Олигоцен-четвертичные впадины и прогибы

Среди отложений, слагающих описываемые впадины, преобладает континентальные терригенные, разнообразные по гранулометрическому составу и происхождению (лимнические, аллювиальные, склонового ряда и др.) отложения. В разрезе ряда впадин присутствуют также вулканогенные породы основного состава (щелочные базальты).

Зарождение впадин произошло в конце эоцена. В олигоцене-миоцене возникла система рифтогенных впадин, которые заполнялись в этот период в основном тонкообломочными терригенными отложениями аквального ряда. В позднем неогене-квартере в условиях активизации тектонических движений наряду с тонкообломочными формируются и грубообломочные отложения различного происхождения. Наиболее активно вулканические процессы в пределах пояса проявились в неогене. Для описываемой зоны и в четвертичное время характерна высокая тектоническая активность и сейсмичность.

Юго-восточная часть Байкальской и Забайкало-Охотская области в новейшее время развивалась в области господства геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза.

Разрывные нарушения новейшего времени наследуют древние разломы. Амплитуды перемещений по разрывам изменяется от сотен метров до 1-1,5 км. Возникшие в результате проявления тектонических движений горные хребты (Яблоновый, Черского, Малханский, Борщовочный, Нерчинский и др.) и разделяющие их межгорные впадины в значительной степени наследуют элементы разрывно-складчатой структуры донеогенового основания описываемой территории. Поэтому ориентировка горных возвышений и разрывно-складчатых структур в общих чертах совпадает.

Среди четвертичных отложений описываемой области большую роль играют обломочные породы, принадлежащие к склоновому (коллювиальные, делювиальные и др.) и аквальному (аллювиальные, озерные и др.) генетическим рядам. В отличие от описанной ранее Байкало-Хубсугульской зоны внутриконтинентального рифтогенеза в области проявления эпиплатформенного орогенного режима вулканические проявления новейшего времени неизвестны.

Гранитоиды позднего протерозоя (по новым данным – позднего карбона-перми) известны в пределах Баргузино-Витимского кристаллического массива и Байкало-Патомской зоны (пассивная континентальная окраина Сибирского кратона в рифее).

Гранитоиды, принадлежащие раннему палеозою, наиболее широко развиты в контурах Баргузино-Витимского, Байкало-Витимского, Малхано-Яблонового и Аргунского палеомикроконтинентов и западной краевой зоне Алдано-Станового щита. Гранитоиды (граниты, граносиениты, гранодиориты и др.) образуют крупные и гигантские по размерам интрузивные тела (батолиты, штоки и др.). Формирование этой возрастной группы гранитоидов, фиксирует период столкновения (коллизии) пассивной окраины Сибирского кратона с Баргузино-Витимским, а того, в свою очередь, – с Малхано-Яблоновым палеомикроконтинентом. Вероятно, часть интрузий (наиболее ранние из них) сформировались в геодинамической обстановке активных континентальных окраин андского типа, проявление которой предшествовало собственно коллизионным событиям.

Ареал интрузий девона-среднего карбона образует пояс северо-восточного простирания шириной 400-700 км и протяженностью более 1500 км, ограниченный на юго-востоке Газимурским прогибом, Ингода-Ононской и Даурской зонами. Пояс охватывает все другие, кроме названных, структурно-тектонические зоны описываемой территории, а также западную часть Алдано-Станового щита (Чаро-Олекминская зона).

Пояс имеет зональное строение: вкрест его простирания происходит закономерное изменение состава слагающих интрузии гранитоидов. Юго-западная полоса представлена зоной развития гранитоидов ультраметаморфического генезиса. Далее на северо-запад она сменяется зоной гранитоидов гранит-граносиенитовой формации. Крайней северо-западной является зона развития малых интрузий, сложенных породами ультращелочного состава, которая частично пространственно совпадает с областью проявления пород габбро-монцонит-сиенитовой формации. Последние образуют выпуклую на север полосу шириной до 200 км, следующую от восточного побережья оз. Байкал до западной периферии Алдано-Станового щита. В этом же направлении у однотипных пород (при фиксированном содержании в них SiO₂) происходит постепенное увеличение содержаний K₂O и общей железистости.

Интрузии позднекаменноугольного-пермского (пермского) возраста образуют пояс шириной 200-300 км, также имеющий северо-восточное простирание.

Гранитоиды этого возрастного уровня развиты южнее Баргузино-Витимского палеомикроконтинента в Западно- и Восточно-Забайкальской зонах и краевой (юго-западной) части Алдано-Станового щита.

По составу среди гранитоидов преобладают калиевые разности (биотитовые, биотит-роговообманковые граниты и гранодиориты), развиты также лейкограниты, кварцевые диориты и диориты.

Северо-западнее этого пояса интрузий, пространственно совпадая с Малхано-Яблоновым палеомикроконтинентом, наблюдается того же простирания прогибы, сложенные пестрыми по составу субщелочными вулканитами (базальты, трахибазальты), перемещающимися с континентальными терригенными отложениями молассового типа. Возраст этой терригенно-вулканогенной толщи пермский – триасовый. Мощность отложений до 3-4 км.

Формирование интрузий девона – среднего карбона по представлениям И.И.Абрамовича и И.Г.Клушина происходило в контурах надсубдукционной зоны (падавшей на СЗ) активной окраины андийского типа закрывавшегося в это время Хангай-Хентейского палеокеана (северный сегмент Палеотетиса). Гранитоиды позднего карбона-перми относятся к коллизионным. Они образовались в зоне так называемого Хангай-Хэнтэйского гранитоидного ядра, обрамленного с северо-запада и юго-востока вулканическими (надсубдукционными?) поясами.

Ареал развития предположительно коллизионных гранитов поздней юры приурочен в основном к Восточно-Забайкальской зоне (южнее Малхано-Яблонового палеомикроконтинента) и южной части (Становой блок) Алдано-Станового щита.

Как отмечалось ранее, в пределах Алдано-Станового щита граниты этого возрастного уровня входят в состав вулкано-плутонического пояса, являющегося элементом окраинно-континентального ансамбля – активной континентальной окраины юры-раннего мела (?) Сибирского кратона.

Юрские гранитоиды описываемой области представлены, в основном биотитовыми гранитами, лейкогранитами и аляскитами, а также гранодиоритами, гранитами и кварцевыми диоритами.

Полезные ископаемые Байкальской и Забайкальской областей связаны с рядом разновозрастных геологических комплексов.

Вулканогенно-осадочные образования нижнего протерозоя в пределах северной части Байкальской области вмещают группу стратиформных колчеданно-полиметалических месторождений (в том числе, крупнейшее – Холоднинское).

В ультрамафитах среднего рифея, образующих Байкало-Витимский офиолитовый пояс, локализовано Молодежное месторождение богатых высокосортных руд хризотил-асбеста, уникальное по качеству и крупное по размеру. С ультраосновными породами западной части Джидинского пояса, датируемого вендом-ранним кембрием, связана группа месторождений ювелирного нефрита (Хангарульское, Хохюртовское и др.)

Мусковитоносные пегматиты Мамской провинции также, как и редкометальные месторождения этого района, генетически связаны с гранитными интрузиями позднего протерозоя.

Металлогеническая специализация разновозрастных гранитоидных комплексов весьма разнообразна.

Наиболее широкий спектр металлических (Pb, Zn, Sn, Ag, Au, W, Mо) и неметаллических (камнесамоцветные сырье: турмалин, топаз, берилл и др.) связан с гранитоидными комплексами юрского возраста. Отдельные, обычно мелкие месторождения Мо, W и Sn сформировались в связи с гранитами среднего-позднего палеозоя.

Нефелиновые сиениты, слагающие интрузии (Сыннырская и др.) позднедевонского возраста и локализованные в Байкальской области, являются алюминиевыми рудами ( сырьем для производства глинозема).

Месторождения каменных и бурых углей пространственно связаны с озерными отложениями мелового возраста выполняющими многочисленные грабенообразные прогибы и впадины в южной части описываемого региона.

Россыпные месторождения золота Бодайбинского района приурочены к аллювиальным отложениям четвертичного возраста. Вопрос о коренном источнике золота сконцентрированного в россыпях остается открытым.

История геологического развития Байкало- Забайкальской части Урало-Азиатского подвижного пояса может быть реконструирована следующим образом.

Байкальский этап (рифей-венд) – формирование и функционирование ряда океанических (на океанической коре) рифтогенно- спрединговых баасейнов (Байкало-Витимский, Селенгино-Верхневитимский, Приаргунский и др.), ограниченных континентальными блоками (Сибирский континент, Витимский, Малхано-Яблоновый, Аргунский, Ханкайско-Буреинский палеомикроконтиненты). Южная окраина Сибирского континента и палеомикроконтиненты развивались в обстановке пассивных континентальных окраин (формирование осадочных отложений повышенной и большой мощности разной фациальной принадлежности).

В конце этапа (венд-ранний палеозой) в океанических бассейнах происходит формирование островодужных систем энсиматического и, позднее, на перифирии континентальных блоков, – энсиалического типа. Завершается этап коллизией Сибирского кратона с Баргузино-Витимским, а последнего – с Малхано-Яблоновым палеомикроконтинентом. Итог коллизии – формирование структурных зон (островодужно-офиолитовых поясов) (Байкало-Витимский и др.) и проявление масштабного гранитообразования, концентрирующегося, в основном, в контурах палеомикроконтинентов.

Каледонско-герцинский этап (ранний-поздний палеозой) ознаменован функционированием в области, заключенной между Малхано-Яблоновым (окраина сибирского континента с этого времени) и Аргунским ПМК океанического спредингового бассейн6а (серии бассейнов), простиравшегося далее на восток в субширотном направлении и локализованного в области между Алдано-Становым щитом Сибирского кратона и Ханкайско-Буреинским ПМК и далее на северо-восток.

В этот период (вплоть до раннего мезозоя) формируются офиолитовые, островодужные энсиматические комплексы, осадочные толщи пассивных континентальных окраин. В середине – конце палеозоя (девон-пермь) на южной континентальной окраине Сибирского континента (юго-западная часть Алдано-Станового щита, Малханский, Баргузино-Витимский массивы, Байкало-Патомская зона), Аргунском ПМК, Ханкайско-Буреинском ПМК формируются вулканно-плутонические пояса окраинно-континентального, а в конце этапа – и коллизионного типа.

Вероятно, к концу палеозоя – начале мезозоя Забайкальско-Охотский палеоокеан представлял из себя серию узких остаточных бассейнов на переходной и, частью, океанической коре. В целом же описываемая часть УАПП представляла из себя континентальную область.

Мезозойский этап развития описываемой области ознаменовался регенерацией в позднем триасе – средней юре рифтогенно-спрединговых бассейнов и формированием новых - на переходной и континентальной коре (Газимурский).

В позднеюрскую – раннемеловую эпоху происходит «захлопывание» океанического бассейна, функционировавшего в начале мезозойского этапа между Сибирским континентом, с одной стороны, и Аргунским-Ханкайско-Буреинским ПМК – с другой.

С этим периодом связано формирование в этой области вулкано-плутонического (юрский эффузивный и интрузивный магматизм окраинно-континентального (коллизионного?) пояса, вероятным продолжением которого на северо-восток является Кони-Мургальская дуга (зона). Позже (в раннем мелу) в западной части описываемой области формируется пояс грабенообразных прогибов и впадин, выполненных озерными угленосными отложениями. Геодинамическая их принадлежность спорна. Не исключено что формирование их связано с зоной тыловодужного рифтогенеза (элемента активной континентальной окраины, функционировавшей в конце раннего – начале позднего мела в северо-западной части ТПП) в пределах юго-восточной позднемезозойской окраины Сибирского континента.

Кайнозойский этап развития восточной части УАПП характеризуется проявлением в этой области в конце мелового периода – палеогене платформенных условий, зафиксированных в сохранившихся от более поздней денудации кор выветривания. Это время характеризуется господством на описываемой территории платформенных условий.

В конце палеогена – начале неогена восточная часть УАПП вступает в эпоху господства геодинамических режимов внутриконтинентального эпиплатформенного орогенеза и, в Байкало-Хубсугульской зоне – внутриконтинентального эпиплатформенного рифтогенеза.

Геоморфологическим результатом этого является формирование систем протяженных горных хребтов и разделяющих их межгорных впадин, плоскогорий и нагорий. Среди процессов седиментогенеза в областях проявления названных геодинамических обстановок преобладают склоновые, аквальные, в меньшей степени – гляциальные отложения.

Восточнее (в Приохотской части пояса) серия пластин как бы раскрывается к северо-востоку, образуя широкий веер, и погружается под воды Охотского моря.

Геологические комплексы нижнего палеозоя - перми отделены от вышележащих позднетриасовых отложений региональным несогласием. Они представлены интенсивно деформированными вулканогенно-терригенно-карбонатными (преобладают в восточной части сегмента) и умеренно деформированными терригенно-карбонатными (преобладают в западной части сегмента) отложениями.

Геодинамическая принадлежность геологических комплексов и формаций этого возрастного интервала разнообразна. Среди них известны офиолиты раннепалеозойского возраста (зона Тукуринского разлома, отдельные клиппы на теле Буреинского массива и др.). Вероятно, что в описываемом сегменте присутствуют, также как и в западном, и более молодые – мезозойские – офиолиты.

Широко развиты здесь разнообразные по составу осадочные комплексы (карбонатные, карбонатно-терригенные, терригенно-кремнистые и др.) большой мощности (до 5 – 10 км), сформированные в геодинамических обстановках пассивных континентальных окраин (см. выше).

Отметим, что в южном обрамлении Восточного сегмента (в пределах Буреинского палеомикроконтинента позднего палеозоя - раннего мезозоя) широким развитием пользуются интрузии гранитоидов раннего и позднего палеозоя. При этом в краевой части Алдано-Станового щита гранитоиды этого возраста не проявлены. Эти факты свидетельствуют о мощных фазах складчатости и гранитогенеза, проявленных в начале и конце палеозоя в области пограничной между Алдано-Становым щитом и Ханкайско-Буреинским палеомикроконтинентом (ХБП). В геодинамическом отношении для этого периода может быть реконструирована обстановка активной континентальной окарины, проявлявшаяся в северной краевой части ХБП при падении зоны субдукции в южном направлении. Гранитоиды раннего и позднего палеозоя широко развиты и в восточной краевой части ХБП, что свидетельствует о том, что она в эти периоды также развивалась в окраинно-континентальном режиме.

Триасовые - среднеюрские отложения представлены в основном морскими терригенными фациями и, в восточной части (Торомский, Амгинский синклинории), – вулканогенно-кремнисто-терригенными (песчано-глинистыми, глинисто-граувакковыми (с подчиненными пластами основных эффузивов) толщами большой (до 5 -10 км) мощности.

Верхнеюрские - раннемеловые морские толщи характеризуются терригенным составом и большой мощностью.

Альбские отложения (Торомский прогиб) представлены континентальными обломочными молассами мощностью до 1 км.

В раннем-позднем мелу в восточной части ХПБ широко проявился наземный вулканизм и гранитогенез. С этой эпохой связано формирование мощных субгоризонтально залегающих покровов, сложенных, в основном, кислыми и средними лавами, туфами, игнимбритами и прорывающими их интрузиями гранитоидов.

Анализ приведенного материала позволяет реконструировать геодинамические события конца юры – начала мела и конца раннего-позднего мела следующим образом.

В конце юры - начале мела восточный сегмент УАПП входил в состав окраинно-континентального пояса и представлял собой аккреционную призму, пододвигаемую под Алдано-Становой щит (и надвигаемую в южном направлении на ХБП). Другими элементами этого геодинамического ансамбля являлись (с юга на север):

- преддуговый бассейн (Торомский синклинорий);

- Зейско-Удская вулканическая дуга (одноименный прогиб), по простиранию «замещающаяся» поясом интрузий гранитов в пределах Станового мегаблока Алдано-Станового щита;

- зона тыловодужного рифтогенеза (Чульманская, Токкинская юрские впадины в зоне Станового разлома и пояс интрузий щелочных гранитов и сиенитов).

В конце раннего - начале позднего мела восточный сегмент УАПП и ХБП оказались в составе вулкано-плутонического пояса – элемента активной континентальной окраины северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса (ТПП), протягивающейся от современной Чукотки вдоль северного побережья Охотского моря в междуречье Амура и Зеи и далее на юго-запад, имея своим продолжением вулканический пояс Большого Хингана. Это область широкого проявления континентального эффузивного и интрузивного магматизма кислого-среднего состава.

Интересно, что описанные выше юрско-меловые грабенообразные впадины и прогибы западной части Забайкалья хорошо «вписываются» в геодинамический ансамбль активных континентальных окраин как Алдано-Станового щита (J₃-К₁), так и северо- западной части ТПП (К₁-К₂), занимая в них положение зоны тыловодужных рифтов.

Ханкайско-Буреинский массив
Ханкайско-Буреинский (Буреинско-Дунбейский, Бурея-Цзямуси-Ханкайский) массив [террейн, палеомикроконтинент] (ХБПМ), в своей северо-восточной части фиксирует область смыкания (сопряжения) Урало-Азиатского (УАПП) и Тихоокеанского (ТПП) подвижных поясов.

В отношении природы этого континентального блока сложились различные представления.

Е.Е. Милановский выделяет ХБПМ как самостоятельную (метаплатформенную) область, которая отгораживает УАПП от ТПП.

А.М. Смирнов полагает, что ХБПМ – это часть Китайско-Корейской платформы, отсеченная от нее в результате пеработки процессами тектоно-магматической активизации (деструкции) в рифее.

В.Е.Хаин рассматривает ХБПМ как срединный массив каледонской или более ранней консолидации.

Некоторые геологи (Ю.А.Косыгин и др.) включает в состав ХБПМ также и Аргунский выступ (массив).

Спорной является положение северо-восточной границы массива. Её проводят по границе Буреинского раннекаледонского массива с Буреинско-Хинганским палеозойским антиклинорием (Е.Е. Милановский) или по восточному флангу последнего (С.А. Салун).

В строении ХБПМ могут быть выделены следующие структурно-тектонические этажи: 1) нижнедокембрийский, 2) верхнедокембрийский, 3) палеозойский, 4) мезозойский и 5) кайнозойский. Каждый из этажей характеризуется индивидуальными особенностями вещественного состава, степенью деформированности и условиями формирования.

Нижнедокембрийский (архей – нижний пртерозой) фундамент Ханкайского блока сложен биотитовыми, биотит-амфиболовыми, гранат-кордиерит-силлиманитовыми парагнейсами, кварцитами, биотитовыми, графитовыми сланцами и мраморами с ортоамфиболитами. Общая мощность отложений, слагающих этот этаж, превышает 10 км. Время проявления гранитизации названных отложений датируется 1,5-1,65 млрд. лет.

В Буреинском блоке отложения описываемого этажа представлены первично осадочными, участками зонально-метаморфизованными (с формированием гранито-гнейсовых куполов) слюдистыми, силлиманитовыми гранатсодержащими сланцами, филлитами, карбонатными породами, кварцитами и алевролитами. Общая мощность отложений 2-3 км.

В этот структурно-тектонический этаж условно включаются и офиолиты Буреинского и Ханкайского блоков, слагающие пластины и клиппы (Депский массив и др.).

Названные породы образуют складчатые структуры северо-восточного простирания.

В пределах Ханкайского блока разрез рифея - верхнего кембрия имеет следующий вид:

- терригенно-карбонатные (серицитовые, серицит-хлоритовые, графит-серицитовые, серицит-гематитовые сланцы, железистые кварциты, песчаники, алевролиты, мраморизованные известняки, доломиты) и, реже, вулканогенные (основные эффузивы и туфы, ассоциирующие с телами ультрамафитов) образования общей мощностью 5-7 км (рифей-венд);

- карбонатно-терригенная толща (известняки, доломиты, глинистые сланцы, железистые кварциты, песчаники, гравелиты) мощностью 2-6 км (нижний кембрий);

- вулканогенно-терригенная толща молассовго типа (конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты, андезиты, риолиты) мощностью до 2-4 км (верхний кембрий);

Отложения верхнедокембрийского - нижнепалеозойского этажа, вероятно, формировались в геодинамической обстановке пассивных континентальных окраин (основная часть осадочного разреза), рифтогенно-спрединговых хребтов (офиолиты) и активных континентальных окраин.

Отложения верхнедокембрийского этажа смяты в складки субширотного и северо-западного простирания.

В ордовике (?) в краевых частях Буреинского и Ханкайского континентальных блоков фиксируется мощная фаза складчатости и гранитоидного интрузивного магматизма. Так в Ханкайском блоке оотмечено внедрение нескольких генераций интрузий диоритов, гранодиоритов и гранитов, в Буреинском – наблюдается последовательное внедрение интрузий кварцевых диоритов, плагиогранитов, гранитов и, наконец, гранодиоритов.

Вероятно, в ордовикское время в пределах периферии ХБПМ господствовал геодинамический режим активной континентальной окраины, а сама она представляла собой вулкано-плутонический пояс.

На Буреинском массиве отложения силура-перми представлены мощными терригенными и карбонатными толщами, трансгрессивно залегающими на размытой поверхности отложений нижнего докембрия и ордовикских гранитов.

На Ханкайском массиве силурийско-раннендевонские (?) песчано-глинистые и кремнистые отложения (с подчиненными им туфами и лавами основного и кислого состава) мощностью 3-4 км слагают узкий Западно-Приморский (Гродековский) прогиб (складчатую зону). Выше на размытой их поверхности залегают нижне-, верхнепермские прибрежно-морские и лагунные терригенные (конгломераты, песчаники, алевролиты) и вулканогенные (андезиты, риолиты) образования.

Отложения, объединенные в палеозойский этаж, смяты в сильно сжатые линейные складки (нижняя часть разреза) и образуют полого складчатые структуры (верхняя часть разреза).

С концом палеозойской эры связана новая мощная фаза интрузивного и эффузивного (Ханкайский блок) магматизма. Интрузивы представлены гранитами, плагиогранитами и адамеллитами.

Можно полагать, что и в конце палеозоя ХБПМ также, как и в ордовике представлял из себя активную континентальную окраину расположенного восточнее палеоокеана.

На складчатом протерозойско-палеозойском фундаменте залегают отложения, объединяемые в мезозойский и кайнозойский этажи.