Проявления позднекарбонового и раннепермского этапов формирования покровно-складчатых структур в южном обрамлении Сибирской платформы (Восточные Саяны, Южная Сибирь)

Геологическое строение Тункинских гольцов Восточного Саяна характеризуется сложной покровно-складчатой структурой, преимущественно палеозойскими терригенными и карбонатными породами и их метаморфизованными аналогами [1–3]. Общепризнано, что складчато-покровная структура Восточного Саяна, в том числе его юго-восточной части, выделяемой в Тункинский тер-рейн [3] или Ильчирскую зону [4], сформировалась в ордовике в результате коллизии Тувино-Монголь-ского микроконтинента с Сибирским континентом. В работе [5] отмечается, что ордовикско-сред-непалеозойские деформации на огромной территории Центральной Азии от Ольхонской зоны Прибайкалья до Северного Казахстана проявились в результате закрытия океанического бассейна и последующей коллизии Казахстанско-Байкальского составного континента (включающего Тувино-Монгольский микроконтинент) с Сибирским континентом. В ордовике вдоль юго-восточного обрамления Сибирского кратона была сформирована Ольхонская покровно-чешуйчатая зона, а также проявился метаморфизм на большой территории Восточного Саяна, связанный, вероятно, с покровообразованием. В позднем ордовике– силуре сдвигово-надвиговые структуры, магматизм и метаморфизм проявились на Сангилене и в Туве. Деформации продолжались и позже – в позднеде-вонско-раннекарбоновое время на Горном Алтае была сформирована правосторонняя Чарышско-Теректинская зона разломов, в позднем карбоне Ку-райский и Кузнецко-Телецко-Башкаусский левосторонние сдвиги.

В позднем карбоне–перми произошла коллизия Восточно-Европейского, Казахстанско-Байкаль-ского и Сибирского континентов [5, 6]. В Восточном Казахстане, в полосе шириной более 400 км, произошли левосторонние перемещения вдоль Чар-ской офиолитовой зоны, Иртышской и СевероВосточной зон смятий. Возраст деформаций закономерно омолаживается к востоку в сторону внутренней части Сибирского континента, причем амплитуда движений по сдвигам уменьшается в этом же направлении от нескольких тысяч до сотен километров.

Для позднего палеозоя в Тункинских гольцах и в сопредельных регионах отмечен ряд геологических событий позднекарбонового и раннеперм-ского возраста. Так, в центральной части Тункинского хребта (бассейн р. Богдо-Хонголдой) по гранат-ставролит-двуслюдяным сланцам получена рубидий-стронциевая изохрона в 312 ± 20 млн. лет [7]. Согласно геологическим данным, изогра-ды метаморфизма секут стратиграфические границы и ордовикские тектонические зоны, разделяющие тектонические пластины различного состава. Гранитоиды араошейского комплекса, залегающие в осевой части Тункинского хребта и прорывающие ордовикскую складчато-покровную структуру района, имеют возраст 320–315 млн. лет (K–Ar-датировки по биотиту) [8]. В юго-восточной части Тункинских гольцов при проведении среднемасштабных геолого-съемочных работ выявлены тектонические покровы, состоящие из гранито-гнейсов, полого надвинутых на позднедевонско-каменноугольную молассу сагансаирской свиты [2]. Кроме этого, в последние годы появились новые геохронологические данные о позднекарбо-новом возрасте деформаций в зоне Главного Саянского разлома [9], расположенного вблизи и к северу от исследованного участка (рис. 1). <...>