Тургайский прогиб соединяет Западно-Сибирскую мегасинеклизу с Сырдарьинской синеклизой Тур'дн-ской плиты и отделяет Урал от Централтного Казахстана. Наложен Тургайский прогиб в основном на край Центрально-Казахстанского массива с его протерозойским фундаментом и средне- и верхнепалеозойским чехлом. В основании прогиба, как и в Западно-Сибирской мегасинеклизе, находятся рифтовые грабены, выполненные триасовыми и юрскими континентальными обломочными осадками, частично угленосными, в низах с участием вулканитов. Пострифтовый комплекс, полого перекрывающий эти рифты, представлен меловыми и палеогеновыми карбонатно-терригенны-ми отложениями, частично континентальными, частично морскими. На юго-западе Тургайский прогиб смыкается с Сырдарьинской, а на юго-востоке с Чу-Сары-суйской синеклизами восточной части Туранской плиты.
Сырдарьинская синеклиза на западе ограничена Кулундинским разломом, проходящим вдоль западного побережья Аральского моря, на юго-востоке Бухарским разломом, на северо-востоке поднятием хр. Большого Каратау, а на юго-востоке, углубляясь, переходите Ферганскую впадину новейшего орогена Тянь-Шаня. Фундамент синеклизы имеет заведомо докемб-рийский, очевидно раннедокембрийский возраст и залегает на глубине 3-4 км. Самый верхний структурный этаж чехла, залегающий практически горизонтально, образован маломощными морскими отложениями верхнего мела и палеогена и континентальным неогеном. Под ним несогласно залегает пологоскладчатый комплекс терригенного верхнего палеозоя, карбонатного нижнего карбона-верхнего девона и красноцвет-ной молассы верхнего-среднего девона, а ниже, вплоть до кровли фундамента - более интенсивно дислоцированный нижний палеозой и венд, погружающиеся со стороны хр. Большого Каратау.
Чу-Сарысуиская синеклиза наложена на каледонский массив запада Центрального Казахстана и отделена от Тургайского прогиба и Сырдарьинской впадины поднятиями Улытау и Каратау, причем первое на нее надвинуто. Как единая депрессия она вырисовывается по верхнемеловым и кайнозойским континентальным отложениям, а по верхнему палеозою состоит из двух самостоятельных впадин - северной Джезказганской и южной Чуйской. Выполнены эти впадины карбонатной формацией верхнего девона - нижнего карбона и молассовой верхнего палеозоя. В верхах нижней перми присутствуют эвапориты, с которыми связано образование так называемых Сарысуйских куполов, а красноцветы среднего-верхнего карбона содержат богатые залежи медных руд.
Рубрика ‘Северная и Восточная Азия’ Category
Этот прогиб представляет как бы северо-восточное ответвление Западно-Сибирской мегасинеклизы и в его основании находится рифт восточно-северо-восточного простирания, одновозрастный Уренгой-Колтогор-скому и образующий с ним тройное сочленение. Основной период развития прогиба начался в юре, а его дотриасовая история остается не вполне расшифрованной. Несомненно, что прогиб и породивший его рифт заложились в пределах Сибирского кратона и что на его территорию распространялся тот же палеозойский платформенный чехол, поскольку он подстилает и весь Южный Таймыр. Предполагается вместе с тем, что в зоне мезозойского прогиба существовал и рифейский рифт, а рифтингу конца перми - раннего триаса предшествовало сводовое поднятие.
В современной структуре Енисей-Хатангский прогиб протягивается на расстояние около 1100 км от низовьев Енисея к эстуарию Хатанги при ширине от 230 до 650 км. На западе он сливается с Западно-Сибирским бассейном, а на востоке отделяется седловиной от другого периферического прогиба Сибирского кратона - Лено-Анабарского. Енисей-Хатангский прогиб отделяет Таймырскую складчато-покровную систему от северного склона Сибирского кратона. Граница с Таймырской системой на западе определяется трансгрессивным залеганием позднемезозойского чехла, но на востоке выражена разломом, по которому межно предполагать некоторое надвигание Таймырского сооружения, в строении которого здесь участвуют и юрские отложения, на прогиб.
Глубина Енисей-Хатангского прогиба достигает 14-15 км, из которых 10-12 км приходится на мезозой, но погружения продолжались непрерывно до середины олигоцена. Отложения имеют, как и в Западной Сибири, песчано-глинистый состав, в начале юры и начале мела они континентальные, в середине юры и мела лагунно-континентальные, в поздней юре, позднем мелу и палеогене чисто морские, преимущественно глинистые.
Склоны прогиба представляют м оноклинали - более пологую со стороны Таймыра (кроме крайнего востока), более крутую со стороны Сибирского кратона. Центральная часть прогиба характеризуется развитием инверсионных линейных мегавалов, кулисообраз-но подставляющих друг друга и образующих цепочку, пересекающую прогиб по диагонали от южного борта на западе до северного на востоке. Мегавалы нанизаны на крупный разлом с надвиганием северного крыла на южное, и их южные крылья круче северных. Основной период развития мегавалов - конец юры - начало мела, совпадает с завершающими деформациями юго-восточного Таймыра, и их происхождение несомненно связано со сжатием со стороны последнего.
Западно-Сибирская мегасинеклиза-самая крупная на Земле впадина молодой платформы, занимающая площадь более 3,5 млн км2 и вмещающая 6 млн км-1 осадков мезозоя и кайнозоя. Одновременно она является одним из богатейших нефтеносных и богатейшим газоносным бассейном мира. Западный борт мегасинек-лизы частично перекрывает восточные зоны Уральской системы, на юге под ее чехол погружаются структуры Центрального Казахстана и Алтае-Саянской области, на востоке - Енисейского кряжа, а севернее -северо-западной части Сибирского кратона и Таймырской складчато-покровной системы. На севере бассейн открывается в Южно-Карскую впадину.
Фундамент мегасинеклизы является весьма гетерогенным и включает разновозрастные и разнотипные структурные элементы . Если не считать погребенный северо-западный выступ Сибирского кратона, то наиболее древними элементами фундамента мегасинеклизы являются северное погружение Кокче-тавского массива, лежащий на его северном продолжении полностью погребенный Уват-Хантымансийский массив, вероятные северные продолжения осевых зон Восточно-Уральского и Зауральского поднятий, Касский массив - предполагаемое западное ограничение системы Енисейского кряжа, и Барнаульский массив на юге; последние два выделены исключительно по геофизическим данным. С юга под чехол синеклизы продолжаются салаириды Кузнецкого Алатау и юго-западного склона Восточного Саяна и каледониды востока Центрального Казахстана. Стержневое положение в структуре фундамента занимает северное продолжение позднегерцинской Иртыш-Зайсанской системы, вдоль которой, точнее, ее Чарского шва, произошло окончательное закрытие северной части Палеоазиатского океана (в пределах современной суши). В.Н.Пучков предполагает, что эта сутура достигает южного побережья Карского моря и здесь сочленяется с сутурой, отделявшей Урал от Центрального Казахстана, однако в Южно-Карской впадине мог сохраниться реликтовый бассейн с океанской корой. А С.В.Аплоиов высказал предположение, что позднепа-леозойская коллизия ие привела к полному замыканию океана и в пределах современной суши также могли сохраниться впадины с океанской корой, впоследствии заполненные осадками палеозоя. Основанием для их выделения являются большая глубина залегания кровли консолидированного фундамента и его повышенная плотность, могущая свидетельствовать об отсутствии «гранитного» слоя.
К концу перми закончилась кратонизация фундамента, а на рубеже перми и триаса начался новый этап
развития территории -этап широкомасштабного континентального рифтогенеза. В результате возникла сложная сеть рифтов общего меридионального простирания , в которой центральное положение занимает Уренгойско-Колтогорский рифт, протянувшийся на 1500 км от Омска до Карского моря и достигающий на севере ширины 80 км. В основании поли-рифтовой системы мощность коры менее 36 км, а в ее подошве на ширину до 750 км верхняя мантия заметно резуплотнена на глубину до 70 км. В консолидированной коре на севере в полосе шириной в 400 км выделяется три блока с повышенными скоростями сейсмических волн и магнитной восприимчивостью. Признается, что эта кора близка по характеру к океанской (В.С.Сурков и др.). В свое время интерпретация магнитного поля дала основание С.В.Аплонову высказать гипотезу о том, что на севере Западной Сибири в конце перми - начале триаса рифтинг перешел в спрединг и создал здесь «Обский океан». Хотя наименование этой структуры, в лучшем случае красноморского типа, океаном и было некоторым преувеличением, представляется очевидным, что континентальный рифтинг на севере Западной Сибири в эту эпоху перерос в спрединг, пусть ограниченный и, возможно, рассеянный.
Рифтовые грабены в раннем и начале среднего триаса заполнялись базальтами и подчиненно обломочными осадками, а в конце среднего и позднем триасе осадконакоплеиие стало чисто терригенным, на севере - с морскими прослоями, и вышло за пределы грабенов, положив начало формированию осадочного бассейна. Юрские отложения, также терригенные, распространены еще шире, причем ареал их распространения постепенно расширялся вверх по разрезу и снова на севере континентальные условия, способствовавшие угленакоплению, сменялись морскими. В конце средней юры морская трансгрессия охватила весь бассейн, тектоническое погружение обогнало темп поступления с суши обломочного материала, бассейн стал относительно глубоководным и в нем вплоть до раннего
берриаса происходило накопление маломощных глинистых осадков, резко обогащенных органическим веществом. Эта баженовская свита и ее аналоги рассматриваются как основной генератор нефти в бассейне.
В неокоме тектоническая активность в обрамлении бассейна возросла, началась регрессия и его заполнение преимущественно обломочными осадками, хотя в центральной части еще сохранялись глубоководные условия. Апт-сеноманские отложения имеют песчано-глинистый состав, а туронские являются преимущественно глинистыми, отвечая началу самой крупной трансгрессии в истории бассейна. Сенон сложен кремнистыми глинами и опоками, а с датского века - палеоцена начинается регрессия, которая в эоцене временно сменяется трансгрессией, снова с накоплением кремнистых глин. В олигоцене море окончательно покидает мегасинеклизу и она превращается в неогене в озерно-аллювиальную равнину. Но при этом ее северная часть, ранее наиболее интенсивно погружавшаяся, испытывает инверсию - здесь возникает широтное Надым-Пурское поднятие, где непосредственно под четвертичным покровом залегают верхний мел и нижний палеоген.
В структурном отношении Западно-Сибирская ме-гасинеклиза представляет весьма плоскую депрессию , хотя глубина погружения ее фундамента на севере, в Лмало-Тазовском регионе, и достигает 7-8 км. Бортовые части мегасинеклизы представляют очень пологие и широкие моноклинали, а в ее центральной части выделяют также чрезвычайно пологие своды и мегавалы, разделенные, соответственно, впадинами и прогибами; амплитуда этих структур 50-100 м. В их пределах различают валы и купола, амплитуда которых обычно не превышает 100 м, а в их рамках-множество (>1000) локальных поднятий с амплитудой в десятки метров. Все эти структуры, особенно мелкие, имеют разнообразную ориентировку, но наиболее крупные преимущественно северо-западную, меридиональную и северо-восточную в соответствии с господствующим простиранием структур обрамления и фундамента.
Значительные площади в пределах Урало-Охотского позднепротерозойско-палеозойского складчато-покровного пояса в мезозое после этапа постколлизионного рифтинга (тафрогенеза) были перекрыты осадочным чехлом и превратились в осадочные бассейны. Наиболее крупным из них является Западно-Сибирский бассейн (плита, мегасинеклиза). Его северо-восточным ответвлением служит Енисей-Хатанге кий прогиб, наложенный не на Урало-Охотский пояс, а на северную периферию Сибирского кратона. Но его генетическая связь с Западно-Сибирским бассейном побуждает рассмотреть этот прогиб в данном разделе. Южным продолжением Западно-Сибирского бассейна является Тургайский прогиб, наложенный на восточные зоны Уральской системы и на западный склон Казахстано-Киргизского микроконтинента. На юге Тургайский прогиб открывается в Сырдарьинскую синеклизу Туранской молодой платформы, восточная часть которой подстилается складчатыми структурами Урало-Охотского пояса. В крайней восточной части этого пояса имеются меньшего размера впадины, сложенные мезозойско-кайнозойским чехлом. Самая крупная из них - впадина (синеклиза) Сунляо в Дунбэе; к северу от нее, на территории России расположена Зее-Буреинская впадина, а западнее, частично на китайской, частично на монгольской территории -впадина Хамцал-Хайлар.
Этот пояс, которому отвечает хребет Большой Хинган в западном Дунбэе, простирается почти на 1000 км в северо-северо-восточном направлении, при ширине до 250 км. Сложенный юрскими и меловыми вулканитами, он несогласно наложен на простирающиеся в северо-восточном направлении палеозойские
образования Гоби-Хинганской и Внутренне-Монголь-ско-Дунбэйской систем. В строении пояса участвуют три сформированных в континентальных условиях комплекса: 1) нижне- и среднеюрский вулканогенно-осадочный, слабоугленосный, молассоидный, с преимущественно андезитовыми вулканитами (до 2 км); 2) верхнеюрско-нижнемеловая вулканогенная толща андезитового состава в нижней части и более кислого в верхней и с комагматичными мелкими телами гранитоидов (до 4,5 км); 3) позднемеловые базальты, залегающие весьма полого и несогласно на более древних образованиях пояса, сложенных в крупные, разбитые сбросами складки. Вулканиты Большого Хингана в целом принадлежат известково-щелочной серии, что позволяет связывать образование данного вулканического пояса с пблогой субдукцией со стороны океанского бассейна, распространявшегося в юре и раннем мелу на территорию современного Сихотэ-Алиня, хотя расстояние до этой зоны субдукции составляет -1000 км.
Эта система зарождается на крайнем юго-востоке Монголии в виде Солонкерской зоны и простирается, расширяясь к востоку, в пределы Внутренней Монголии и Дунбэя, продолжаясь на территорию России в виде Зее-Селемджинской зоны, сочленяющейся с восточным окончанием Тукурингра-Джагдинскои зоны и на крайний север Кореи в виде зоны Туманган. В промежутке система ограничивается Буреинским и Ханкай-ским массивами - микроконтинентами, между которыми с востока вклинивается Наданьхада-Алинский апофиз Сихотэ-Алинской системы. На юге рассматриваемая система отделяется от Китайско-Корейского кратона узкой полосой Ондур-Сумских каледрнид.
Основным отличием Внутренне-Монгольско-Дун-бэйской системы от Гоби-Хинганской является сохранение морских условий осадконакопления до конца перми. Этот бассейн подстилался океанской корой, судя по присутствию офиолитов вероятного раннекарбоно-вого возраста. Разрез верхнего палеозоя начиная с визе-намюра представлен терригенно-кремнисто-вулкано-генной формацией с присутствием известняков и гру-бообломочных пород, содержание и грубость которых возрастают вверх по разрезу. Эти отложения прорваны послепермскими интрузиями гранитоидов и грано-сиенитов.
Структура системы весьма сложная, с развитием надвигов и шарьяжей, в Солонкерской зоне северо-вер-гентных, т.е. перемещавшихся в направлении Южно-Гобийского и Уланульского микроконтинентов.
Зее-Сел емджинекая зона хотя и может рассматриваться как северное окончание системы, но явно лежит вне ее осевой полосы и носит характер, переходный между последней и Буреинским докембрийским массивом. В ее основании присутствует салаирский складчатый комплекс, на котором залегает мощная флишо-идно-терригенная и вулканогенная формация ордовика-силура. Вместе с подстилающими образованиями она была интенсивно деформирована перед девоном, пронизана плутонами гранитоидов и с резким несогласием перекрыта вулканогенной пестроцветной мо-лассой девона.
Южнее, на китайской территории периферическое положение занимает Гиринская (Янбинъская) зона, в пределах которой на салаирском или докембрий-ском фундаменте залегает мощная (до 10 км) толща средне- и верхнепалеозойских мелководно-прибрежных отложений, прорванная позднегерцинскими гранитоидами.
Данная система является прямым восточным продолжением Южно-Монгольского сегмента Зайсан-Го-бийской системы, но в отличие от субширотной Южно-Монгольской она простирается в северо-восточном
направлении и с этим простиранием пересекает Восточную Монголию и западный Дунбэй, выходя на российскую территорию уже с северо-северо-восточньш простиранием под названием Норско-Сухэтинской зоны. Последняя отделяет Гонжинский докембрийский массив от аналогичного Мамынского и в конце концов сочленяется с Тукурингра-Джагдинским звеном Монголо-Охотской системы. Северо-западным ограничением системы служат Центрально-Монгольский и Керулен-Аргунский микроконтиненты, а юго-восточным - офиолитовый шов, по обе стороны которого на отдельных участках выступают небольшие блоки до-кембрийской континентальной коры, одним из которых и является Мамынский (Северо-Хинганский на китайской территории). Подобно внешним зонам Южно-Монгольской системы, внешняя зона Гоби-Хинганской системы, прилегающая к Керулен-Аргун-скому массиву, подстилается салаирским складчатым основанием, перекрытым шельфовыми отложениями среднего ордовика - нижнего карбона. Этот субстрат выступает и вдоль юго-восточного ограничения системы в Монголии, возможно, в аллохтонном залегании.
В центральной зоне Гоби-Хинганской системы не известно отложений древнее силурийских, и она, очевидно, возникла на океанской коре, реликтом которой являются силурийско-раннекарбоновые офиолиты. Здесь же известны того же возраста островодужные вулканиты, принадлежавшие, как и в Южно-Монгольской системе, двум вулканическим дугам - энсиаличес-кой северо-западной и энсиматической юго-восточной, и мощная терригенно-кремнисто-вулканогеиная тол-. ща того же силурийско-раннекарбонового возраста. Вулканиты в этой толще - спилит-диабазовые в силуре, андезитовые выше. Все эти образования несогласно перекрыты континентальной и вулканогенной верхнепалеозойской и триасовой молассой.
Структура Гоби-Хинганской системы весьма напряженная, с развитием надвигов и даже тектонических покровов. Довольно широко распространены плутоны позднепалеозойских гранитоидов вплоть до послепермских щелочных гранитов и нефелиновых сиенитов.
Эта система зарождается на западе в Центральной Монголии в виде Хангай-Хэнтэйского прогиба и отсюда продолжается в северо-восточном направлении в Забайкалье и далее в Приамурье, достигая в конце концов Сахалинского залива Охотского моря. Протяженность системы составляет ~2000 км, а ширина достигает 300 км, но местами заметно уменьшается (см. ниже). На юге ограничением системы служит полоса древних континентальных блоков - Керулен-Аргун-ский, Гонжинский, Мамынский и Буреинский микроконтиненты .
Монголо-Забайкальский сегмент.Хаягай-Х )нт )й-Даурский прогиб заполнен исключительно мощной (10-11 км) толщен турбидитов нижнего девона - нижнего карбона; в Даурии этот разрез продолжается до перми включительно. В низах этой толщи присутствуют яшмы и средние-кислые вулканиты, а в верхах - конгломераты. Прогиб этот замыкается на западе и наложен на Центрально-Монгольский микроконтинент, но врядли можно сомневаться в том, что его заложению должна была предшествовать серьезная деструкция континентальной коры, которая, по некоторым данным, дошла до стадии полного ее разрыва и спрединга. Возникший при этрм глубоководный бассейн можно рассматривать как задуговой по отношению к девонскому краевому вулкано-плутоническому поясу северной окраины Южно-Монгольского океана, несмотря на то, что их отделяет довольно значительное расстояние, к тому же с полосой выходов докембрийского фундамента южной части Центрально-Монгольского микроконтинента.
В конце палеозоя данная зона была охвачена гер-цинской складчатостью и внедрением плутонов грани-тоидов. Это было связано с коллизией Центрально-Монгольского микроконтинента с Малхано-Яблоно-вым, к тому времени превратившимся в южную окраину Сибири, точнее, с его юго-западной частью. Внутренняя структура зоны достаточно напряженная - линейная складчатость, кливаж, надвиги (рис.5-29).
Агипско-Борщевочпая (Борзинская) зона, отделенная Ононским тектоническим покрововм от Даурской , занимает центральное место в Восточно-Забайкальском сегменте Монголо-Охотской системы. Здесь кроме рифейских (позднерифейских) офио-литов установлены девонско-каменноугольные. Активное развитие зоны продолжалось накоплением флишево-олистостромовой толщи верхней перми -нижнего триаса, образованием островодужных вулканитов и терригенной толщи с толеитами задуго-вого прогиба в позднем триасе - ранней юре. Завершилось это развитие внедрением гранитов в средней юре.
Агинско-Борщевочная зона по разлому граничит с Аргунским микроконтинентом, лежащим, как уже отмечалось, в одной полосе с Центрально-Монгольским. Фундамент массива образуют гнейсы, кристаллические сланцы, железистые кварциты и мраморы, для которых известны раннепротерозойские радиометрические датировки, но возможно и присутствие архея в виде диафторированных гранулитов. На раннем докембрии несогласно залегает зеленосланцевый, первично вулканогенно-терригенный рифей (верхний). Собственно чехол микроконтинента начинается мелководными отложениями венда и кембрия, залегающими резко несогласно надокембрийском фундаменте. Выше в составе чехла присутствуют также шельфовые,терриген-ные или карбонатные отложения силура, девона и карбона, причем в основании каждой из этих систем наблюдаются несогласия, а их отложения заметно деформированы, особенно на юго-западе. Они с новым несогласием перекрываются позднепалеозойской, в основном пермской молассой и прорваны каледонскими и герцинскими гранитоидами. С Пермью местами согласно залегает морской нижний триас, а верхний триас и нижняя-средняя юра выполняют впадины, ограниченные разломами, и сложены континентальными обломочными породами и средними, кислыми и щелочными вулканитами; известны здесь и раннекимме-рийские гранитоиды.
Аргунский массив нередко объединяли со смежным с востока Керулен-Гонжинским, но между ними выявлен офиолитовый (офиолиты, видимо, позднерифей-ские) шов. В составе этого массива также различают два комплеккса -вулканогенно-терригенно-карбонат-ный, метаморфизованный в амфиболитовой фации, и вулканогенно-терригенный, метаморфизованный в зе-леносланцевой фации.
Северо-восточный выступ Аргунского массива упирается в Главный Монголо-Охотский разлом - северное ограничение всей системы, и тем самым она естественно расчленяется на два сегмента - только что охарактеризованный Монголо-Забайкальский, в пределах которого океанский бассейн замкнулся в монгольско-западно-забайкальской части в начале перми, а в восточно-забайкальской - в средней юре, и Амуро-Охотский, где это произошло еще позднее.
Обращает на себя внимание то обстоятельство, что не только Аргунский массив, но и находящиеся западнее зоны Забайкальского сегмента Монголо-Охотской системы и разделяющие их разломы ориентированы косо по отношению к Главному разлому и им срезаются. Это может свидетельствовать, с одной стороны, о поддвиге этого сегмента подБайкало-Витимский коллаж и, с другой стороны, о сдвиговом, очевидно пра-восдвиговом характере смещений вдоль Главного разлома, т.е., иначе говоря, о проявлении транспрессии, как следствия косой коллизии Керулен-Аргунского и Малхано-Яблонового континентов с их хинтерланда-ми. По геофизическим данным, в процессе этой коллизии образования Забайкальского сегмента Монголо-Охотского пояса были шарьированы на Керулен-Ар-гунский микроконтинент с амплитудой в 150-200 км.
После завершения в средней-поздней юре коллизии, сопровождавшейся гранитоидным плутонизмом, и в дальнем тылу зоны субдукции со стороны океанского бассейна, сохранившегося на востоке, в Западном Забайкалье в зоне Главного Монголо-Охотского и Джида-Витимского разломов, а также в промежутке
между ними возник целый пояс рифтогенных впадин, заполненных континентальными обломочными, вверху угленосными отложениями верхней юры и в основном нижнего мела. Эта полирифтовая система по своей морфологии и, очевидно, происхождению весьма напоминает область Большого Бассейна в Северо-Аме-риканских Кордильерах. Слагающие ее впадины так же представляют односторонние конседиментационно развивавшиеся грабены шириной в первые десятки километров, разделенные поперечными перемычками или разломами, но образующие цепочки, протягивающиеся на сотни километров. Развитие грабенов сопровождалось излияниями трахибазальтов. В промежутке между полосами впадин вследствие тех же условий растяжения кристаллический фундамент Малхано-Яб-лоновой зоны испытал ремобилизацию, приведшую к образованию гранито-гнейсовых куполов - аналогов метаморфических ядер Кордильер (Е.В.Склярови др.).
Амуро-Охотскийсегмент. После пережима против выступов Аргунского и Гонжинского древних массивов Монголо-Охотская система продолжается в восточном направлении, сначала в виде узкой (от 30-35 км на западе до 7 км на востоке) полосы, совпадающей с широтными хребтами Тукурингра и Джагды, а затем сильно расширяется, уходя на северо-востоке в Амурский залив Охотского моря и примыкая на юго-западе к северному окончанию Сихотэ-Алинской системы Тихоокеанского пояса.
Эта дуга вдоль своего западного фланга, проходящего на юге вдоль северо-западного Прибайкалья, а также в своей вершине полого и многократно надвинута на основную, Ангарскую часть Сибирского кра-тона, а вдоль восточного фланга на Алданский щит, от которого она отделена Жуинским разломом, представляющим, очевидно, кроме того, правый сдвиг. Сдвиговая (левосторонняя) компонента должна присутствовать и в зоне разломов западного фланга дуги, ибо иначе трудно объяснить ее внедрение с юго-юго-
запада в тело древнего Сибирского континента . Отходящий от вершины дуги в северо-северо-во-сточном направлении Уринский авлакоген свидетельствует о расколе Сибирского кратона на Ангарский и Алданский мегаблоки, произошедшем,вероятно, в конце среднего - начале позднего рифея, с которым, по-видимому, и было связано образование сфенохазма, в который позднее был вписан Байкало-Патомский ороклин. Не вполне ясна ситуация с юго-восточным ограничением рассматриваемой дуги. Здесь она граничит со Становым поясом - южной частью Алдано-Станового щита, очевидно, вдоль южного продолжения Жуинского разлома. Таковым может быть Джел-тулакский разлом юго-юго-восточного простирания, но к западу от него располагается Малхано-Ябло-новый блок раннедокембрийского кристаллического фундамента, который обычно рассматривается как прямое продолжение Становика. Однако принятие этого допущения представляло бы трудно преодолимое препятствие для мобилистского истолкования формирования Байкало-Патомской дуги, если только не допустить, что Становой пояс вместе с его Малхано-Яб-лоновым продолжением сомкнулся с Алданским щитом лишь в среднем палеозое, а не в конце раннего протерозоя, как следует из того факта, что шов между ними залечен габбро-анортозитовыми плутонами последнего возраста.
Вершина дуги заполнена карбонатно-терригенны-ми отложениями верхнего (и верхов среднего?) рифея, принадлежавшими, очевидно, внешнему шельфу Сибирского континента, заполняющими Северо-Пато-мский прогиб и имеющими мощность до 4 км. В низах они прослоены тиллитами. Прогиб ограничен с юга узкими поднятиями, в которых на поверхность выступает сложно дислоцированный, глубоко метаморфи-зованный и прорванный гранитами нижнепротерозойский комплекс. Эти поднятия, должно быть, отвечают внешней кромке шельфа. Далее к югу расположен довольно широкий Бодайбинский ежклинорий, в котором мощность рифея возрастает до 10-12 км, в нем появляются более глубоководные отложения, а на юге и вулканиты. Это, следует думать, уже отложения континентального склона и подножья. На западе синклинорий суживается и переходит в Олокитский прогиб, где ри-фей интенсивно дислоцирован, метаморфизован в зе-леносланцевой фации и прорван гранитоидами пред-вендского возраста. Южнее этих структур протягивается Байкало- Шуйский офиолитовый пояс; слагающие его офиолиты отвечают ложу позднерифейского океанского бассейна. С офиолитами ассоциирует остро-водужный вулканический комплекс.
Центральное положение в Байкало-Патомской дуге занимает Баргузинский микроконтинент, лежащий в одной полосе с Хамардабанским, но, возможно, отделенный от него с запада соединительным звеном между Джидинской и Байкало-Муйской офиолитовыми зонами. Строение Баргузинского микроконтинента, особенно его фундамента, изучено слабо в связи с тем, что в него внедрен огромный средмепалеозойский Бар-гузино-(Ангаро)-Витимский батолит, занимающий основную площадь поверхности микроконтинента. Его фундамент является заведомо докембрийским, судя по залеганию в наложенных рифтогенных прогибах мощных (до 9-10 км) грубообломочных отложений венда, перекрываемых шельфовой карбонатной формацией нижнего-среднего кембрия. Южнее, однако, последняя оказывается заметно дислоцированной и к ней присоединяется ордовикско-силурийский, а возможно, и девонский флиш. Но не исключено, что эти образования надвинуты с юга, из смежной зоны.
На юге Баргузинский микроконтинент граничит по разлому с Еравнинской (Удино-Витимскои) зоной, уже не повторяющей изгиб Байкало-Муйской дуги, а простирающейся в восточно-северо-восточном направлении на видимом продолжении Джидинской зоны. Слагается эта зона не только кембрийскими, но и ордо-викско-силурийскими островодужными вулканитами. Раннепалеозойская вулканическая дуга, вероятно, была энсиматической, поскольку она находилась на продолжении Джидинской.
Южным ограничением Еравнинской зоны и наиболее южным элементом всего Байкало-Витимского коллажа является Малхано-Яблоиовый микроконтинент (Хилокская зона, см. ниже). Его раннедокембрийский кристаллический фундамент прорван раннепалеозой-скими гранитоидами и перекрыт венд-кембрийскими вулканитами. В позднем палеозое-триасе на него оказался наложенным Селенгино-Витимский вулкано-плу-тонический пояс - продукт субдукции литосферы Монголо-Охотского океанского бассейна, с образованием которого Малхано-Яблоновый микроконтинент граничит по Главному Монголо-Охотскому разлому.
Под этим названием имеется в виду наиболее восточная часть Урало-Охотского пояса и Палеоазиатского океана, к востоку от 104° в.д. На востоке она граничит с Западно-Тихоокеанским подвижным поясом, либо непосредственно сочленяясь с ним у берегов Охотского и Японского морей, либо отделяясь древними континентальными блоками - Цзямусы-Буреинским и Ханкайским, вытянутыми в меридиональном направлении. Урало-Охотский пояс в целом здесь расширяется в восточном направлении таким образом, что его северные структурные зоны простираются в северовосточном направлении, а южные - в широтном. На востоке южные структуры приобретают северо-восточное простирание. Северная граница пояса к востоку от оз. Байкал образует выступ к северу; он занят Байка-ло-Патомской дугой, вдающейся между Иркутским амфитеатром и Алдано-Становым щитом. Основание этого выступа совпадает с Главным Монголо-Охотским разломом, который далее к востоку следует вдоль южного ограничения Алдано-Станового щита. В пределах пояса вдоль него протягивается Монголо-Охотская складчатая система, завершившая свое активное развитие на западе в основном в конце палеозоя, а на востоке лишь в середине мезозоя. С юга эта система, зарождаясь в Центральной Монголии, ограничивается блоками - микроконтинентами с докембрийким кристаллическим фундаментом. Простирающийся к юго-востоку от этой полосы микроконтинентов пояс гер-цинской складчатости может быть подразделен на две системы - раннегерцинскую с основными деформациями в раннем карбоне - это продолжение Южно-Монгольской системы, и позднегерцинекую - продолжение Внутренне-Монгольской системы. Их разделяет офио-литовая сутура, вдоль которой выступают отдельные блоки докембрийской континентальной коры - очевидно, гомологи Южно-Гобийского микроконтинента. Продолжение этих систем, постепенно приобретающих северо-северо-восточное простирание, пересекает Амур, и здесь они сочленяются с Монголо-Охотской системой, а на востоке ограничиваются Цзямусы-Буреинским микроконтинеитом. В общем рассматриваемая область охватывает территорию, принадлежащую трем государствам - России (Забайкалье, Приамурье), Монголии (восточной) и Китаю (Дунбэй).