметь преобладающую сдвиговую компоненту (типа Сандвичевой дуги). Последующие перемещения по ним привели к сложным структурным соотношениям частей аккреционных клиньев, островных дуг и преддуговых прогибов. Для таких сдвиговых зон характерны меланж-олистостромовые ассоциации и породы высоких давлений, которые формировались на субдукционной стадии, а затем были выведены к поверхности и испытали существенные преобразования.

При крупноамплитудных горизонтальных движениях литосферных плит или блоков друг относительно друга в условиях ориентированного горизонтального сжатия должно происходить тектоническое расчешуивание или разлинзование пограничной зоны на крутозалегающие литопластины. Перемещение их вдоль сдвиговой зоны в принципе может быть сходным с тем, что происходит в покровно-надвиговых или чешуйчато-надвиговых системах вплоть до образования дуплексов и более сложных комбинаций.

Известно, что в надвиговых поясах на глубине существуют пологие поверхности перемещения (детачменты), которые во фронтальной части

расщепляются на пакеты пластин, становящиеся все более крутыми по мере приближения к поверхности. Естественно, что эти пластины отжимаются в направлении наименьшего встречного сопротивления, т.е. к поверхности, а не в глубь Земли. Аналогичным образом могут вести себя и присдвиговые пластины, для которых "направления наименьшего сопротивления" определяются положением более податливой (например,' океанической) плиты. В этом случае сдвиговые литопластины будут стремиться отколоться от главного сдвига и отвернуть от него. Фрагменты подобного типа структур реставрируются в Алтае-Саянской области и в Монголии. Одним из примеров является структура Западного Саяна и его обрамления (рис.3), рассматривавшаяся раньше как синклинорная. В северной части Западного Саяна, между Джебашским и Амыльским блоками, сложенными преддуговыми аккреционными комплексами, зажата Борусская тектоническая единица с офиолитами и высокобарическими породами. На северо-востоке она примыкает к венд-кембрийской палеоостровной дуге, вдоль которой на большом протяжении следятся линзы гапербазитов и серпентинитового меланжа. На юго-западе Борусская единица выклинивается, изчезают и высокобарические ассоциации.

Рис.3. Схема распространения венд-кембрийских комплексов в Западно-Саянской сдвиговой системе.

1-3 - комплексы: 1-магматической дуги, 2-внешней аккреционной зоны с офиолитами, серпентинитовым меланжем и олистостромами, З-внугренней аккреционной зоны с флишем и гл>боководными отложениями; 4 - сдвиги; 5 - взбросы и надвиги.

На юге Западного Саяна расположен Куртушибинскнй офиолитовый пояс, также содержащий породы высоких давлений. Структура его представляет собой серию тектонических пластин, надвинутых на аккреционные и более молодые комплексы Западного Саяна. На юго-востоке Куртушибинская единица отделена крутыми разломами от Хамсаринского отрезка венд-кембрийской островной дуги и перекрывающих ее отложений. На северо-востоке она, как и Борусская единица, примыкает к СевероСаянскому фрагменту островной дуги, а к юго-западу выклинивается.

В последнее время получены палеомагнитные данные, свидетельствующие о том, что Куртушибинская единица является частью той же системы островных дуг и аккреционных клиньев, что и Северо-Саянская (Казанский и др., 1995). Учитывая также то, что Куртушибинская и Борусская единицы сливаются с Северо-Саянской островной дугой, можно предположить, что "вклинивание" этих единиц в преддуговые структуры Западного Саяна является следствием крупных правосторонних сдвигов вдоль палеосубдукционной зоны, проявившихся до окончательного сжатия Западного Саяна между Тувино-Монгольским и Минусинским блоками. Такую же природу, вероятно, имеют тектонические единицы с фрагментами офиолитов и серпентинитового меланжа, отделяющиеся от Хемчикской преддуговой аккреционной зоны, углубляющиеся в комплексы Западного Саяна и юго-востока Горного Алтая и в их пределах выклинивающиеся (рис.4). К ним относятся структуры Западной Тувы и Северо-Западной Монголии (Шом-Шумская, Хонделенская, Шуйская, Шибетинская и др.). Сходный структурный рисунок присущ области сочленения Бийско-Катунской и Ануйско-Чуйской зон Горного Алтая (рис.5), гае комплексы венд-кембрийских островных дуг с фрагментами внутриокеанических поднятий вклиниваются в кембро-силурийские толщи преддугового прогиба и пассивной континентальной окраины. Такая структурная картина, в отличие от Западно-Саянской, характерна для левосторонних сдвиговых перемещений.

Перечисленные выше структуры располагаются на границе ранних и поздних каледонид. В палеотектоническом плане этот пояс соответствует области сочленения раннепалеозойских континентальной и океанической плит, где уже на ранних стадиях в условиях косой субдукции происходили горизонтальные сдвиговые перемещения [51]. Они продолжались также после отмирания раннепалеозойских и заложения новых среднепапеозойских субдукционных зон, формировавшихся на большем удалении от Сибирского

Рис. 4. Принципиальная скема формирования Западно-Саянской сдвиговой системы (условные обозначения на рис.3).

континента. Сейчас мы наблюдаем суммарный эффект таких перемещений, которые привели к сложным структурным взаимоотношениям между литосферными плитами и блоками.

Структурные ассоциации, образованные скалыванием фрагментов одних литосферных блоков и "внедрением" их при сдвигах в другие, реставрируются также по периферии позднедокембрийских или венд-раннекембрийских палеоокеанических или островодужных ассоциаций. К их числу мо1ут быть отнесены Канская, Арзыбейская, Гарганская глыбы Восточного Саяна, а также Муйские глыбы Байкало-Витимской области.

Рис.5. Схема распространения венд-кембрийских комплексов области сочленения Ануйско-Чуйской и Бийско-Катунской зон Горного Алтая.

1 - комплексы магматической дуги и внешней аккреционной зоны с фрагментами подводных гор, меланжем, олисгостромами и высокобарическими ассоциациями; 2 -комплексы склонов островных дуг и глубоководных впадин; 3 - сдвиги; 4- взбросы и надвиги; 5 - разломы без уточнения кинематики.

В Юго-Восточной Туве таковыми являются Агойский и Сизимский "выступы", окруженные островодужными и аккреционными зонами, но прежде составлявшими, видимо, единое целое с Сангиленским блоком. В Монголии в качестве фрагмента Тувино-Монгольского массива рассматриваются метаморфические толщи хребта Дариби, окруженные с трех сторон офиолитами и островодужными образованиями (Хераскова и др. 1985). Современное положение этого " выступа" может быть об'яснено отрывом метаморфических толщ от континентального блока и правосторонней транспортировкой их к северо-западу.

Тектонические единицы, откалываемые от материнских блоков, имеют, как правило, удлиненную, клиновидную или линзовидную, реже округлую формы. Последние больше характерны для сиалических блоков. На заключительных стадиях деформации сжатия эти структурные единицы нередко оказываются искривленными или осложненными чешуйчато-надвиговыми дислокациями.

Для образования описываемых структурных парагенезов требуются крупноамплитудные сдвиги. Точную величину их сейчас назвать невозможно. Если основываться только на структурных критериях, то получается, что при формировании, например, Западно-Саянской сдвиговой зоны, включающей Борусскую, Куртушибинскую и др. перечисленные выше тектонические единицы, требуется суммарная амплитуда горизонтальных перемещений не менее 900-1000 км.

3. Чешуйчато-надвиговые системы

Чешуйчато-надвиговые системы формируются на разных стадиях развития палеоокеанических бассейнов. Наиболее древние из них связаны с субдукционньми зонами. Фрагменты таких структур встречаются с внешней стороны островных вулканических дуг, в пределах аккреционных зон, где сосредоточены главные офиолитовые или гипербазитовые пояса.

В строении ранних чешуйчато-надвиговых систем принимают участие тектонические пластины, сложенные океаническими и островодужными образованиями. Более или менее полные разрезы их, за редкими исключениями, в таких пластинах не сохраняются. Пластины нередко отделены друг от друга серпентинитовым меланжем или офиолитокластовыми олистостромами. В изученной автором Хемчикской аккреционной зоне установлен раннекембрийский (досанаштыкгольский) возраст офиолитокластовых олистостром [40], что свидетельствует о

выведении на поверхность офиолитов в начале палеозоя и одновременном их расчешуивании. Эти олистостромы характеризуются, как правило, грубообломочным матриксом. Наряду с ними встречаются олистостромоподобные образования с кремнисто-глинистым матриксом, включающим блоки базальтов или кремнистых пород [35,40]. Возрастное соотношение этих разновидностей олистостром не совсем ясно. Вторые, возможно, более древние и к тому же они формировались на большем удалении от островных дуг, на склонах глубоководных желобов. В пользу разновозрастности описываемых образований свидетельствуют блоки пород, встречающиеся в грубообломочных офиолитокластовых олистостромах и напоминающие цементирующую массу тонкообломочных олистостром.

В Хемчикской зоне развиты и . более молодые полимиктовые олистостромы, в олнстолитах которых присутствуют нижнекембрийские рифовые известняки с остатками археоциат и трилобитов, а в матриксе местами обнаруживаются среднекембрийские (ампшские) трилобиты [40]. Все это говорит о длительности процессов тектонического расчешуивания, соизмеримой с временем функционирования зон субдукции. Рубеж между ранним и средним кембрием - это время прекращения вулканизма в островных дугах Тувы, отмирания зон субдукции, а следовательно, и завершения формирования аккреционных клиньев.

Примером древней чешуйчато-надвиговой структуры является также установленный нами пакет тектонических пластин на юго-востоке Горного Алтая [42]. Он находится в аккреционной зоне, в которой в качестве "чужеродных" единиц заключены блоки палеоокеанических поднятий с кремнисто-карбонатным чехлом. Здесь, на левобережье р.Кызыл-Чин (левый приток р.Чаган-Узун) наблюдается чередование пластин базальтов, кремнистых, кремнисто-глинистых и карбонатных пород, тектонически перекрытых венд-нижнекембрийскими карбонатными отложениями баратальской серии. Внутри кремнисто-вулканогенного тектонического разреза залегают своеобразные олистостромы суммарной мощностью в первые сотни метров. Их псаммитовый и псефитовый матрикс, а также олистолиты практически полностью представлены кремнистыми породами. В виде исключения встречаются блоки карбонатных, эффузивных пород и сланцев. Накопление этих олистостром, а также образование чешуйчато-надвиговой структуры, скорее всего, относится к раннему кембрию. Обломки олистосгромового матрикса и друшх пород кремнисто-вулканогенного разреза встречаются в кембрийской терригенной толще преддугового прогиба (Буслов, 1992).

Более молодые чешуйчато-надвиговые структуры формировались после отмирания венд-кембрийских зон субдукции. В отличие от первых, они связаны уже с развитием сдвиговых зон и пространственно могут ассоциироваться с описанными выше сдвиговыми поясами, характеризующимися клинообразным рисунком, или могут не быть связанными с ними. В любом случае - это структуры, компенсирующие неоднородность горизонтальных перемещений блоков. В целом они напоминают известные структуры типа "конского хвоста" или представляют собой более сложные ансамбли. Строгих доказательств синхронности их древним сдвигам нет. В основном они связаны, по-видимому, со средне-позднепалеозойскими сдвигами, усложняющими клиновидные структуры, или являются новообразованными элементами формирующихся континентальных окраин.

Примером молодых чешуйчато-надвиговых структур является западная окраина Бийско-Катунской и восточная часть Ануйско-Чуйской зон Горного Алтая, где клинообразный структурный рисунок ассоциируется с дугообразными в плане тектоническими единицами, ориентированными поперек или под острым углом к сдвиговой зоне (см. рис.5). Наиболее молодым^ отложениями, участвующими в этих структурных парагенезах, являются силурийские и девонские.

Одна из наиболее ярко выраженных структур подобного типа закартирована автором в области поздних каледонид на северо-западе Монголии, между Ачитнурским и Урэгнурским блоками [47] (рис.6). Здесь устанавливаются, по крайней мере, два этапа формирования чешуйчато-надвиговых дислокаций, в течение которых образовались разные структурные комплексы. Более ранний, возможно, не связан непосредственно со сдвигом между названными блоками, а сформировался при горизонтальных перемещениях в более широкой зоне по переферии бывшего океанического бассейна. Он представляет собой смятый в сравнительно простые складки и нарушенный разломами пакет тектонических пластин, одни из которых сложены базальтами и кремнисто-глинистыми породами верхней части офиолитового разреза, а другие -терригенными породами кембрия. Метаморфизм в этом пакете усиливается сверху вниз по тектоническому разрезу от низких до высоких ступеней зеленосланцевой фации (местами до эпидот-амфиболитовой). Метаморфические события, вызванные тектоническим утолщением коры при расчешуивании, происходили здесь до силура, поскольку метаморфические породы в большом количестве всречаются в гальках нижнесилурийских

Рис.6. Геологическая схема района оз.Урэг-Нур.

1 - четвертичные отложения; 2 - континентальная угленосная моласса (С2-3); 3-4 - осадочно-вулканогенные образования: 3 -01-2, 4 - Б] с дайками и туфами пикритов; 5-7 - морские карбонатно-терригенные отложения: 5 - в, 6 - 0-5 нерасчлененные, 7- Ог-э; 8 - слабо метаморфизованные терригенные флишоидные отложения (€з-С>1?); 9-10 - метатерригенные отложения (£): 9 - с хлоритом, 10 - с актинолитом, гранатом, ставролитом; 11 - осадочно-вулканогенные образования (€1.2); 12 - базальты и кремнието-глинието-алевролитовые отложения (У-бО; 13 - габброиды (РГ?); 14 - гранитоиды (Р/2?); 15 - надвиги и взбросы; 16 - сдвиги; 17 - разломы без уточнения кинематики; 18 - залегание слоев нормальное (а) и опрокинутое (б); 19 - залегание сланцеватости; 20 - геологические границы.

конгломератов. Эти события моши быть связаны с коллизией Алтае-Монгольского микроконтинента с Сибирью.

Более молодой структурный комплекс сформирован при правостороннем перемещении Урэгнурского блока относительно Ачитнурского. Структурные соотношения показывают, что сначала образовался пакет покровов, нижним членом которого является тектоническая единица, сложенная очень слабо метаморфизированными кембрийскими терригенными породами. Выше залегает ряд нластин, представленных нижнедевонскими осадочно-вулканогенными толщами. Этот пакет был смят в асимметричную синформу с опрокинутым юго-западным крылом. С северо-запада на синформу надвинулся более древний, охарактеризованный выше структурный комплекс, а сама она на северо-востоке оказалась надвинутой на также расчешуенный ордовикско-силурийский комплекс, содержащий ряд пластин девона. На юго-восточном окончании синформы, в бассейне р. Джавартайн-Гол сдвиговые перемещения вызвали образование дугообразных в плане пластин, сложенных ордовикскими, силурийскими и девонскими отложениями. Время образования данного комплекса относится, видимо, к послесреднекарбоновому периоду. В центральной части Байримской тектонической единицы, расположенной между Урэгнурским и Ачитнурским блоками, по данным А.Б. Дергунова и др., взбросовыми и надвиговымн дислокациями осложнены и среднекарбоновые отложения.

Молодые сдвиговые зоны, с которыми сопряжены чешуйчато-надвиговые системы, формировались также внутри островодужных областей, относимых к ранним каледонидам. Хорошим прмером является субмеридиональная зона разломов на западе Монголии, прослеживающаяся на 200 км от района оз. Урэг-Нур на севере до оз.Хара-Ус-Нур на юге. На отдельных отрезках этой зоны, наряду с прямолинейными структурами сдвигового типа, развиты и чешуйчато-надвиговые дислокации, в которых участвуют породы от венда-нижнего кембрия до среднего карбона включительно. Местами сохранились и юрские отложения, но они формировались в приразломных депрессиях при мезозойской тектонической активизации [55]. Примечательным в структурном отношении фрагментом сдвиговой зоны является район Чигиртэйских "мульд" вблизи северного борта котловины оз. Хара-Ус-Нур. Здесь развиты венд-кембрийские, нижнесилурийские, девонские и каменноугольные отложения. Наблюдается неоднократное повторение в разрезе фаунистически охарактеризованных нижнесилурийских и девонских пород. Нижнесилурийская толща, на мой

взгляд, также сорвана со своего основания и надвинута на вулканогенные и субвулканические образования повышенной щелочности, которые, возможно, являются нижнедевонскими. А.Б.Дергунов и др. (1980) предполагают их ордовикский возраст, считая,что силур на них залегает стратиграфически.

Чешуйчато-надвиговые дислокации присущи также континентальным блокам. На Сангилене, например, они четко фиксируются покровным соотношением докембрийских карбонатных толщ с гнейсово-сланцевыми и тектоническим расчешуиванием пограничной между ними зоны. Эти дислокации происходили после внедрения нижнепалеозойских (?) гранитов и метаморфизма. Гранитоиды и метаморфические породы в виде обломков содержатся в тектонитах, связанных с надвигами. Если принимать возраст главного метаморфизма на Сангилене ордовикским, то эти дислокации явлются более молодыми. Анализ структуры Сангалена, проведенный совместно с А.М.Дж. Шенгёром и Б.А.Натальиным, позволил предположить наличие здесь субширотной, впоследствии дугообразно изогнутой сдвиговой зоны, "вдоль которой произошло тектоническое сдваивание карбонатных блоков. Между ними местами оказались зажатыми кремнисто-карбонатно-вулканогенные образования (чахыртойская свита), а также тела базитов и гипербазитов. Сдвигание этих блоков друг относительно друга и обусловило развитие надвигов на крыльях.

Таким образом, в самом общем виде выделяются две динамических или кинематических разновидности покровно-чешуйчатых или чешуйчато-надвиговых дислокаций, которые могут варьировать по возрасту в зависимости от времени формирования окраин Сибирского континента. Одна из них связана с развитием аккреционных зон, а другая - со сдвигами, проявлявшимися на стадии коллизии и в постколлизионный период.

четуйчзто-надвиговых и сдвиговых систем

Серпентинитовый меланж и олистостромы широко представлены в структурах, сформированных на месте Палеоазиатского океана. В Алтае-Саянской области одним из первых регионов, в котором были выявлены и описаны такие образования, является Хемчикско-Систигхемская зона Тувы [35, 40]. Одновременно они изучались во многих других тектонических единицах палеозоид Центральной Азии [Добрецов и др., 1989; Семенов, Михайленко, 1992 и др.].

Сейчас стало очевидным, что большинство шпербазитсодержащих

меланжей приурочено к аккреционным зонам, формирование которых связано с субдукцией. Установлено также, что в процессе геологического развития серпентинитовый меланж испытывает сильные структурные преобразования и он при этом может быть "внедрен" в более молодые или относительно древние образования, если сравнивать их возраст с временем первого выведения шпербазитов на поверхность.

В» ЕЭ» ЕЗ" Е]в

Рис.7. Геологическая схема участка правобережья р.Енисей в районе г.Шагонар.

1 - 2 - морская молласа (0-5); 3-7 - осадочно-вулканогенные отложения (У-Е): 3 - известняки, 4 - песчаники и алевролиты с прослоями грвелитов и мелкогалечных конгломератов, 5 - туфы основного состава, 6 - туфы, туфобрекчии, лавы, туфо- и лавоконгломераты преимущественно основного состава, 7 - диабазы и габбродиабазы; 8 -серпентинитовый меланж с блоками: а - туфогенно-карбонатно-терригенных и б -осадочно-вулканогенных отложений и габброидов; 9 - геологические границы; 10 -направление простирания слоев; 11 - дислоцированные надвиги; 12 - прочие разломы.

На примере Хемчикской зоны Тувы автором показано, что наиболее ранний аккреционный меланж может тесно ассоциироваться с офиолитокластовыми олистостромами. Это явилось основанием для выделения меланжево-олистостромовой ассоциации [35]. Такие образования в виде линз или более протяженных тел разделяют тектонические пластины и блоки, сложенные обычно породами верхней части разреза океанической коры; базальтами, кремнистыми и кремнисто-глинистыми отложениями (алтынбулакская свита Западной Тувы). Меланжи встречаются от мономиктовых серпентинитовых до полимиктовых офиолитокластовых, в

40

которых серпентинитовая матрица занимает разный объем (рис.7). В качестве других включений в меланже присутствуют блоки габбро, пироксенитов, диабазов, кремнистых, кремнисто-глинистых пород и известняков. Местами встречаются мелководные разности карбонатов, блоки которых образовались, по-видимому, при разрушении в аккреционном клине подводных гор (гайотов).

Примерно такой же набор пород имеют и офиолитокластовые олистостромы Западной Тувы, для которых установлен раннекембрийский возраст [40]. Их отличительной особенностью является грубость матрикса. Преобладают несортированные конгломерато-брекчии, реже песчаники и гравелиты (рис.8). Среди неокатанных обломков доминируют базальты и кремнистые породы, т.е. те, которыми сложены тектонические пластины и линзы, разделенные этими хаотическими грубообломочными комплексами.

Олистостромовый комплекс крайне неравномерно насыщен блоками-олистолитами. В одних местах он включает редкие рассеянные глыбы, в других представляет собой нагромождение разновеликих блоков, иногда плотно прилегающих друг к другу. Такие "нагромождения" могут быть тесно связаны по латерали с зонами интенсивного тектонического брекчирования, в которых между блоками местами залегают невыдержанные по мощности горизонты меланжа с участием серпентинитов. Чётких границ между такими брекчиями и олистостромами нет. Складывается впечатление, что при своем образовании они могли постепенно сменять друг друга по латерали. Тектонические брекчии служили в этом случае главным источником обломочного материала для олистостром. Меланжевые зоны и олистостромовые горизонты, в целом, конформны структуре вмещающих их осадочно-вулканогенных толщ. Сейчас они нередко круто наклонены, а местами и опрокинуты, но прежде залегали сравнительно полого, разделяя надвиговые пластины. Такая обстановка могла существовать в аккреционном клине перед фронтом вулканической островной душ [40].

Среди меланжево-олистостромовых образований Западной Тувы распространены также осадочные мономиктовые гапербазитовые брекчии и конглобрекчии с линзовидными прослоями серпентинитовых песчаников и гравелитов [35]. Вряд ли они образовались вместе с меланжем и олистостромами, поскольку лишены негипербазитовых фрагментов. Это, скорее всего, чужеродные тела в аккреционных комплексах. Наиболее вероятными обстановками, где они могли бы образоваться, являются, как считают Л.П.Зоненшайн и М.И.Кузьмин (1992), трансформные разломы в океанической коре.

БЕЗ* Ш* ЕШ* ЁЭ" ШИ* Ш? ЕЩа ЕЕЕ*

Рис.8. Детали строения нижнекембрийских олистостром Хемчикской зоны Тувы.

1 - конгломераты и конглобрекчии; 2 - кремнистые сланцы, микрокварциты; 3 -базальты, диабазы; 4 - известняки; 5 - алевролиты, песчаники, гравелиты; 7 - хромиты; 8 листвениты, лиственитизированные хромиты; 9 - лиственитизированные серпентинитовые брекчии и конглобрекчии; 10 - кварцевые жилы, 11 - ориентировка сланцеватости.

Офиолитокластовые олистостромы Западной Тувы представляют собой образования ранних стадий формирования аккреционных структур, когда на склонах островных дуг и глубоководных желобов еще не было мощных" осадочных накоплений. При субдукции океанической коры здесь происходило тектоническое расчешуивание с выведением к поверхности нижних частей разрезов океанический коры и одновременном образовании грубообломочпых офиолитокластовых толщ.

Тектоническое расчешуивание и образование олистостромовых горизонтов продолжалось в более позднее время, когда на склонах островной дуги, начиная со второй половины раннего кембрия, накапливались преимущественно обломочные породы, а на приподнятых мелководных террасах - рифовые известняки (акдуругская свита и ее аналога).

Обломочные породы по зернистости варьируют от алевролитов и аргиллитов до грубообломочных брекчий, конглобрекчий и конгломератов. Отдельные части разрезов местами имеют ритмичное строение и включают турбидитового типа пласты мощностью до нескольких метров, начинающиеся осадочными брекчиями или коншобрекчиями и заканчивающиеся песчано-алевролитовыми накоплениями. Внутри этих разрезов в одних случаях со стратиграфическими, в других - с тектоническими контактами заключены полимиктовые олистостромы, образующие горизонты и каналы разной мощности. В отличие от офиолитокластовых, матрикс этих сшистостром представлен в основном песчаниками и алевролитами, реже более грубообломочными образованиями. В нем преобладают обломки базальтов и кремнистых пород, но в отличие от древних олистостром здесь появляются продукты разрушения гранитоидов, кислых и средних вулканитов, а также других пород, поступавших с островной дуги. Олистолиты представлены/ в первую очередь, разнообразными известняками, в которых часто встречаются остатки археоциат. В некоторых олистолитах с известняками ассоциируются терригенные и туфогенно-терригенные породы. В подчиненном количестве присутствуют блоки кремнистых пород и базальтов.

Олистолиты в олистостромовой толще залегают как в виде единичных разрозненных тел, расстояние между которыми во много раз превышает их размеры, так и в форме компактных скоплений, образующих более или менее протяженные стратиграфические горизонты. Местами карбонатные породы слагают плоские, линзовидные или неправильной формы обособления протяженностью до 1000 м и более при мощности в десятки и первые сотни метров. Они сменяют друг друга по простиранию и разделены обломочными породами, в которых содержатся фрагменты тех же карбонатных отложений. На продолжении таких горизонтов встречаются шлейфы из более мелких олистолитов, а местами - довольно чистые калькарениты, известняковые брекчии или полимиктовые породы с высокой концентрацией карбонатных обломков.

Начало образования олистостром второй группы в Хемчикской зоне относится к концу раннего кембрия, когда еще активным был островодужный вулканизм. Продолжали они формироваться в первой половине среднего кембрия, о чем свидетельствует наличие в матриксе олистостром на правобережье р. Енисей в районе гор. Шагонар остатков трилобитов среднего кембрия.

Нижне-среднекембрийские олистостромы, как правило, не связаны

непосредственно с меланжевыми зонами, однако образование их могло быть спровоцировано расчешуиванием внешнего склона островной дуга в подводных условиях. Это привело к разрушению коренных пород и транспортировке их вниз по склону с образованием турбидитовых серий. Одновременно с осадками в виде подводно-оползневых или селеподобных масс перемещались олистолиты и олистоплаки нижнекембрийских известняков, реже более древних вулканогенно-кремнистых пород.

Выше описан пример формирования меланжа и олистостром в преддуговых аккреционных зонах. В то же время имеется много свидетельств активности шпербазитов в послеостроводужную стадию, когда на окраине Сибирского континента существовала коллизионная обстановка, в условиях которой развивались сдвиги, покровы и надвиги. Одновременно формировались и олистостромы. В такой обстановке при горизонтальной (сдвиговой или надвиговой) транспортировке материала происходило усложнение структуры ранее выведенных на поверхность гапербазит-содержащих комплексов и их дальнейшее разрушение.

"Послеостроводужные" надвиги и покровы, в основании которых залегают меланжевые горизонты и с которыми связывается образование олистостром, описаны в юго-восточной части Восточного Саяяа [Добрецов, 1985;-Добрецов и др., 1989; Хаин и др., 1995]. К числу таких падвигов относится, видимо, и Куртушнбинский аллохтон, залегающий на аккреционном комплексе Западного Саяна (Добрецов, Пономарева, 1976, Херасков, 1979).

В качестве примеров "сдвиговых меланжевых зон" можно привести Борусский офиолитовый пояс Западного Саяна, вклинившийся в предцуговой аккреционный комплекс, а также, возможно, Чарский пояс Восточного Казахстана, расположенный внутри герцинской акреционной зоны (Ермолов и др., 1981).

В условиях формирования покровно-чешуйчатых дислокаций серпентиниты или фрагмента раннего меланжа могут проникать во все более высокие горизонты, сложенные относительно молодыми толщами. В Западной Туве известны случаи залегания серпентинитового меланжа в среднекембрийских, ордовикских и даже силурийских отложениях. Предполагается также, что серпентинитовый меланж или протрузии серпентинитов могут проникать и в древние толщи, если они надвигаются на гапербазит-содержащие комплексы и при этом подвергаются тектоническому расчешуиванию [41]. В "надвиговом" меланже, наряду с присутствовавшими ранее чужеродными блоками, могут появляться только отторженцы

вмещающих толщ, испытывающих тектоническое расчешуивание. В "сдвиговом" меланже, и это особенно характерно для Чарской зоны, могут присутствовать истинно экзотические блоки, породы которых резко различаются по геодинамическим условиям образования.

В заключении подчеркнем, что формирование серпентинитового меланжа и олистостром, как и охарактеризованных в предыдущем разделе чешуйчато-надвиговых дислокаций, происходит в аккрециопный или коллизионный период. В этом состоит их тесная парагенетическая связь.

Заключение

Проведенные исследования показывают, что Палеоазиатский океан, на месте которого в конце докембрия и в палеозое сформировались геологические комплексы Южной Сибири, является новообразованным бассейном. Он возник в результате распада Пангеи и дрейфа континентальных блоков. Наращивание Сибирского континента на юге происходило в разных геодинамических обстановках, присущих современным окраинам активно взаимодействующих океанической и континентальной плит. Здесь реставрируются обстановки рифтогенеза (поздний рифей, ранний девон), субдукционные (венд-кембрий, местами до раннего ордовика включительно; средний девон-ранний карбон), пассивных континентальных окраин (ордовик-силур), коллизионные (поздний рифей, поздний кембрий-ордовик, конец силура, средний карбон-пермь). Смена геодинамических обстановок связывается с изменением кинематики движения литосферных плит и блоков. На одних и тех же границах в разное время возникали условия растяжения, сжатия, сдвига или их комбинации. Крупные сдвиговые зоны формировались на границах плит при их трансформном перемещении в обстановке сжатия. В таких зонах могли создаваться структурные парагенезы, обусловленные проникновением разновозрастных комплексов друг в друга в виде сдвиговых пластин, линз, клиньев и чешуй, подобно тому, как это наблюдается в чешуйчато-надвиговых системах.

Крупноамплитудные сдвиговые перемещения блоков, охватывающие широкие пояса на окраинах континента, происходили в коллизионные этапы, когда направление сближения континента с другими литосферными блоками происходило под острым углом к их границам, а движение продолжалось еще после столкновения. Таким механизмом, например, объясняется заложение раннедевонскнх рифтовых впадин на востоке Алтае-

Саянской области. Этому событию предшествовало сближение Тувино-Моншльского блока с Минусинским при их относительном правостороннем перемещении. В начале девона, после интенсивного сжатия структур Западного Саяна, эти блоки уже не могли столь свободно перемещаться друг относительно друга, вследствие чего новый сдвиговый шов заложился к западу от них, где-то на месте Кузнецко-Алтайского, Кобдинского и Цаган-Шибетинского разломов. Перемещение по нему вызвало глубокое раскалывание Минусинского и Тувино-Монгольского блоков, сопровождавшееся щелочным магматизмом. Горизонтальными движениями большой амплитуды были охвачены и краевые части Сибирской платформы, гае вдоль зоны Главного разлома Восточного Саяна в раннем девоне формировалась вулканическая Ахульская впадина. Сходная кинематика движения плит и блоков имела место и в позднем палеозое после коллизии с Сибирью Северо-Китайского, Таримского и Казахстанского блоков. В этот период крупноамплитудные сдвиговые перемещения происходили в широком поясе между Иртышским и Кузнецко-Алтайским разломами при одновременном обновлении движений по более восточным швам.

Мезозойские и кайнозойские сдвиги на юге Сибири уже не были столь значительными, как палеозойские, что объясняется большой удаленностью Монголо-Охотского океана, океана Тетис и Гималайского коллизионного шва.

Покровные и чешуйчато-надвиговые дислокации Южной Сибири и смежных районов Монголии рассматриваются автором в системе горизонтальных движений как второстепенные, значительно уступающие по масштабу Проявления сдвигам (субдукция с поглощением в зоне Беньофа огромных океанических плит в этой системе не учитывается). Надвиговые дислокации образуются в аккреционных клиньях, зонах фронтальной коллизии, а также в качестве компенсационных структур в сдвиговых поясах.

Выполненная работа посвящена анализу геологических событий, охвативших крупные регионы на протяжении длительного отрезка времени. Она сочетается с детальным изучением частных тектонических единиц, что способствовало успеху в решении общих проблем. Полученные результаты могут быть использованы при изучении сложно дислоцированных областей, прошедших океаническую стадию развития. Их желательно учитывать при составлении геологических карт нового поколения.

Автор далек от мысли, что решены все геологические проблемы, связанные с эволюцией Палеоазиатского океана и горизонтальными

движениями блоков на континентальной окраине. Я отдаю себе отчет в том, что ряд вопросов в настоящее время не может быть решен или будет решен по-другому, так как причинно-следственные связи не всеща интерпретируются однозначно. Сейчас ощущается острая необходимость в качественных палеомагнитных данных по более или менее обособленным тектоническим единицам (террейнам) внутри "подвижных" поясов. Это существенно продвинуло бы решение проблемы абсолютных перемещений литосферных блоков и повлияло бы на выбор направлений в геологических исследованиях. Чрезвычайно важным представляется детальное изучение главных сдвиговых зон с целью восстановления более полной истории их развития, выяснения направлений и амплитуд перемещений. Назрела необходимость палинспастических реконструкций "подвижных" поясов. Наиболее перспективными в этом плане представляются работы, проводимые А.М.Дж. Шенгёром с коллегами.

1. Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Геологическое строение земной коры Сибири и Дальнего Востока // Изд. СО АН СССР, Новосибирск, Наука, 1965, 140 с.

2. Берзин H.A. Зона главного разлома Восточного Саяна. М., Наука, 1967, 147 с.

3. Башарин А.К., Берзин H.A., Дворкина Б.Д. и др. Докембрий континентов. Северная и Южная Америка // Новосибирск, Наука, 1976, 239 с.

4. Борукаев Ч.Б., Башарин А.К., Берзин H.A. Докембрий континентов. Основные черты тектоники. Новосибирск, Наука, 1977, 363 с.

5. Боголепов К.В., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Тектоника и эволюция земной коры Сибири. Новосибирск, Наука, 1988, 176 с.

6. Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Карта докембрийской тектоники Сибири. ГУГК., Гос. Геол. Ком., Новосибирск, 1964.

7. Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Докембрийская тектоника Сибири // Изд. СО АН СССР, Новосибирск, 1964, 126 с.

8. Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Карта тектоники докембрия континентов. М-б 1:15 000000. М„ ГУГК, 1972.

9. Красный Л.И., Смирнов A.M., Берзин H.A. и др. Геологическая карта Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана. М-б 1:10000000. Л., МГСССР, 1973.

Ю.Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Карта тектоники докембрия континентов в м-бе 1:15000000. Объяснительная записка. М., Наука, 1974, 74 с.

Список работ по теме диссертации

Карты и объяснительные записки.

11.Берзин Н.А. (отв. ред. и соавтор). Карта тектоники венд-нижнспалеозойского мегакомплекса // Атлас тектонических карт и опорных профилей Сибири м-б 1:10000000. Новосибирск, СО АН СССР и МГСССР, 1988.

12.Berzin N.A., Dobretsov N.L., Coleman R.G. et. al. Paleo-Asian Geodynamic Map (western part). 1:2500000 // Stanford Univ., 1994 (IGCP Project 283).

13.Алтае-Саянская область. Сводный путеводитель экскурсий 050,058 / С.К.Батяева, Н.А.Берзин, О.А.Бетехтина и др. Новосибирск, Наука, 1984, 164 с.

14.Геология и тектоника Горного Алтая. Путеводитель экскурсии / С.Ю.Беляев, Н.А.Берзин, М.М.Буслов и др. ОИГГиМ СО АН СССР, Новосибирск, 1991, 71 с.

15.Buslov М.М., Berzin N.A., Dobretsov N.L., Simonov V.A. Geology and Tectonics of Gorny Altai. Guide-book. UIGGM, Novosibirsk, 1993, 122 p.

16.Берзин H.A. Отражения глыбовой тектоники фундамента в структурах среднего и верхнего палеозоя Центральной Тувы // Геология и геофизика, 1961, N 12, с.39-47.

17.Бсрзин H.A., Клитин К.А. Строение зоны Главного разлома Восточного Саяна в верховьях р.Уды // Геология и геофизика, 1961, N 7, с.16-25.

18.Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзии H.A. Основные структурные элементы Сибири в позднем докембрии // Геология и геофизика, 1962, N 10, с.68-82.

.19.Берзин H.A., Миссаржевский В.В., Семихатов М.А. Строение киченской свиты в зоне Главного разлома Восточного Саяна // Геология и геофизика, 1963, N 2, с.28-43.

20.Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Башарина Н.П., Берзин H.A. и др. Опыт объемного районирования земной коры на примере Сибири и Дальнего Востока // Геология и геофизика, 1964, N 5, с.3-18.

21.Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Развитие основных структурных элементов Сибири в докембрии // Деформация пород и тектоника (XXII сессия МГК. Докл. сов. геол.), 1964, с.165-174.

22.Косыгин Ю.А., Берзин H.A. и" др. О соотношении Сибирской платформы и геосинклинальных областей в докембрии // Труды ЛАГЕД АН СССР, 1964, вып. 19.

23.Берзин H.A., Семихатов М.А. О фациальной изменчивости верхнедокембрийских отложений северного крыла Восточно-Саянского антикликория // Геология и геофизика, 1965, N 1, с. 132-142.

24-Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Структуры ограничений докембрийских платформ. XXIII сессия МГК. Докл. сов. геол., 1968, с.29-35.

25.Берзин H.A. Докембрий Гвианского щита (Южная Америка) // Вопросы тектоники докембрия континентов. М., Наука, 1970, с.170-184.

26.Берзин H.A. ■ Сравнительная характеристика докембрийской структуры Прибайкалья и Присаянья // Тектоника Сибири, т.Ш. Тектоника Сибирской платформы. М., Наука, 1970, с.213-221.

27.Берзин H.A. Тектоника докембрия Южной Америки // Геология и геофизика, 1970, N 8, с.44-53.

Другие научные труды

28.Берзин H.A., Борукаев Ч.Б. Некоторые особенности тектоники верхнедокембрийских отложений Западного Прибайкалья // Геотектоника, 1970, N 1, с.61-68.

29.Берзин H.A., Борукаев Ч.Б., Гришкян Р.И. и др. Древнейшие комплексы докембрия континентов // Вопросы тектоники докембрия континентов. М., Наука, 1970, с.15-45.

30. Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A. и др.Основные черты тектоники докембрия континентов // Геология докембрия. М., Наука, 1972, с.60-68. (XXIV сессия МГК. Докл. сов. геол., пробл.1).

31.Kosygin Yu.A., Basharin А.К., Berzin N.A. et.al. General features of Prccambrian tectonics of continents // Prccambrian geology. Montreal, 1972, p.342-347. (Intern. Geol. Congr., XXIV sess., Canada, 1972, sect.l).

32.Башарил A.K., Берзин H.A., Борукаев Ч.Б. и др. Структурные связи континентов в докембрии // Геология и геофизика, 1973, N II, с.3-14.

33.Борукаев Ч.Б., Башарин А.К., Берзин H.A. Типы докембрийских структур и их эволюция // Эволюция тектонических структур, их происхождение и типизация. ИГиГ СО АН СССР, Новосибирск, 1976, с.10-19.

34.Берзин Н.А ., Башарин А.К., Борукаев Ч.Б. Разломы в структуре докембрия континентов // Разломы земной коры. М„ Наука, 1977, с. 138-143.

35.Бсрзин H.A. Меланжево-олистостромовая ассоциация Хемчикско-Систигхемской зоны Тувы // Главные тектонические комплексы Сибири. Новосибирск, ОИГГиМ СО АН СССР, 1979, с. 104-129.

36.Берзин H.A. Некоторые вопросы тектоники вендско-нижнепалеозойских образований сибирн // Тектонические комплексы Сибири и их латеральные ряды. Новосибирск: изд. ИГиГ СО АН СССР, 1980, с.77-96.

37.Берзин H.A. Структура земной коры Сибири в венде-раннем палеозое и ее эволюция // Основные структурные элементы земной коры на территории Сибири и их эволюция в докембрии и фанерозое. Новосибирск: изд. ИГиГ СО АН СССР, 1981, с.24-33.

38-Яншин A.JI., Бошлепов К.В., Лаверов Н.П., Сурков B.C., Башарин А.К., Берзин H.A. и др. Строение и эволюция земной коры Сибири на основе поэтажного тектонического районирования // Тектоника, 27 МГК, 1984, М., Наука, с.10-15.

39.Боголепов К.В., Берзин H.A., Парфенов JI.M. и др. Геологическое строение складчатого обрамления Сибирской платформы // Типы структурных элементов и эволюция земной коры. Новосибирск, Наука, 1985, с.210-219.

40.Берзин H.A. Геодинамическая обстановка формирования кембрийских олистостром Хемчикско-Систигхемской зоны Тувы // Геология и геофизика, 1987, N1, с.3-11.

41.Берзин H.A. Структурное положение и тектонические условия формирования аллохтонных гипербазитов Алтае-Саянской области // Актуальные проблемы тектоники океанов и континентов. М., Наука, 1987, с.184-199.

42.Берзин Н.А., Буслов М.М., Борукаев Ч.Б. Покровно-чешуйчатая структура Баратальского "выступа" // Ред. журн. Геология и геофизика, 1988. (Деп. в ВИНИТИ, N 4221-В88), 11 с.

43.Борукаев Ч.Б., Башарин А.К., Берзин Н.А. и др. Геология и тектоническое развитие Сибири II Закономерности размещения полезных ископаемых, T.XV. Металлогения Сибири. М., Наука, 1988, с.13-18.

44.Berzin N.A. Thrust Tectonics of Caledonides of Altai-Sayan Region and Mongolia // Report of the initial meeting of the IGCP Project 283. Beijing, 1989, p. 15.

45.Berzin N.A. Horisontal movements in formation of the Central Asia structure // Geodinamic Evolution of Paleoasian Ocean. IGCP Project 283, Report N 1, IGG, Novosibirsk, 1990, p. 17-20.

46.Берзин Н.А. Горизонтальные движения в формировании структуры палеозоид Алтае-Саянской области и Западной Монголии // Геодинамика, структура и металлоганния складчатых сооружений юга Сибири. ОИГГиМ СО АН СССР, Новосибирск, 1991, с.153-155.

47.Berzin N.A. Fragments of Early Hercynian rift structure with ultrabasic volcanism in Caledonides of the northwestern Mongolia II Geodynamic evolution and main sutures of Paleoasian ocean. IGCP Project 283, Report N 2, Beijing, 1991, p.9-14.

48.Berzir. N.A., Coleman R.G., Dobretsov N.L. et.al. Geodinamic Map of the Paleoasian Ocean (Western Part) // Geodinamic Evolution of Paleoasian Ocean. IGCP Project 283, Report N 4, UIGGM SB RAS, Novosibirsk, 1993, p.31.

'49.Coleman R.G., Dobretsov N.L., Xiao Xuchang, Berzin N.A. et.al. Geodinamic Map of the Paleoasian Ocean Domain // Geodinamic Evolution of Paleoasian Ocean. IGCP Project 283. Report N 4, UIGGM SB RAS, Novosibirsk, 1993, p.40-41.

50.Берзин H.A., Колман Р.Г., Добрецов НЛ. и др. Геодинамическая карта западной части Палеазиатского океана. // Геология и геофизика, 1994, N7-8, с.8-28.

51.Berzin N.A., Dobretsov N.L. Geodynamic evolution of Southern Siberia in Late Precambrian - Early Paleozoic time // Reconstruction of the Paleoasian ocean. VSP Intern. Sci. Publishers, Netherlands, 1994, p.53-70.

52.Delvaux D., Trefois P., Van der Meer R. and Berzin N.A. .Structural control, neotectonics and sedimentation in Cenozoic basins of Gorny Altai, South Siberia: preliminary data // Les basins d'avant-chaine. Soc Geol. France, Grenoble, 21-22 nov. 1994. Geologie Alpine, serie spesiale "Colloques et excursions" N 4, p.32-33.

53.Kungurtsev L.V., Berzin N.A. late Riphean-Early Paleozoic evolution and related geodinamic complexes of Altai-Sayan folded jrea (Central Asia) // From Paleoasian ocean to Paleo-Pacific ocean. InterJoint Symposium of Projects 283, 321, 359. Sapporo and Hidaka, 1994, p.52-56.

54.Дельво Д., Тениссен К., Ван дер Меер, Берзин Н.А. Динамика и палеостресс при образовании Чуйско-Курайской депрессии Горного Алтая: тектонический и климатический контроль // Геология и геофизика, 1995, N 10.

55.Добрецов HJI., Берзин Н.А., Буслов М.М. и др. Общие проблемы эволюции Алтайского региона и взаимоотношения между строением фундамента и развитием неотектонической структуры // Геология и геофизика, 1995, N 10.