Таким образом, состав и структурное положение обозначенных выше комплексов указывают на то, что формирование позднедокембрийско-раннепалеозойских комплексов Баргузино-Витимской зоны связано, скорее всего, с обстановками задугового бассейна, в пределах которого могли находиться мелкие кратонные блоки. Ордовикская аккреция островной дуги вызвала деформацию структур этого бассейна и последующий существенный метаморфизм во фронте складчатого пояса, т.е. в пределах Баргузинского террейна. Синхронные деформации затронули и внешние структуры области вплоть до Байкало-Патомской зоны.
К структурам островной дуги следует отнести полосу раннепалеозойских отложений, протягивающуюся цепочкой среди гранитоидов Ангаро-Витимского батолита вдоль р. Уды на северо-восток до р. Витим. Их объединяют в составе Удино-Витимской (Еравнинской) зоны. В состав типичной островодужной формации входят базальты, андезиты, дациты, туфы, конгломераты, биогермы археоциатовых известняков. Юго-западным продолжением Еравнинской островной дуги могут быть вулканогенные образования Джидинской зоны и Таннуольско-Хамсаринские палеоостроводужные комплексы Тувинского региона.
Ранее считалось, что тектонический процесс, связанный с эволюцией островодужной системы, венчает ордовикская фаза становления Ангаро-Витимского батолита, который почти полностью уничтожил первоначальную структуру складчатой области. В составе этого ареал-плутона преобладают гранодиориты, биотитовые и лейкократовые граниты. В соответствие с полученными в разное время геохронологическими данными, выявляли присутствие гранитоидов поздненеопротерозойского, кембрийско-ордовикского и позднепалеозойского возрастов. По современным оценкам, несомненно, преобладают позднепалеозойские комплексы, что ставит под сомнение наличие более ранних этапов гранитообразования. Предполагается, что формирование батолита произошло в позднем карбоне - перми в результате вовлечения вмещающего сегмента земной коры в зону воздействия мантийного плюма и последующего корового анатексиса. Таким образом, Ангаро-Витимский батолит по возрасту формирования может быть существенно оторван от времени каледонской орогении.
Современная дугообразная форма структур Байкальской области, несомненно, имеет вторичное происхождение. Однако надежных данных о времени формирования этой формы нет. Предполагается, что изгиб произошел в среднем палеозое, вероятно, в девоне. В пользу этого свидетельствует характер деформаций отложений кембрия-силура Сибирской платформы. А также ярко выраженное структурное несогласие в начале девона и кардинальная смена характера осадконакопления с карбонатного на терригенное. Деформации могли стать следствием правостороннего смещения Алдано-Станового блока коры относительно Ангаро-Анабарского вдоль Жуинского сдвига. Однако более вероятной причиной является столкновение континентальной окраины с иным континентальным массивом, остатки которого предполагаются в пределах Яблоново-Селенгинской складчатой системы Забайкалья.
3.3 Байкальский кайнозойский рифтовый пояс
Байкальский рифтовый пояс протягивается на расстояние 1500 км, пересекая разновозрастные структуры Байкальской складчатой области, Восточно-Саянского орогена, Тувинских структур Алтае-Саянской складчатой области и продолжаясь в Северной Монголии. Пояс представлен серией грабеновых структур северо-восточного простирания, разделенных новейшими горстовыми поднятиями. Центральное место занимает глубоководная впадина оз. Байкал, которая Академическим хребтом, протягивающимся от о-ва Ольхон до п-ова Святой нос, делится на Южную и Северную котловины. К западу от Байкала расположены Тункинская, Хубсугульская, Дархатская и серия более мелких впадин, которые являются западным продолжением рифтовой зоны. На северо-востоке полоса рифтовых структур продолжается Верхнеангарской, Муйской, Чарской, Токинской и кулисообразно расположенными Баргузинской и Баунтинской впадинами. Строение большинства впадин довольно однообразное. Как правило, они представляют ассиметричные грабены, ограниченные системами листрических сбросов. Северо-западные борта более крутые, чем юго-восточные. Ассиметричное строение указывает на то, что их образование может быть связано с крупноаплитудными сдвиговыми перемещениями, а сами впадины представляют присдвиговые структуры типа “pull-apart”. Большинство впадин характеризуется отсутствием магматических и вулканогенных комплексов и выполнены олигоцен-голоценовыми тонкообломочными речными, озерными и болотными осадками с прослоями диатомитов, мергелей и углистых пород, на разных уровнях разреза присутствуют и грубообломочные образования, указывающие на появление по бортам впадин интенсивно размываемых горных поднятий. Суммарная мощность отложений составляет от 0.5 до 5 км. Хотя впадины, преимущественно, амагматичные, тем не менее, синхронный их формированию вулканизм в пределах Байкальской рифтовой зоны проявлен достаточно ярко, но смещен к периферии рифтовой зоны. Выделяется несколько районов интенсивного вулканизма, где последние извержения происходили несколько сотен тысяч лет назад, в том числе Прихубсугулье, Тувинское нагорье, Восточный Саян, Хамар-Дабан, Витимское плоскогорье, Удоканский хребет. Начало вулканической деятельности датируется миоценом - около 25 млн. лет назад. Вулканические породы представлены преимущественно субщелочными и щелочными оливиновыми базальтами, что типично для внутриплитного магматизма.
В качестве основных причин кайнозойского рифтогенеза обычно называют коллизию Индостанской и Евроазиатской литосферных плит. Однако, структуры, подобные кайнозойской Байкальской рифтовой зоне отчетливо прослеживаются к югу, где широко представлены аналогичные присдвиговые грабеновые структуры, выполненные преимущественно мезозойскими континентальными грубообломочными толщами и продуктами внутриплитного магматизма. Причем довольно четко прослеживается удревнение впадин в направлении от Байкальской зоны на юг к Монголо-Охотской сутуре. С одной стороны формирование мезозойских впадин может быть обусловлено сложной геодинамической обстановкой на Сибирской окраине Евразийской плиты при закрытии Монголо-Охотского океанического бассейна. Она характеризовалась надвиганием континента на структуры Монголо-Охотского океанического бассейна, в результате чего спрединговая зона этого бассейна оказалась перекрытой и, продолжая функционировать, обусловила образование зон «рассеянного» рифтогенеза и «распыленного» вулканизма вдоль континентальной окраины Сибири. Современным аналогом такой ситуации можно рассматривать калифорнийскую окраину Северной Америки. С другой стороны, основной причиной формирования грабеновых структур, как мезозоя, так и кайнозоя могут быть крупноамлитудные сдвиги левосторонней кинематики, связанные с “вращением” Сибирской платформенной области относительно Европейской по часовой стрелке. При таких сдвигах в пределах Забайкальской области возникают условия растяжения, что и выражается в формировании структур типа “pull-apart”. При этом наиболее удаленные от окраины Сибирского кратона области, “отставая” от общего перемещения, будут испытывать растяжение раньше, нежели приближенные к кратону. Полученные в последнее время палеомагнитные данные прямо указывают на реалистичность такой тектонической модели и оценивают масштабы мезозойских внутриплитных перемещений сотнями километров.
3.4 Енисейско-Саянская складчато-покровная область
Территорию юго-западной окраины Сибирского кратона формируют докембрийские складчато-покровные структуры Саяно-Енисейской области, включающие три крупных сегмента: Восточно-Саянский (Присаянский), Южно-Енисейский и Северо-Енисейский (Заангарский). На юге области в пределах Присаянья западным ограничением рассматриваемых структур является ярко выраженная сдвиговая зона, приуроченная к Главному Саянскому разлому. Вдоль этой границы к описываемой территории примыкают палеозойские структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса, погружающиеся на севере (вдоль Енисейского кряжа) под мезозойско-кайнозойский осадочный комплекс Западно-Сибирской плиты. Сама граница хорошо прослеживается на север вдоль левого борта р. Енисей вплоть до Турухано-Норильской территории по исчезновению нескольких сейсмических поверхностей и уходит на большую глубину с падением плоскости сместителя на запад.
Восточно-Саянский сегмент. Основу тектонической структуры территории Присаянья формируют Шарыжалгайский и Бирюсинский террейны. Шарыжалгайский террейн рассматривается, как поднятие фундамента Сибирской платформы и образован гранулит-гнейсовым комплексом архейско-палеопротерозойского возраста. В пределах Бирюсинского террейна преобладают палеопротерозойские гранулит-гнейсовые ассоциации, включающие гиперстеновые гнейсы, амфиболиты, гранулиты, высокоглиноземистые сланцы и мрамора, которые отделены от шарыжалгайских поясом палеопротерозойских гранит-зеленокаменных метаосадочных и метаосадочно-вулканогенных пород, составляющих Туманшетский и Урикский террейны. Поля развития последних структурно приурочены к грабенам, к числу которых также относится Онотский, расположенный внутри Шарыжалгайского террейна. Палеопротерозойские образования Урикско-Туманшетской полосы интрудированы гранитоидами саянского комплекса с геохимическими характеристиками постколлизионных гранитов и возрастом около 1.9-1.8 млрд. лет. Этот рубеж, вероятно, необходимо рассматривать в качестве основного этапа роста коры в регионе, как результат столкновения Бирюсинского террейна с шарыжалгайской окраиной Сибирского кратона.
С восточной стороны к описанным метаморфическим террейнам примыкает Присаянский прогиб, где на палеопротерозойских образованиях несогласно залегают слабометаморфизованные неопротерозойские терригенно-карбонатные отложения, объединяемые в составе карагасской и оселковой серий, разделенных перерывом. Время и геодинамические условия формирования осадочной последовательности дискуссионны. Наиболее распространенным является вариант корреляции с байкальской серией Прибайкальского прогиба. Оселковая серия все чаще рассматривается в качестве вендской молассы. Карагасская толща имеет циклично-построенный разрез, формирование которого, несомненно, связано с окраинно-континентальными морскими условиями. К дооселковым образованиям Присаянской полосы приурочены неопротерозойские дайки, силлы и маломощные штоки габбро-долеритов, объединяемых в составе нерсинского субвулканического комплекса. Их формирование связано с условиями растяжения. Аналогичные дайковые серии устанавливаются в пределах Прибайкальского и Северо-Байкальского полей и на Енисейском кряже.
К участку Главного Саянского разлома в пределах северо-западной части Восточно-Саянского сегмента приурочены пакеты тектонических пластин сложенных метавулканогенными породами островодужного генезиса предположительно поздненеопротерозойского возраста и структуры наложенного Агульского прогиба, заполненного несогласно залегающей на бирюсинской серии толщей нижнедевонских осадочно-вулканогенных пород. Последние представлены субщелочными разностями базальтов и риолитов, а также пестроцветными континентальными обломочными отложениями молассоидного облика. Их формирование отвечает режиму внтуриконтинентального рифтогенеза, который наиболее ярко проявлен к западу. С этим процессом связано заложение крупного прогиба в пределах Алтае-Саянской складчатой области (Минусинская система впадин). На севере протерозойские сооружения Восточно-Саянского сегмента погружаются под осадки наложенной Рыбинской впадины. Ее выполнение также представлено континентальной красноцветной молассой среднего девона - карбона, которая трансгрессивно перекрыта угленосными толщами юры. Сходное выполнение имеют Иркутско-Черемховская и Канская впадины в составе плитного комплекса юго-западной части Сибирской платформы. Рыбинская впадина территориально разграничивает структуры Восточно-Саянского и Южно-Енисейского сегментов складчато-покровной области.
Южно-Енисейский сегмент. На юге Енисейского кряжа выделяют два крупных террейна. Восточная часть занята палеопротерозойскими гранулитами и амфиболитами Ангаро-Канского террейна. Наиболее широко распространены пироксеновые гнейсы, гранулиты, амфиболиты, биотитовые сланцы, присутствуют прослои кварцитов и мраморов. На востоке метаморфической глыбы размещен Таракский гранитоидный массив, образующий с метаморфитами Ангаро-Канского выступа единую структуру подчеркнутую постепенными переходами от гранитов к гранулитам через зону мигматизированных гнейсов. Региональный метаморфизм и формирование гранитоидов соответствует по времени становлению саянского комплекса. Следовательно, позднепалеопротерозойский этап роста коры Сибирского кратона фиксируется не только в пределах Восточно-Саянского сегмента, но и на юге Енисейского кряжа, а вероятно и далее вдоль всей западной окраины кратона. Сегодня эту структуру объединяют в качестве Ангарского пояса. Метаморфические комплексы Южно-Енисейского сегмента на востоке перекрывают неопротерозойские терригенно-карбонатные отложения Ангаро-Канского прогиба. По существу они идентичны отложениям Присаянского прогиба и надстраивают его в северном направлении.
Западную - Приенисейскую часть Южно-Енисейского сегмента занимают неопротерозойские аккреционные структуры Предивинского террейна, надвинутые на восток и тектонически перекрывающие кристаллические образования Ангаро-Канского блока. В строении Предивинского террейна участвуют главным образом островодужные вулканогенно-осадочные образования, включающие фрагменты офиолитов, часто метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации. Активный этап островодужного вулканизма датирован 640-630 млн. лет, а этап аккреции дуги к кратону оценивается интервалом 620-600 млн. лет.
Северо-Енисейский сегмент. Севернее Ангарского разлома, выраженного на геологической карте кайнозоем Нижнеангарской впадины, распространены структуры Северо-Енисейского (Заангарского) сегмента складчато-покровной области. В его строении участвуют преимущественно мезопротерозойско-неопротерозойские породы, составляющие Восточно-Ангарский, Центрально-Ангарский и Исаковский террейны.
Восточно-Ангарский террейн интерпретируется как поднятие фундамента Сибирской платформы, повсеместно перекрытого позднепротерозойскими терригенно-карбонатными толщами, формировавшимися в условиях пассивной континентальной окраины.
Центрально-Ангарский террейн также представлен в различной степени метаморфизованными терригенными и терригенно-карбонатными отложениями окраинно-континентального типа, которые перекрывают раннедокембрийские кристаллические комплексы. На большинстве геологических карт эти осадочные серии традиционно рассматривают в составе одних и тех же стратиграфических подразделений (тейская, сухопитская, тунгусикская серии). Однако такая интерпретация вряд ли может быть верной, поскольку Восточно- и Центрально-Ангарский террейны разделены Рыбинско-Панимбинским офиолитовым поясом, приуроченным к Ишимбинскому надвигу. Наряду с гипербазитами и габброидами в его составе 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 амфиболов и плагиоклазов из габбро-амфиболитов Панимбинского пояса соответствует рубежу гренвильской орогении - около 1.0 млрд. лет. Геологические комплексы Центрально-Ангарского террейна интрудированы серией син- и постколлизионных гранитоидных массивов неопротерозойского возраста. Наиболее вероятное время столкновения Центрально-Ангарского террейна с Восточно-Ангарской окраиной Сибирского кратона соответствует интервалу 760-720 млн. лет. В соответствие с такой интерпретацией мезопротерозойские и ранненеопротерозойские осадочные комплексы Центрально-Ангарского террейна не связаны с Сибирскими, а маркировали собственную шельфовую окраину, а сам террейн до коллизии с Сибирью может быть отнесен к типу миогеоклинальных террейнов (микроконтинентов).