Енисейско-Саянская складчато-покровная область

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

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

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

В строении Ангаро-Канского блока участвуют метаморфизованные в гранулитовой и амфиболитовой фациях вулканогенно-терригенные комплексы. Наиболее широко распорстранены пироксеновые гнейсы, гранулиты, амфиболиты, биотитовые сланцы, присутвуют также прослои кварцитов и мраморов. Возраст метаморфизма оценивается интервалом 1.9-1.8 млрд.лет. На востоке глыбы размещен крупный автохтонный гранитоидный Таракский массив, образующий с метаморфитами Ангаро-Канского выступа единую структуру подчеркнутую постепенными переходами от гранитов к гранулитам через зону мигматизированных гнейсов. Cтановления таракских гранитоидов произошло на рубеже 1.78 млрд.лет назад. Восточную окраину Ангара-Канского блока перекрывают рифейские терригенно-карбонатные отложения Ангаро-Канского прогиба. По существу эти образования идентичны комплексам выполняющим Присаянский прогиб и территориально надстаривают его в северном направлении.

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

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

Восточно-Ангарский блок интерпретируется как выступ основания Сибирского кратона, перекрытый неопротерозойскими терригенно-карбонатными толщами пассивной окраины. Западно- и Центрально-Ангарский блоки, вероятно, до столкновения с Сибирским континентом составляли единый микроконтинент (миогеоклинальный террейн). В пределах этой территории на дневной поверхности обнажаются породы тейской серии, метаморфизованные в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. Они представлены андалузит-силлиманит-ставролитовыми, кианит-силлиманитовыми и биотит-силлиманитовыми гнейсами, а также кварц-мусковитовыми сланцами, кварицитами и мраморами. Их перекрывают отложения сухопитской серии, метаморфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций и представленные преимущественно ритмично переслаивающимися метапесчаниками, метаалевролитами, кварц-хлорит-серицитовыми сланцами. Последние сменяются вверх по разрезу толщей слабометаморфизованных преимущественно карбонатных пород тунгусикской серии. Восточным ограничением Центрально-Ангарского террейна является зона Ишимбинского надвига. В пределах этой полосы выведен на поверхность базит-ультрабазитовый комплекс Панимбинского офиолитового пояса. Наряду с гипербазитами и габброидами в “разрезе” офиолитового комплекса присутствуют пластины толеитовых базальтов с типичной подушечной отдельностью, аркозовые и кварцевые песчаники, комплекс параллельных даек. В некоторых районах различные члены офиолитовой ассоциации перемежаются с туфами и базальтами, предположительно островодужного генезиса. Возраст офиолитов оценивается интервалом 1050-900 млн.лет. Наличие панимбинских офиолитов дает основание рассматривать Центрально-Ангарский блок Енисейского кряжа в качестве самостоятельного террейна миогеоклинального типа, до неопротерозоя непринадлежащий Сибирскому кратону. Время столкновения Центрально-Ангарского террейна маркируется коллизионными гранитоидами тейского, татарско-аяхтинского комплексов и постколлизионными гранитами глушихинского комплекса, формирование которых происходило в интервале 850-720 млн.лет.

Все описанные образования включая неопротерозойские субдукционные комплексы Исаковского террейна несогласно перекрыты позднерифейско-вендской молассой и терригенно-карбонатными флишоидными сериями, сопоставимымы по строению с отложениями Присаянского и Ангаро-Канского прогибов. Соотвественно, к этому времени была сформирована основная структура рассматриваемого региона. Указанные поздненнеопротерозойские и раннепалеозойские осадочные комплексы выполняет ряд наложенных прогибов: Вороговский, Большепитский на западе, Тейская впадина, Ангаро-Питский прогиб на востоке. Комплексы выполнения этих впадин можно рассматривать как образваония плафторменного этапа развития структуры Енисейского кряжа.