Салоп Л.И. История геологического развития докембрийской
advertisement
Салоп Л.И. История геологического развития докембрийской геосинклинальной системы байкалид. // Доклады советских геологов: Стратиграфия и корреляция докембрия / Международнародный геологический конгресс 21 сессия. Проблема 9. - М., - Л.: Изд-во АН СССР. - 1960. - С. 91-104. Л. И. САЛОП ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ ДОКЕМБРИИСКОЙ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ БАЙКАЛИД Изучение докембрия Байкальской горной области имеет большое методическое значение, так как оно позволяет выявить с большой полнотой историю развития одной из древнейших геосинклинальных систем, начиная с момента ее возникновения и до окончательного замыкания. Докембрийские образования, распространенные здесь па территории более 500 000 км2, в настоящее время изучены сравнительно подробно в большинстве районов области. В их составе выделяются четыре крупных супракрустальных комплекса, разделенные несогласиями и проявлениями плутонизма. Комплексы эти могут быть отнесены к архею и трем подгруппам протерозоя. АРХЕИ Архейские образования развиты в пределах внутренних массивов, расположенных среди протерозойской складчатой зоны (Байкальская, Северо-Муйская и Южно-Муйская глыбы), и слагают кристаллический фундамент Сибирской платформы, обнаженный в южной части Чарской глыбы. Архей представлен разнообразными первично осадочными и вулканогепными породами, измененными в условиях амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма и процессами гранитизации. Состав древнейших метаморфических толщ и характер их нормального разреза в различных районах несколько варьируют. Наибольшее сходство существует между архейскими комплексами внутренних массивов. Внизу их ПОВСЮДУ залегают мощные толщи гнейсов и амфиболитов (таланчанская, шарыжелгайская и илеирская толщи). В их составе наиболее распространены биотитовые, биотито-амфиболовые и амфиболовые гнейсы; менее обычны двуслюдяные, мусковитовые, амфиболо-гранатовые, слюдяно-гранатовые и силлиманитовые гнейсы. На юге Байкальской глыбы часто встречаются гиперстеновые гнейсы, столь типичные для архейских комплексов различных районов мира. Почти повсеместно гнейсы обильно инъецированы гранитным материалом и представляют собой типичные мигматиты. Амфиболиты и амфиболовые гнейсы широко развиты преимущественно в восточном Прибайкалье. Судя по химическому составу, многие эти породы, вероятно, представляют собой глубоко измененные эффузивы. Для верхней части комплекса характерна перемежаемость мраморов, известковистых (главным образом диопсидовых) кристаллических сланцев, кварцитов, гнейсов и амфиболитов (святоносская, приольхонская, слюдянская и тулдунская толщи). В большинстве районов среди карбонатных пород преобладают кристаллические известняки; исключение представляет Южное Прибайкалье, где широко развиты кристаллические доломиты. Там же встречаются прослои диопсидо-апатито-кварцевых пород, которые рассматриваются как глубоко мета.морфизованные карбонатно-кремнистые фосфатоносные отложения. К древнейшим образованиям Южного Прибайкалья относится также толща гнейсов и высокоглиноземистых (силлиманитовых) кристаллических сланцев (хангарульская толща). Положение ее в нормальном разрезе достоверно не установлено, но господствует мнение, что она залегает в самом верху архейского комплекса Байкальской глыбы. Особняком стоит архейский комплекс Чарской глыбы. Он делится на две толщи. Нижняя из них (чарская толща), сложенная разнообразными гнейсами с подчиненными прослоями ил:и горизонтами амфиболитов, кристаллических сланцев и слюдистых кварцитов, несколько напоминает соответствующие нижние подразделения архея внутренних массивов. Так же как и в Байкальской глыбе, здесь встречаются пачки гиперстеновых плагиогнейсов и чарнокитов. Отличие состоит.лишь в том, что к верхней части толщи приурочены горизонты магнетито-грюнеритовых сланцев и магнетитовых кварцитов, часто ассоциирующихся с амфиболитами. Такие породы в других районах Байкальской горной области отсутствуют. Верхняя (торская) толща состоит из кристаллических сланцев, часто высоко-глиноземистых, кварцитов и гнейсов. По своему стратиграфическому положению она, казалось, должна сопоставляться с карбонатными толщами внутренних массивов, но литологический состав ее совершенно иной. Неясно, являются ли эти различия следствием фациальных изменений или же они обусловлены иным возрастом сравниваемых толщ (в пределах архейской группы). Все архейские толщи залегают между собой согласно. Мощность их измеряется многими тысячами метров. Архейские супракрустальные породы интенсивно складчаты, прорваны небольшими интрузиями метагабброидов и заключают послойные тела лейкократовых гнейсовидных биотитовых гранитов или гранито-гнейсов. Наиболее древний возраст рассматриваемых образований докембрия Байкальской горной области устанавливается вполне определенно. Так, на окраине Северо-Муйской глыбы на гнейсах и мраморах с большим угловым несогласием залегает толща метаморфизованных эффузивов и песчаников с базальным горизонтом конгломерата, в гальке которого находятся различные породы кристаллического фундамента. С гнейсовым комплексом Чарской глыбы граничат, вдоль зон тектонических нарушений, метаморфизованные терригенные отложения, содержащие в обломках все характерные породы этого комплекса (в том числе магнетитовые кристаллические сланцы), а также метабазиты и гранито-гнейсы. Поскольку метаморфические толщи, перекрывающие гнейсы, слагают наиболее древние серии протерозоя Байкальской горной области и, как это будет показано в дальнейшем, принадлежат к нижнему протерозою, то естественно гнейсовые комплексы относить к архейской группе. НИЖНИЙ ПРОТЕРОЗОЙ В раннем протерозое на раздробленном и .погруженном архейском фундаменте была заложена геосинкл.инальная система байкалид. С северо-запада и северо-востока она примыкала к древнейшим платформенным элементам Азиатского материка — к Ангарской и Алданской платформам, а также к Чарской глыбе. Последняя отделялась от платформы подвижными зонами северо-восточного простирания, ответвлявшимися от главного геосинклинального пояса (Олекминская и Уринская побочные ветви) с ослабленным проявлением геосинклинального режима. Отдельные блоки архейского фундамента сохранились в пределах геосинклинали в виде относительно устойчивых массивов, причем их внутренняя складчатая структура имеет совершенно иной план строения и, нередко, иную ориентировку по отношению к складчатому протерозойскому обрамлению. Складки архейского комплекса обладают повсюду выдержанным северо-восточным простиранием, а складки в протерозойских толщах приспособлены к форме древних массивов и группируются в систему, имеющую вид большой дуги, вследствие чего в разных районах они имеют различное направление. Особенно сильно несогласие в простирании этих разновозрастных комплексов наблюдается вдоль южной окраины Чарской глыбы, где протерозойские складки широтного направления непосредственно примыкают к складкам архея, обладающим северо-восточной ориентировкой. Точно так же внутренняя структура гнейсового комплекса обеих Муйских глыб совершенно автономна по отношению к включающей их протерозойской складчатой зоне северо-западного простирания. Уже с самого начала развития геосинклинали в ней обособились два крупных структурно-фациальных пояса: внешний (миогеосинкляналь-ный), расположенный у древних платформ, для которого было характерно накопление мощных толщ преимущественно терригенных пород, образовавшихся за счет разрушения архейских образований платформ, к внутренний (эвгеосииклинальный), приуроченный к центральной части геосинклинали, отличавшийся интенсивной вулканической деятельностью, в результате которой накопились в подводных условиях эффузивные и пирокластические породы. Оба эти пояса разграничены глубинными разломами, возникшими еще на самых ранних стадиях геосинклинального погружения, но продолжавшими развиваться в течение очень длительного времени (рис. 1). Нижнепротерозойские отложения в разных секторах внешнего пояса байкалид имеют некоторые своеобразные черты литологического состава и нормального разреза, на основании которых в пределах пояса выделяются две структурно-фациальные зоны: Чуйско-Патомская и Кодаро-Удоканская. В Чуйско-Патомской зоне, расположенной на территории Северо-Байкальского и Патомского нагорий, отложения нижнего протерозоя представлены чуйской толщей, сложенной биотитовыми и двуслюдяными плагиогнейсами, переслаивающимися с эпидото-гранато-слюдяными, двуслюдяными, гранато-слюдяными сланцами, амфиболитами и кварцитами. В верхней части толщи находится горизонт мраморов. Иногда встречаются пачки железорудных пород, представленных тонкополосчатыми магнетитовыми слюдисто-кварцевыми сланцами и магнетито-гранатовыми микрогнейсами. В целом в составе чуйской толщи преобладают глубоко измененные терригениые отложения; некоторые амфиболиты, по-видимому, образовались за счет основных эффузивов. Среди пород чуйской толщи размещается большое количество согласных тел биотитовых и двуслюдяных гнейсо-гранитов, сопровождаемых обширными полями мигматитов. В некоторых участках стратифицированные породы встречаются только в виде “теневых” реликтов (скиалитов) среди гнейсо-гранитов. Вследствие частой перемежаемости одинаковых пород и сильного их метаморфизма стратиграфическое расчленение чуйской толщи затруднительно и поэтому предложенные для отдельных районов схемы плохо увязываются между собой. Мощность чуйской толщи очень велика и, вероятно, измеряется несколькими тысячами метров. Нижняя возрастная граница чуйской толщи не может быть определена прямыми наблюдениями, так как ее основание неизвестно. Верхняя же граница устанавливается по залеганию на размытой поверхности гранитов, прорывающих чуйскую толщу мощных метаморфических комплексов, относимых к среднему и верхнему протерозою (см. ниже). Таким образом, возраст чуйской толщи досреднепротерозойский. От архейских толщ она отличается иным составом пород, меньшей степенью их метаморфизма и другим строением разреза. В пределах Кодаро-Удока некой зоны, находящейся на противоположном фланге внешнего пояса — в восточной части Олекмо-Витимской горной страны, отложения нижнего протерозоя выделяются под названием удоканской серии. В ее составе выделяется 11 согласно залегающих между собой свит. В обобщенном виде последовательность отложений здесь следующая. Внизу серии развиты преимущественно сланцевые и отчасти карбонатные породы, возникшие в условиях сравнительно глубоководного морского бассейна. Средняя часть серии состоит из метаморфизованных мелкозернистых песчаников и алевролитов со следами ряби, среди которых вверху находятся прослои и горизонты доломитов. Эта толща образовалась в мелководном бассейне, временами имевшем лагунный характер. Наконец, верхняя часть серии, представленная косослоистыми кварцевыми песчаниками с прослоями внутриформационных конгломератов и включающая магнетитовые и медистые песчаники, носит ясные черты прибрежно-дельтового и субаэрального осадконакопления. Общая мощность серии исчисляется в 9000—10 800 м. Породы удоканской серии во внутренней части зоны, где широко развиты крупные тела граиитов, метаморфизованы очень сильно, вплоть до образования кристаллических сланцев и гнейсов, но на окраине зоны, вблизи Чарской глыбы, они изменены значительно слабее и в них отчетливо распознаются многие структурные и текстурные признаки исходных осадочных пород (в том числе знаки ряби, трещины усыхания и косая слоистость). Нижняя часть серии, параллелизуемая с чуйской толщей Чуйско-Патомской зоны развита преимущественно во внутренних районах Кодаро-Удоканской зоны; средняя и верхняя части размещаются главным образом в приплатформенных районах. Нормальные стратиграфические контакты данной серии с архейским гнейсовым комплексом нигде не наблюдались, так как границы между ними повсюду тектонические. Тем не менее более молодой возраст удоканской серии не вызывает сомнений. В конгломератах и песчаниках встречаются обломки архейских гнейсов, гнейсо-гранитов и амфиболитов. Детальные литологические исследования показали, что железистые песчаники этой серии возникли за счет размыва магнетитовых кристаллических сланцев и кварцитов архейского комплекса Чарской глыбы. На это же указывает фациальный анализ условий отложения пород удоканской серии. Так, изучение ориентировки волновой ряби в породах серии вблизи южного выступа Чарской глыбы позволило установить, что гребешки ряби располагаются параллельно границам глыбы, причем их крутой склон обращен, как правило, в сторону последней. Это указывает на нагон морских волн в сторону суши, очертания которой близко совпадали с современными тектоническими границами глыбы. О наличии суши в районе Чарской глыбы во время отложения осадков удокапской серии свидетельствует и закономерное увеличение их мощности по мере удаления от края глыбы. Рис. 1. Схема расположения главных структурных элементов байкалид в начале нижнего протерозоя. 1 — платформенные сооружения; 2 — архейские глыбы внутри протерозойской геосин-клинальной области (внутренние массивы); 3 — внешний пояс байкалид; 4 — внутренний пояс байкалид; 5 — побочные ветви байкалид; 6 — офиолитовые интрузни; 7 габбро-анортозитовые интрузнии. Заметно более слабый метаморфизм пород удоканской серии, по сравнению с архейскими образованиями, также служит известным указанием на их более молодой возраст. Наконец, доказательством более молодого возраста серии является резкое различие структурного плана сравниваемых комплексов и пересечение складками удоканской серии архейских структур Чарской глыбы. Нижнепротерозойский возраст удоканской серии доказывается несогласным залеганием на поверхности размыва прорывающих ее гранитов отложений среднего и верхнего протерозоя (левобережье р. Чары в бассейне р. Джелинды). Нижнепротерозойские отложения внутреннего геосинклинального пояса, объединяемые под названием муйской серии, имеют существенно иной характер. Они представлены разнообразными эффузивами спилито-кератофировой формации, с которыми перемежаются туфы, туффиты и осадочные породы. Среди эффузивных пород чаще 'всего распространены спилиты, диабазы, кератофиры и кварцевые кератофиры. Иногда встречаются шаровые лавы. Обычно вулканогенные породы сильно изменены, будучи преобразованы в метадиабазы, зеленые ортосланцы, празиниты, амфиболиты, порфироиды, кварцево-серицито-альбитовые сланцы и другие продукты метаморфизма. Стратиграфическое расчленение муйской серии затруднительно из-за быстрой фациальной изменчивости вулканогенных толщ, вследствие чего многие выделяемые в ее составе свиты имеют местное значение. Намечается некоторая, не строго выдержанная закономерность в строении толщи, которая выражается в преимущественной приуроченности основных эффузивов к ее нижней части, а кислых эффузивов и туфов — к верхней. Мощность эффузивно-осадочного комплекса оценивается в 12000—15000 м. О нижнепротерозойском возрасте муйской серии можно судить на основании следующих данных. Как уже указывалось, на архейском гнейсовом комплексе Северо-Муйской глыбы с крупным угловым несогласием залегает толща метаморфизованных эффузивов с базальными конгломератами в основании. Толща эта относится к низам муйской серии. В то же время на породах серии и на прорывающих их гранитоидах в Делюн-Уранском хребте (по р. Большой Падре) залегает с угловым несогласием другая, более слабо метаморфизованная осадочно-вулканогенная толща, относимая к среднему протерозою. Во многих других районах на муйской серии несогласно лежат отложения верхнего протерозоя и нижнего кембрия. Муйская серия синхронична чуйской толще и удоканской серии внешнего пояса байкалид. На границе внешнего и внутреннего поясов геосинклинали вблизи глубинных разломов часто располагается узкая зона, где развиты нижнепротерозойские толщи, обладающие промежуточными чертами состава и строения, которые связывают между собой отложения обоих структурно-фациальных поясов. Не только супракрустальные толщи, но и плутонические комплексы нижнего протерозоя заметно различны в обоих поясах байкалид. В пределах внешнего пояса они представлены: 1) раннеорогенным каларским комплексом, сложенным анортозитами, габбро-анортозитами и габброидами, нередко расслоенными и богатыми титаномагнетитом; 2) синорогенным куандинским комплексом, образованным гнейсовидными биотитовыми и двуслюдяными грацитами; 3) позднеорогенным чуйско-кодарским комплексом, состоящим из биотито-амфиболовых и биотитовых крупнозернистых грапитов (первая фаза) и аляскитоидных гранитов или грапит-порфиров (вторая фаза). Анортозиты и габброиды каларского комплекса распространены преимущественно на восточном фланге внешнего пояса (в Кодаро-Удоканской зоне), где слагают крупные плутонические тела, приуроченные к разрывным нарушениям. Зона таких интрузий прослеживается далеко к востоку за пределами Байкальской горной области, вдоль всего южного протерозойского обрамления Алданского щита (зона Становика—Джугджура). Граниты куандипского комплекса располагаются в осевой части пояса. Они образуют различного размера согласные тела, нередко с расплывчатыми границами, и сопровождаются обширными полями мигматитов. Геологические условия залегания и многие структурные и текстурные признаки пород указывают на их возникновение в результате процессов гранитизации или анатексиса терригенных отложений чунской толщи и удоканской серии. Абсолютный возраст пегматитов, связанных с этими гранитами, 1650 млн. лет (свинцовый метод). Грамиты чуйско-кодарского комплекса находятся на периферии внешнего пояса, вблизи платформенных сооружений, причем их размещение нередко контролировалось глубокими разломами. Абсолютный их возраст, по даяньгм аргонового метода,. 1100 — 1500 млн. лет, но эти значения, по-видимому, преуменьшены. Во внутреннем поясе байкалид к нижнему протерозою относится сложный муйский плутонический комплекс, начало формирования которого тесно сопряжено с геосинклинальным вулканизмом, а завершение— с крупными тектоническими движениями, происходившими в конце нижнего протерозоя. Этот комплекс возник в течение целого ряда фаз, во время которых последовательно внедрялись: 1) субвулканические интрузии основного и кислого состава, неразрывно связанные с эффузивами спилито-кератофирового ряда; 2) раннеорогенные офиолитовые интрузии гипербазитов и габброидов, приуроченные к зонам глубинных разломов, разделяющих внешний и внутренний пояса; 3) синорогенные интрузии протокластических плагиогранитов, гранитов и кварцевых диоритов; 4) позднеорогенные интрузии кварцевых монцонитов (малые тела). Все эти интрузии тесно генетически связаны между собой и, по-видимому, возникли в результате дифференциации магмы основного или ультраосновпого состава. СРЕДНИЙ ПРОТЕРОЗОЙ Тектонические движения в конце раннего протерозоя обусловили заметную перестройкзу структурного плана байкалид. Значительные участки внешнего пояса, расположенные на его обоих флангах, вошли в состав платформенных сооружений. В центральных частях геосинклинальной системы возникли крупные поднятия, а на ее окраине образовался глубокий Байкало-Патомский краевой прогиб. В северной части прогиба (Приленская зона) в среднем протерозое происходило накопление мелководных морских отложений тепторгинской серии. Нижняя часть серии сложена толщей кварцитов или кварцито-песчаников с прослоями конгломератов и линзами магнетитовых или гематито-магнетитовых руд, которая несогласно залегает на сланцах чуйской толщи и на гранитах .чуйско-кодарского комплекса нижнего протерозоя (по р. Большой Чуе и в низовьях р. Витима). Выше ее помещается толща серицито-хлоритовых, оттрелитовых и слюдистых сланцев с прослоями кварцитов, полимиктовых песчаников и конгломератов, а также с горизонтами металорфиритов и доломитов. На востоке зоны последние слагают в основании толщи мощную пачку. Венчается весь разрез кварцитами (иногда косослоистыми) с прослоями оттрелитовых или дистен-оттрелитовых пород, отличающихся высоким содержанием железа и глинозема. Мощность тепторгинской серии около 4000 м. На различных горизонтах тепторгипской серии и на прорывающих их гранитах (кевактипского комплекса) залегают базальные конгломераты верхнепротерозойской патомской серии. В южной части Байкало-Патомското краевого прогиба (Прибайкальская зона) в среднем протерозое накапливались осадочно-вулканогенные отложения акитканской серии, приуроченные к зонам больших разломов. В основании серии находится мощная толща метаморфизованных аркозовых косослоистых песчаников, кварцито-песчаников, конгломератов, туфов, алевролитов и филлитов с редкими горизонтами порфиров и миндалекаменных лорфиритов. В 'средней части серии развиты кварцевые или базокварцевые порфиры и туфолавы с прослоями туфов. Вверху снова залегают кварцевые и аркозовые песчаники, часто косослоистые с линзами или горизонтами конгломератов и туфов, а также с единичными покровами порфиров. Общая мощность серии — порядка 7000—8000 м. Небольшие участки развития эффузивно-осадочной серии известны и в центральной части байкалид — в Средне-Витимской горной стране, где они выделяются под названием падринской серии. Рассматриваемые эффузивно-осадочные толщи, судя по целому ряду признаков (красный цвет порфиров и песчаников, косая слоистость, плохая сортировка обломочного материала, невыдержанность разреза, присутствие агломератовых туфов и пр.), образовались в континентальных и отчасти прибрежноморских условиях. Породы акитканской серии собраны в сравнительно пологие крупные складки и, как правило, слабо метаморфизованы. Только в зонах контактового воздействия более молодых гранитов или же в зонах смятия они претерпевают заметные изменения, выражающиеся в перекристаллизации и в появлении хлорита, оттрелита, эпидота, биотита, граната и других минералов. Положение акитканской серии в общем разрезе докембрия определяется совершенно четко: она лежит несогласно, с базальными конгломератами в основании, на сильно метаморфизованных породах муйской серии нижнего протерозоя (северо-западное побережье Байкала); с другой стороны, на поверхности размыва различных горизонтов акитканской серии залегают кварцито-песчаники и конгломераты байкальской серии верхнего протерозоя (хребты Байкальский и Акиткан). Параллелизация акитканской серии с тепторгинекой серией основывается на их одинаковом стратиграфическом положении по отношению к образованиям нижнего и верхнего протерозоя. Кроме того, в районе, где эти серии расположены близко друг от друга (низовья р. Большой Чуй), в кварцитах тепторгинской серии находятся горизонты лиловых туфов и туфопесчаников, полностью тождественных таким же породам в составе акитканской серии. Затем литологический состав пород нижней толщи акитканской серии во многом напоминает состав нижней части тепторгипской серии (серые и лиловые кварцито-песчаники с косой слоистостью, оттрелитовые сланцы и др.); наконец, в последней среди сланцев встречаются метаморфизованные порфириты. В конце среднего протерозоя обе серии были дислоцированы и прорваны интрузиями гранитоидов. В Приленской зоне (Патомское нагорье) плутонические породы представлены крупнозернистыми биотитовыми или двуслюдяными гранитами, часто сильно окварцованными и обогащенными турмалином (кевактинский комплекс). В Прибайкальской зоне (Северо-Байкалыском нагорье и Прибайкалье) развиты пранитоиды так называемого ирельского комплекса, генетически тесно связанные с порфирами акитканской серии. Ранняя (синорогенная) фаза этого комплекса характеризуется гнейсовидными протокластическими гранитамн или же монцонитами, а поздняя (посторогенная) — гранофмровыми гранит-порфирами, сиенит-порфирами и гранодиоритами. ВЕРХНИЙ ПРОТЕРОЗОЙ В результате тектонических движений, происходивших в конце среднепротерозойского этапа, возник широкий горный пояс (Байкало-Витимское поднятие), разделивший геосинклинальную область, с одной сто роны, на Байкало-Патомский краевой прогиб и примыкавший к нему Бодайбииский внутренний прогиб, а с другой стороны — на Верхневитимский внутренний пояс, наследующий некоторые черты раннего — нижнепротерозойского — внутреннего пояса (рис. 2). Рис. 2. Схема расположения главных структурных элементов байкалид в начале верхнего протерозоя. I — платформы; 2 — Байкало-Патомский краевой прогиб; 3 — Бодайбинский внутренний прогиб; 4 — внутри-геосинклинальные поднятия; 5 — межгорные впадины; 6 — Верхневитимский внутренний пояс; 7 — Урипская побочная ветвь. В пределах Верхневитимского внутреннего пояса в позднем протерозое накапливались мощные (свыше 13000 м) осадочные или эффузивно-осадочные толщи, нормальные разрезы которых в разных зонах хотя и отличаются известным своеобразием, но все же имеют между собой много общего. В грубых чертах для всех них характерна следующая последовательность: в основании разреза залегают псефитовые и псаммитовые породы, нередко туфогенные и заключающие покровы лав, в средней части преобладают карбонатные (известняковые и доломитовые) или карбонатно-сланцевые отложения, часто с остатками водорослей (онколи™ и строматолиты); венчается разрез вновь терригенными породами, но более тонкого гранулометрического состава, чем внизу. Эффузивные породы в составе верхнепротерозойских отложений имеют заметно подчиненное значение, причем их количество убывает к верху разреза. Излияния лав происходили в подводных условиях, но, в отличие от экструзивов нижнего протерозоя, типичные спилиты и диабазы в них сравнительно редки; более обычны альбитизированные кварцевые порфиры, кварцевые кератофиры, фельзиты и особенно их пирокластические продукты. К карбонатно-сланцевым толщам в некоторых районах приурочены марганцевоносные сланцы или обогащенные органическим веществом черные известняки и филлиты (“углистые сланцы”). В широких ореолах, окаймляющих крупные интрузии гранитов, породы верхнего протерозоя внутреннего пояса бывают превращены в различного рода роговики, мраморы, ципполины, кристаллические сланцы и даже гнейсы. Вне зоны воздействия гранитов они изменены лишь в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма. В различных структурно-фациальных зонах Верхневитимского внутреннего пояса рассматриваемые отложения выделяются под разными названиями (катерская, уакитская, икатская и другие серии). Стратиграфия их разработана довольно детально, а выделяемые подразделения хорошо коррелируются между собой. Возрастное положение всех этих серий определяется их трансгрессивным налеганием на метаморфические толщи и граниты нижнего протерозоя и тем, что они несогласно перекрываются слабо измененными осадочными отложениями с фауной нижнего кембрия (в Северо-Муйском, Баргузинском и других хребтах). Соотношения их с образованиями среднего протерозоя не выяснены, так как последние .в пределах Верхневитимского пояса достоверно не установлены. Так называемые котороконские кварциты, развитые в бассейне р. Витимкана, которые, возможно, к ним относятся, присутствуют в гальке верхнепротерозойских конгломератов. В Приленской зоне Байкало-Патомского краевого прогиба и в соседней северной части Бодайбинского внутреннего прогиба (Жуинская зона) в позднем протерозое происходило накопление осадочных толщ патомской серии. В этой серии, стратиграфия которой разработана с большой детальностью, выделяется 11 свит, группируемых в три подсерии. Нижняя, баллаганахская, подсерия, мощностью до 4000 м, имеет типично молассовый облик. Она сложена полимиктовыми и аркозовыми песчаниками, гравелитами и конгломератами с прослоями сланцев или филлитов. Вблизи больших внутренних поднятий в баллаганахской подсерии значительное участие принимают конгломераты, часто крупногалечные или валунные, слагающие здесь среди песчаников мощные пачки, прослои и линзы. В обломочном материале конгломератов, особенно базальных, присутствуют метаморфические породы чуйской толщи и тепторгинской серии, а также характерные граниты нижнего и среднего протерозоя. Иногда на поверхности размыва древних гранитов залегают грубые аркозы с очечь плохо скатанными или угловатыми обломками, очень похожие по внешнему виду на подстилающие породы (“метареголиты”). Для средней, кадаликанской, подсерии характерно чередование мощных толщ или пачек карбонатных и обломочных пород. Среди известняков, особенно внизу разреза, часто встречаются темноокрашенные песчанистые разности, иногда с косой слоистостью бассейнового типа. Для некоторых свит очень характерны оолитовые и водорослевые (онколитовые и строматолитовые) известняки, а также сингенетические известняковые конгломераты или обломочные известняки, залегающие в виде линзовидных прослоев. В верхней части кадаликанской подсерии наряду с известняками присутствуют и доломиты. Очень мощные (до 2000 м) толщи в составе кадаликанской подсерии сложены темными, почти черными, (“углистыми”) филлитами и глинистыми сланцами или полимиктовыми и олигомиктовыми песчаниками. В одной из свит, залегающей в нижней части подсерии, среди песчаников местами появляются крупногалечные конгломераты с филлитовым цементом, которые иногда рассматриваются как ледниковые образования (тиллиты). Общая мощность кадаликанской подсерии в Приленской зоне Байкало-Патомского краевого прогиба достигает 7500 м, но в Жуинской зоне Бодайбинского внутреннего прогиба она не превышает 3000 м. Верхняя, бодайбинская, подсерия развита только в Жуинской зоне. Слагающие ее терригенные породы — разнообразные песчаники и сланцы, часто богатые органическим веществом (графитом и шунгитом), залегают согласно на нижележащих отложениях; их мощность достигает 4000 м. Приведенная выше краткая характеристика верхнепротерозойских отложений патомской серии дана в самом общем виде. Следует отметить, что отложения в пределах краевого и внутреннего прогибов отличаются не только мощностью, но и несколько иным фациальным составом, а также степенью метаморфизма. В приплатформепных частях краевого прогиба породы патомской серии изменены очень слабо, но; по мере приближения к центру складчатой зоны метаморфизм их заметно увеличивается: появляются мраморизованные известняки, филлиты, а также сланцы и песчаники с новообразованиями биотита и даже граната. В Бодайбинском внутреннем прогибе, где развиты крупные интрузии верхнепротерозойских гранитов, метаморфизм еще более сильный. В широких контактовых ореолах гранитов породы этой серии преобразованы в мраморы, роговики и различные кристаллические сланцы (мамская толща sensu stricto). Породы патомской серии накапливались в условиях сравнительно мелководного, но интенсивно погружающегося морского бассейна; при этом опускание, вероятно, почти компенсировалось осадконакоплением. Общая последовательность отложения главнейших типов осадков была примерно такой же, что и в Верхневитимском внутреннем геосинклинальном поясе (трехчленный седиментационный цикл). Однако строение нормального разреза и состав многих пород в них заметно различаются. Кроме того, в патомской серии совершенно отсутствуют вулканогенные образования. Анализ состава пластического материала и пространственного распределения мощностей отдельных овит приводит к заключению, что накопление терригенных пород в Приленской зоне краевого прогиба происходило за счет разрушения внутренних поднятий, располагавшихся вблизи границы с Жуинской зоной. После отложения осадков кадаликанской подсерии седиментация в краевом прогибе, по-видимому, прекратилась. В Жуинской зоне внутреннего прогиба направление транспортировки обломочных частиц было в основном с севера, также, со стороны внутренних поднятий, но во время накопления терригенных толщ бодайбинской подсерии, когда прогибание бассейна стало более интенсивным, возникли новые источники питания, расположенные на юге и сложенные эффузивами муйской серии нижнего протерозоя. Как уже указывалось, патомская серия залегает несогласно на супракрустальных и плутонических породах нижнего и среднего протерозоя. Верхняя возрастная граница определяется тем, что на окраине Патомского нагорья серия перекрывается с параллельным или угловым несогласием кварцевыми глауконитовыми песчаниками и конгломератами жербинской свиты, которые следует относить уже к нижнему кембрию, так как выше их залегают отложения с остатками фауны алданского яруса. Интересно отметить, что в бассейне pp. Жуй и Большого Патома глаукопитавые песчашики залегают без углового несогласия повсеместно на верхней (ченчинской) свите кадаликанской подсерии, сложенной известняками, что послужило причиной разногласий в определении границы протерозоя и кембрия для Патомского нагорья. Однако на обоих флангах нагорья — в районе оз. Ничатки, а также в низовьях р. Витима и по p. Малой Чуе — жербинская свита лежит уже с угловым несогласием на разных толщах протерозоя и даже на архейских гнейсах. Кроме того, по всей северной окраине нагорья из нормального разреза патомской серии выпадает мощная бодайбинская подсерия. Ее отсутствие, повидимому, объясняется не столько предкембрийским размывом, сколько крупной паузой (макродиастемой) в осадконакоплении, обусловленной компенсацией краевого прогиба осадками и прекращением дальнейшего погружения бассейна. Во всяком случае появление в нормальном разрезе вслед за монотонными известняками ченчинской свиты глауконитовых песчаников, гравелитов и конгломератов жербинской свиты уже само по себе свидетельствует о резком изменении условий осадконакопления и наличии перерыва между толщами. В Прибайкальской зоне краевого прогиба верхнепротерозойские отложения представлены так называемой байкальской серией. В ее строении также замечается трехчленный ритм: внизу серии залегают кварцитовидные песчаники, иногда с горизонтами доломитов; в средней части — темные известняки, часто водорослевые и оолитовые, переслаивающиеся со сланцами и алевролитами; вверху — алевролиты и сланцы. Несмотря на это, байкальская серия должна быть сопоставлена не со всей патомской серией, а только с тремя ее свитами, относящимися к кадаликанской подсерии. Грубые молассовые отложения, столь типичные для нижней части патомской серии, в ее составе отсутствуют. В этой связи важно отметить, что в районе сопряжения отложений обеих зон краевого прогиба (в бассейне р. Большой Чуй) в низах кадаликанской подсерии появляются мелкогалечные конгломераты, залегающие с размывом на баллаганахской подсерии, которая местами бывает полностью редуцирована. Мощность байкальской серии изменяется от 1000 до 3500 м. Байкальская серия несогласно, с маломощными базальными конгломератами в основании, ложится на эффузивы акитканской серии среднего протерозоя и также несогласно перекрывается ушаковской свитой нижнего кембрия. Наконец, следует кратко охарактеризовать верхнепротерозойские отложения Мамско-Витимской зоны, расположенной в южной части Бодайбинского внутреннего прогиба. Эти отложения, выделяемые под названием делюн-уранской серии, подстилаются метаморфизованными конгломератами и туфоконгломератами, залегающими с угловым, а местами и параллельным несогласием на различных породах муйской серии нижнего протерозоя. На конгломератах лежит мощная (до 2700 м) толща метаморфизованных песчаников, различных сланцев, филлитов и кварцитов с покровами измененных основных эффузивов (или зеленых ортосланцев) и единичными горизонтами кристаллических известняков. Венчается разрез толщей кристаллических известняков с горизонтами черных сланцев и филлитов, а также с подчиненными прослоями зеленокаменных эффузивных пород, видимой мощностью свыше 2500 м. По направлению к северу, или иначе, к Жуинской зоне, количество прослоев эффузивов в известняках уменьшается вплоть до их полного исчезновения и карбонатная толща переходит в кадаликанскую подсерию патомской серии. Таким образом, подстилающие ее отложения следует сопоставлять с баллаганахской подсерией. В пользу этого свидетельствует не только одинаковое их стратиграфическое положение, но значительное сходство в литологическом составе. Присутствие в составе делюн-уранской серии эффузивных пород стоит в связи с ее более внутренним положением в геосинклинальной области, вблизи зоны глубинных разломов, отличавшейся интенсивным вулканизмом еще в нижнем протерозое. В этом проявляется известная унаследованность развития верхнепротерозойских структурно-фациальных зон от древнего тектонического плана геосинклинальной системы. Окончание протерозойской эры ознаменовалось очень крупными тектоническими движениями и сопряженными с ними интрузиями габброидов и гранитов. С наибольшей силой они проявились во внутренних частях геосинклинальной области, в результате чего кембрийские осадки отложились с сильным угловым 'несогласием на глубоко денудированном докембрийском основании. На окраинах геосинклинали, особенно в Приленской зоне краевого прогиба, верхнепротерозойский тектогенез не привел к сильному складкообразованию, но выразился в перерыве осадконакопления. Плутонические процессы в конце позднего протерозоя были очень интенсивны. В пределах Верхневитимского внутреннего пояса вначале были интрудированы небольшие штоки или пластовые залежи габброидов икатского комплекса, затем дайки альбитизированных гранит-порфиров катерското комплекса и наконец крупнейшие плутонические тела гранитоидов баргузинского комплекса. Последние сложены преимущественно массивными или гнейсовидными, часто порфировидными биотитовыми гранитами и гранодиоритами. Такая же последовательность внедрения интрузий отмечается и для Байкало-Витимского поднятия и Бодайбинского прогиба. Различие состоит в том, что в них верхнепротерозойские гранитоиды разделяются на два комплекса: синорогенный мамско-оронский, представленный гнейсовидными гранитами и слюдоносными гранит-пегматитами, и позднеорогенный тельмамский комплекс, сложенный главным образом амфиболо-биотитовыми, обычно порфировидными гранитами, сопровождаемыми дайками лампрофиров. В Байкало-Патомском краевом прогибе интрузивные породы верхнего протерозоя представлены только дайками габбро-диабазов. После тектонических движений в конце позднего протерозоя геосинклинальная область претерпела значительную инверсию, но общий ее структурный план существенно не изменился. В начале нижнего кембрия Байкало-Патомский краевой прогиб увеличился в размерах за счет вовлечения в зону прогибания сопредельных районов Сибирской платформы, возникшей в результате объединения древних платформенных сооружений. В этом широком, но неглубоком прогибе (Ангаро-Ленский передовой прогиб) откладывались мелководные морские осадки платформенного типа. Сильно разрослось Байкало-Витимское поднятие, где в глубоких межгорных депрессиях, приуроченных к зонам древних глубинных разломов, происходило накопление мощных (до 5000 м) терригенных толщ. Во внутренних частях байкалид в это время образовались терригенные, нередко красноцветные толщи, с подчиненными горизонтами карбонатных пород. Эффузивная деятельность была широко проявлена лишь на самом юге региона, в пределах Витимского плоскогорья и Западного Забайкалья. Примерно во второй половине нижнего кембрия (ленский век) в результате денудации поднятия и заполнения прогибов осадками произошла нивелировка рельефа. Одновременно с этим на фоне общего погружения внутренних регионов байкалид началась морская трансгрессия, оставившая после себя мощные (свыше 2500 м) толщи карбонатных осадков нижнего и среднего кембрия. Окончательное замыкание геосинклинали произошло после крупной тектонической фазы на границе среднего и верхнего кембрия. Возникла горная страна, продукты разрушения которой сносились в передовой прогиб, где в верхнем кембрии накапливались красноцветные и лапунные отложения, залегающие с размывом, а местами и с угловым несогласием на карбонатных толщах нижнего кембрия. Тектонические структуры кембрия повторяют в плане очертания протерозойской складчатой дуги. Вдоль северной окраины Патомского нагорья кембрийские и верхнепротерозойские отложения смяты совместно в очень крупные складки. Во внутренних частях байкалид и в формировании тектонических структур кембрия выдающаяся роль принадлежит разрывам (надвигам и сбросам), которым подчинены складчатые формы дислокации. С тектоническими движениями были сопряжены сравнительно большие интрузии гранитоидов и сиенитов, а с завершением их — малые интрузии щелочных пород. После раннекалсдонской фазы тектогенеза складчатая область испытывала устойчивое поднятие и была ареной интенсивной денудации. Таким образом, в самом начале раннего палеозоя была завершена геосинклинальная стадия развития протерозойского подвижного пояса. В заключение следует отметить, что в результате изучения протерозойских байкалид можно с уверенностью говорить о существовании принципиального сходства в развитии докембрийских (послеархейских) и более молодых геосипклипальных систем.