РАННИЕ ГЕРЦИНИДЫ БАЙКАЛО-ВИТИМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) Минина О.Р.1, Доронина Н.А.1, Некрасов Г.Е.2, Ветлужских Л.И.1, Ланцева В.С.1, Аристов В.А.2, Наугольных С.В.2, Куриленко А.В.3, Ходырева Е.В. Минина и др. Ранние герциниды. январь.
advertisement
1 УДК:551.24(551.26) РАННИЕ ГЕРЦИНИДЫ БАЙКАЛО-ВИТИМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) 1 Минина О.Р. , Доронина Н.А.1, Некрасов Г.Е.2, Ветлужских Л.И.1, Ланцева В.С.1, Аристов В.А.2, Наугольных С.В.2, Куриленко А.В.3, Ходырева Е.В. 1 1 Геологический институт СО РАН , 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, д. 6а; e.m.: yaksha@rambler.ru 2 Геологический институт РАН, 119017, г. Москва, Пыжевский пер., д.7 3 ФГУП «Читагеолсъемка», 672090, г. Чита, ул. Амурская, д. 91/15 Поступила в редакцию 18.06.2015 г. Приведены новые данные по составу, возрасту, структуре и геодинамическим обстановкам формирования отложений верхнего силура – начала среднего карбона БайкалоВитимской складчатой системы (БВСС). Эти отложения образуют раннегерцинский структурный этаж БВСС, для которого предложена тектоническая зональность с выделением Удино-Витимской, Витимкан-Ципинской и Турка-Курбинской структурно-формационных зон. Раннегерцинский этаж объединяет отложения двух стратиграфических уровней: верхнесилурийско-верхнедевонского (S2–D3) и верхнедевонско-среднекаменноугольного (D3–C21). Литолого-стратиграфические осадочных и и пространственно-временные вулканогенно-осадочных комплексов соотношения (формационный состав) раннегерцинского этажа позволили объединить их в три формации, являющиеся индикаторами основных геодинамических режимов первой половины позднего палеозоя. Установлено, что в силуре (?) – начале среднего карбона в северо-восточной части (в современных координатах) Западного Забайкалья существовал единый палеобассейн, формировавшийся в условиях последовательно меняющихся геодинамических обстановок пассивной и активной континентальных окраин. Ключевые слова: Байкало-Витимская складчатая система, ранние вещественные комплексы, формационный состав, геодинамическое развитие. герциниды, 2 ВВЕДЕНИЕ Вопросы формирования континентальной коры в складчатых областях Земли остаются одной из важнейших фундаментальных проблем современной геологии. В рамках этой проблемы складчатые сооружения Западного Забайкалья, входящие в состав ЦентральноАзиатского складчатого пояса, вызывают особый интерес. Представления о развитии региона до сих пор дискуссионны, но большинством исследователей, решающее значение в его геологической эволюции признается за байкалидами и каледонидами. Для них разработаны различные модели тектонической зональности, геодинамической природы слагающих их структур и механизмов аккреции к Сибирскому кратону [3–7, 10–12, 16–18, 20, 31, 38, 43–50, 53 и др.]. Все модели развития региона предлагались в зависимости от интерпретации формационной, тектонической и возрастной принадлежности вещественных комплексов. Наиболее дискуссионными оставались вопросы датирования и объема палеозойских отложений, слагающих изолированные участки среди гранитоидов Ангаро-Витимского батолита. В результате проведенных в последние годы исследований среди геологических комплексов, традиционно считавшихся венд-кембрийскими, было установлено широкое развитие осадочных и вулканогенно-осадочных стратифицированных образований девона – нижнего карбона, позволивших по-новому взглянуть на историю развития Забайкалья в первой половине геодинамической позднего эволюции палеозоя. региона Были с предложены позиций тектоники различные концепции литосферных плит. Предполагалось, что в конце девона – начале карбона на завершающей стадии развития аккреционно-коллизионного орогена в Западном Забайкалье существовала система прогибов, представлявших собой морские присдвиговые палеобассейны типа пулл-апарт [12]. Была сделана попытка обоснования рифтогенной природы Багдаринского палеобассейна [34, 35], также предполагалось, что наложенные герцинские прогибы (Багдаринский, Уакитский, Ямбуйский и др.) образуют крупный форландовый Витимский палеобассейн верхнего девона 3 – нижнего карбона [23, 24, 44]. В центральной части Западного Забайкалья С.В. Руженцевым с соавторами была выделена Байкало-Витимская складчатая система (БВСС), объединяющая Амалат-Еравнинскую, Икат-Багдаринскую и Турка-Курбинскую структурно-формационные зоны [38]. БВСС характеризуется циклическим развитием и включает образования четырех структурных этажей: байкальского (Rf–V), каледонского (Є–S1), варисского (S2–C1) и герцинского (C2–P). Каждому из них соответствует свой набор структурно-формационных комплексов, формирование которых проходило в определенных геодинамических обстановках [38]. Для байкальского этапа была принята «автохтонная» модель развития, предложенная Е.Ю. Рыцком с соавторами [40], согласно которой Байкальская складчатая область рассматривается как единый мегаблок древней коры (континентальная окраина палеоазиатского океана). Для каледонского этапа рассматривался забайкальский вариант, предложенный И.В. Гордиенко с соавторами, по которому геодинамическое развитие региона в начале палеозоя во многом определялось становлением Удино-Витимской островодужной системы, интерпретируемой как активная континентальная окраина западнотихоокеанского типа [12]. К настоящему времени опубликована серия работ, посвященных возрастным датировкам и геохимии байкальского и каледонского комплексов, геодинамическим обстановкам их формирования [3–6, 8–12, 14, 19, 21, 28, 31, 32, 38–40, 43, 50, 53 и др.]. Становление варисских и герцинских комплексов происходило в условиях последовательно сменявшихся геодинамических обстановок континентальных окраин пассивного (S2–D2), активных андийского (D2–C1) и калифорнийского (C2–P) типов [38]. Таким образом, в предлагаемых современных концепциях геологического развития Западного Забайкалья, хотя и отличающихся одна от другой по ряду положений, содержится общий принцип, позволяющий рассматривать регион как систему континентальных окраин, связанных с развитием Палеоазиатского и Монголо-Охотского палеоокеанов [11, 12, 16, 18, 4 34, 35, 37, 38, 44, 46 и др.]. Однако, в ряде случаев, такие модели носят общий характер, а ряд их положений требует дополнительного обоснования. Целью нашей работы является обоснование раннегерцинского (варисского) этапа развития Байкало-Витимской складчатой системы. В задачи исследований входило определение подразделений возраста верхнего и биостратиграфическое силура – среднего расчленение карбона, выявление стратиграфических их фациальных особенностей, изучение вещественного состава, строения, структуры, пространственновременной последовательности и закономерностей размещения осадочных и вулканогенноосадочных формаций, реконструкция обстановок седиментогенеза и их геодинамической принадлежности. В статье приведены новые данные по стратиграфии, палеонтологическим и изотопным датировкам вещественных комплексов. Полевые исследования проводились на восьми ключевых участках, характеризующих основные структурные элементы БВСС (рис. 1), и включали геологическое картирование, составление разрезов и детальные биостратиграфические работы с отбором образцов на различные виды анализов. ХАРАКТЕРИСТИКА ВЕЩЕСТВЕННЫХ КОМПЛЕКСОВ РАННЕГЕРЦИНСКОГО СТРУКТУРНОГО ЭТАЖА БАЙКАЛО-ВИТИМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ Раннегерцинский структурный этаж Байкало-Витимской складчатой системы представлен разнообразными в формационном отношении отложениями первой половины верхнего палеозоя. По литогеодинамическим условиям формирования они отнесены к трем структурно-формационным зонам Удино-Витимской, Витимкан-Ципинской и ТуркаКурбинской (рис. 2, см. рис. 1). Фундамент, на котором формировались отложения первой половины верхнего палеозоя, образуют комплексы байкальского и каледонского структурных этажей разделенные поверхностями региональных несогласий (см. рис. 2) [38]. Вещественные комплексы раннегерцинского структурного этажа в пределах перечисленных 5 зон объединяют палеонтологически охарактеризованные отложения двух стратиграфических уровней верхнесилурийско–позднедевонского (S2–D3) и верхнедевонско- среднекаменноугольного (D3–C21), которые будут охарактеризованы по структурноформационным зонам. Витимкан-Ципинская зона занимает обширную территорию в пределах Витимского плоскогорья и юго-восточного склона Южно-Муйского хребта (см. рис. 1). В ее составе выделены Багдаринская, Икатская, Уакитская и Бамбуйско-Олингдинская подзоны, две последние ранее входили в Байкало-Муйский пояс [38, 40, 41]. Багдаринская подзона расположена в центральной и северной части Витимского плоскогорья. Наиболее детально изучена Багдаринская синформа (рис. 3, см. рис. 1), раннегерцинский структурный этаж которой объединяет отложения нижнего и верхнего стратиграфических уровней и представлен двумя типами разрезов: ороченским и точерским [1, 24, 28, 34, 38, 39, 42]. К нижнему стратиграфическому уровню отнесены ороченская и якшинская свиты ороченского типа разрезов (см. рис. 1). Ороченская свита включает пять пачек: 1 – массивно-доломитовую, 2 – сероцветную доломитовую, 3 – калькаренитовую, 4 – рифогенную, 5 – пестроцветную олистостромовую. Позднесилурийско-среднедевонский возраст автохтонных карбонатов свиты определен по комплексу органических остатков (см. рис. 3) [1, 2, 24, 28, 38, 42, 52]. Новые сборы строматопороидей Amphipora sp.1 (D2), водорослей Epiphyton buldyricum Antropov, Chaetocladus sp. (O–D2), Quasiumbella sp. (D2–C1), конодонтов Latericriodus sp. (D1–D2ef) и миоспор (D2zv) позволяют датировать свиту ранним – средним девоном. Нижняя граница ее не определена, с вышележащей якшинской свитой связана постепенным переходом. Якшинская свита сложена известняками, алевролитами, алевропелитами (нижнеякшинская подсвита) и ритмичным переслаиванием песчаников, алевролитов, алевропелитов с прослоями аргиллитов и известняков (верхнеякшинская подсвита). Возраст ее считался франско-турнейским [38]. Мы определяем стратиграфическое 6 положение свиты в верхнем девоне, в объеме франского яруса для нижней подсвиты (конодонты и миоспоры, D3f1) и фаменского яруса для верхней подсвиты (строматопороидеи Actinostroma cf. guasifenestratum Khromych и миоспоры, D3fm). С нижнеякшинской подсвитой мы сопоставляем отложения, ранее ошибочно выделяемые как верхнерифейская ципиканская толща [15, 38, 42]. Толща (до 4000 м) представлена чередованием биотитплагиоклаз-кварцевых метапесчаников, метаалевролитов, кальцитовых мраморов и расчленена на четыре пачки [15, 42]. Новые палинологические данные позволяют датировать толщу поздним девоном, франом. Миоспоры подтверждают установленную ранее вертикальную последовательность пачек и определяют нижнефранское время накопления отложений для первой и второй, среднефранское для третьей и позднефранское для четвертой пачек. Ципиканская толща прорвана силлами апобазальтовых и апогаббровых амфиболитов, образующих дифференцированную толеит-коматиитовую ассоциацию. Силлы датированы в 324±5 млн лет [14, 38]. Верхний стратиграфический уровень Багдаринской подзоны представлен багдаринской (ороченский тип разреза) и точерской свитами (точерский тип разреза) [28, 38]. Существенно терригенная багдаринская свита имеет трехчленное строение и считается нижнекаменноугольной [38]. По нашим данным, фаунистическая характеристика свиты определяет ее стратиграфическое положение в верхнем девоне – начале среднего карбона (см. рис. 3). Нижне- и среднебагдаринская подсвиты сложены полимиктовыми песчаниками с прослоями гравелитов, конгломератов, алевролитами, алевропелитами и известняками. Подсвиты объединены в пестроцветную ассоциацию и датированы поздним девоном по остаткам проптеридофитов (S–D), водорослей Rothplezella sp., Garvoodia sp., Renalcis devonicus Antropov (D), Bevocastria sp. (D3–C1), Fasciella sp. (D3–C1), Menselina sp. (D), строматопороидей Amphipora cf. angusta Lec. (D2-3) и комплексу миоспор (D3f). Верхнебагдаринская подсвита представлена песчаниками и туфопесчаниками с прослоями конгломератов, известняков, туффитов. Подсвита 7 охарактеризована мшанками (C1, С2) [28, 38], дополнительно собраны остатки фузулинид (С2) и водорослей Antracoporella sp. (С), свидетельствующие о ранне- среднекаменноугольном возрасте подсвиты. Характер нижней границы багдаринской свиты с подстилающей якшинской постепенный. Верхняя граница ее с ауглейской свитой (С2-3) трансгрессивная [28, 38]. Точерская свита представляет собой граувакковый флишоид с прослоями туффитов и пепловых туфов кислого состава, алевропелитов, углистых известняков [38]. Палеонтологическая характеристика свидетельствует о стратиграфической принадлежности ее фаменскому ярусу верхнего девона – турнейскому ярусу нижнего карбона [1, 13, 24, 26, 28, 34, 38]. Свита трансгрессивно налегает на сиваконскую свиту (Rf3), верхний контакт не определен. К раннегерцинскому структурному этажу подзоны мы относим точерский субвулканический комплекс (С21), представленный вулканитами кислого, среднего, реже основного составов, образующими непрерывный ряд. Они образуют конформные тела, мощностью от первых до 400 м. Изотопный возраст андезитов определен в 314.4 +3.5 (С21) млн лет (U-Pb метод). Уакитская подзона занимает территорию Южно-Муйского и западный сегмент Муяканского хребтов (см. рис. 1). Нижний стратиграфический уровень подзоны (см. рис. 2) включает девонские юктаконскую серию (Дулешминская фациальная зона), нерундинскую свиту и уакитскую толщу (Нерундинская фациальная зона), санскую свиты (Санская фациальная зона), ранее считавшиеся кембрийскими (рис. 4). Юктаконская известняководоломитовая серия в составе гагарской, перевальной, левоуакитской и белогорской свит по комплексу водорослей, тентакулитам и моспорам датируется девоном [23, 28, 29, 31, 43; 52]. Нижний контакт серии имеет тектонический характер, верхний представляет собой постепенный переход с отложениями мухтунной свиты. Новые данные позволили ограничить время накопления гагарской свиты (строматопороидеи Amphipora sp., Stromatoporata sp., миоспоры) живетским веком среднего девона, белогорской свиты 8 (строматопороидеи Actinostroma cf. guasifenestratum Khromych, миоспоры) поздним фаменом. Уакитская толща выделена из состава мухтунной свиты и представлена флишоидным переслаиванием песчаников, алевролитов, алевропелитов, песчанистых известняков. Позднедевонский, позднефранский возраст толщи определен по остаткам высших растений Flabellofolium sp. (D2–C1), Shciadophyton sp. (D1–C1) и миоспорам (D3f3) [23, 29]. Толща согласно перекрывается нерундинской свитой, нижний контакт ее тектонический. Нерундинская свита Стратиграфическое сложена положение темными свиты известняками определяется в с прослоями верхнем девоне алевролитов. в объеме нижнефаменского подъяруса по остаткам водорослей Rothpletzella sp., Lancicula sp., хитонозой Sphaerochytina sp., Agetocistis sp. (D) и комплексу миоспор (D3fm1) [23, 43]. Санская свита сложена кварцевыми и карбонатными песчаниками, алевролитами с прослоями алевропелитов и расчленена на три подсвиты. Контакты ее имеют тектонический характер. Возраст свиты по остаткам высших растений Flabellofolium williamsonii (Nath) Iur. et Put. (D2–C1) и миоспорам определяется поздним франом – поздним фаменом (см. рис. 4) [23, 43, 52]. К верхнему стратиграфическому уровню отнесены мухтунная и сырыхская свиты (Дулешминская фациальная зона), ранее считавшиеся верхнепротерозойскими, и уендектская толща (Нерундинская фациальная зона) (см. рис. 2, 4). Мухтунная свита характеризуется ритмичным переслаиванием песчаников, алевролитов, аргиллитов, туфопесчаников, туфоалевролитов. В нижней части разреза присутствуют горизонты конгломератов, обломочных известняков и мергелей, в верхней – субсогласные тела риолитов. Палеонтологическая характеристика определяет фаменско-турнейский возраст свиты. Нами собраны проптеридофиты Pectinophyton sp. (D3–C1), водоросли Lancicula sp, Rothpletzella sp., Ortonella sp. (D–C), хитонозои Sphaerochytina sp., Agetocistis sp. (D) и миоспоры (D3fm–C1t). Верхний контакт свиты не установлен. Сырыхская свита сложена полимиктовыми конгломератами и конглобрекчиями, сменяющимися переслаиванием 9 терригенных и туфотерригенных пород с прослоями туфов [43]. Ранне- среднекаменноугольный возраст ее обоснован водорослями Algites sp. (С) и комплексами миоспор, в эволюции которых наблюдается последовательность от характеризующих турнейский ярус (С1) – нижнюю часть башкирского яруса (С2) карбона [52]. Контакты свиты не определены. Уендектская толща выделена нами из состава верхнерифейской жанокской свиты. Нижняя подтолща сложена кислыми эффузивами и их туфами, кластолавами, туфоконгломератами с прослоями доломитов и известняков. Датирована нижним девоном (не древнее эмса), так как изотопный возраст риолитов определен (U-Pb метод) 415.0 + 6.3 (D1) – 401.6 + 3.4 млн л (D1e), а в линзах известняков найдены водоросли Rothpletzella sp., Rothpletzella devonica Masl. (D), тентакулиты Tentaculites sp. (S–D) и ругозы (S–D). Верхняя, эффузивно-осадочная подтолща, представлена чередованием терригенных, туфотерригенных, карбонатных пород, туфов кислого состава с субсогласными телами риолитов. Стратиграфическое положение подтолщи определяется верхним девоном – турнейским ярусом нижнего карбона по водорослям Epiphyton buldyricum Antr., Izhella nubiformis Antr. (D3) и миоспорам (D3–C1t). Контакты толщи с позднерифейскими вулканитами тектонические, предполагается латеральный переход с мухтунной свитой. Бамбуйско-Олингдинская подзона расположена на южных отрогах Южно-Муйского хребта (см. рис. 1). Нижний стратиграфический уровень подзоны включает бамбуйскую и чулегминскую свиты (ранее относились к кембрию) и кадалинскую толщу (рис. 5). Бамбуйская свита существенно доломитовая. Ранне-среднедевонский возраст ее определен по остаткам водорослей Sagana sp., Orotonella sp. (D1-2) и миоспорам (D2zv) [23, 24]. Свита согласно сменяется кадалинской толщей, нижний контакт не известен. Кадалинская толща выделена нами из состава бамбуйской свиты и представлена переслаиванием известняков, доломитов и известковистых алевропелитов. Позднедевонский, франский возраст ее определяется по водорослям Stromania sagana Korde sp.nov., Rothpletzella devonica Masl., 10 Multicelularia sp. (D) и миоспорам (D3f). Карбонатно-терригенная чулегминская свита датируется по водорослям Multicelularia sp., фораминиферам Sorosphaera sp. (D) и миоспорам (D3f3) поздним франом (см. рис. 5). С конгломератами в основании свита залегает на известняках кадалинской толщи [19, 23]. Верхний стратиграфический уровень подзоны включает уендектскую толщу, огненскую (ранее Є2) и аматканскую (ранее V) свиты. Уендектская толща представлена переслаиванием доломитов, песчаников, туфопесчаников, туфоалевролитов с прослоями известняков, телами риолитов, дацитов. Контакты ее не установлены. Толща охарактеризована водорослями Epiphyton buldyricum Antr., Izhella nubiformis Antr. (D3) и миоспорами (D3fm–C1t), определяющими ее фаменско-турнейский возраст. Огненская свита сложена ритмичным чередованием известковистых алевролитов, углистых алевропелитов, доломитов, известняков и вмещает линзы алевритистых известняков с трилобитами среднего кембрия [8, 9]. Возраст свиты по определениям водорослей Pychostroma sp. (C–Р), хитинозой Eisenacichitina sp. (D) и миоспорам (C1t) мы считаем раннекаменноугольным, турнейским. Известняки с трилобитами, по нашему мнению, переотложены в турбидитовых породах при размыве отложений среднего кембрия [8, 28]. Контакты огненской свиты тектонические. Аматканская свита представлена конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами, с прослоями алевропелитов и песчанистых известняков. Палеонтологическая характеристика, включающая листостебельчатые мхи рода Polyssocetia Neuburg (C–P), криноидеи (D–P), водоросли, фораминиферы (PZ2) и миоспоры (C1), определяет стратиграфическое положение ее в нижнем карбоне [27, 28]. Свита со стратиграфическим несогласием залегает на буромской свите (Rf), верхний контакт ее не определен [19]. Икатская подзона занимает северную часть Витимского плоскогорья. Получены первые данные о присутствии девонских отложений (более 800 м) в бассейне р. Караталы (см. рис. 1), выделенных из состава кембрийской давыкшинской свиты. В светло-серых известняках 11 обнаружены строматопороидеи Stromatopora sp., Amphipora sp. (D), остатки сирингопорид (O2–P), крупные ругозы (D) и конодонты Latericriodus sp. (D1–D2ef). По литологическому составу и возрасту эти отложения сопоставимы с ороченской свитой Багдаринской подзоны. В состав Удино-Витимской структурно-формационной зоны входят Витимская и Еравнинская подзоны, занимающие территорию хребта Байсыхан и восточную часть хребта Улан-Бургасы. Наши исследования проводились в Еравнинской подзоне (см. рис. 1). К нижнему стратиграфическому уровню раннегерцинского структурного этажа (см. рис. 2) мы относим озернинскую толщу и исташинскую свиту (рис. 6). Озернинская толща выделены из состава олдындинской свиты (Є1) и включает две подтолщи. Нижнеозернинская подтолща сложена кварц-полевошпатовыми песчаниками с прослоями конгломератов и гравелитов, верхнеозернинская представлена переслаивающимися алевролитами, песчаниками, кремнисто-углистыми алевропелитами, известняками. Толща является основанием разреза и трансгрессивно налегает на нижнепалеозойские вулканиты (529 3 млн лет) и гранодиориты (471.1 млн лет) [28, 37, 38]. Возраст нижнеозернинской подтолщи определяется в интервале поздний силур? – средний девон (живет) [2, 25, 37, 38]. Палеонтологическая характеристика верхнеозернинской подтолщи по нашим данным включает конодонты Palmatolepis sp., Polygnatus sp. (D2zv–D3f1), харовые водоросли Sicidium sp. (D), кораллы рода Sociophylum (D2–D3) и комплекс миоспор (D2zv–D3f1), определяющие ее стратиграфическую принадлежность живетскому ярусу среднего девона – нижней части франского яруса верхнего девона. К озернинской толще мы относим блоки известняков, установленные среди докембрийских образований в бассейне р. Джидотты ( см рис. 1), в которых содержатся тентакулиты и конодонты (S2–D1) [2, 25, 38]. Исташинская свита представлена переслаиванием алевритистых известняков, песчаников, алевролитов, алевропелитов. Контакты ее тектонические. Позднедевонский, раннефранский возраст свиты был определен по миоспорам (D3f1) [12], наши находки конодонтов Palmatolepis transitans Mull. (D3f), 12 мшанок Ceramopora sp. (O–D), сифоновых водорослей (D) дополнили ее палеонтологическую характеристику. Верхний стратиграфический уровень Еравнинской подзоны включает химгильдинскую свиту, ульзутуйскую и кыджимитскую толщи, две последние выделены из состава олдындинской свиты (см. рис. 2, 6). Терригенная химгильдинская свита расчленена на нижнюю, конгломерато-песчаниковую и верхнюю, песчаниково-алевролитовую подсвиты. По данным предшествующих исследований свита либо перекрывала отложения нижнего кембрия и считалась верхнекембрийско-ордовикской, либо подстилала их и относилась к докембрию [3–5, 38]. Мы определяем позднедевонскораннекаменноугольный возраст свиты по присутствию конодонтов Polygnatus sp., Protognatodus sp. (D), водорослей Rotpletzella sp., строматопороидей (D) и миоспор. Нижняя подсвита охарактеризована фаменским комплексом миоспор, верхняя – верхнефаменскотурнейским [52]. Контакты химгильдинской свиты не установлены. Ульзутуйская толща образована вулканомиктовыми тефротурбидитами с горизонтами биокластовых известняков и имеет двучленное строение. Верхняя часть ее разреза представляет собой микститовый комплекс и отличается от нижней присутствием многочисленных крупных олистолитов (протяженностью до 150 м, мощностью до 50–70 м) нижнекембрийских известняков и вулканитов. Палеонтологическая характеристика ульзутуйской толщи, определяет ее стратиграфическую принадлежность верхнему девону – нижнему (турнейский ярус) карбону [28, 38, 52]. Из туфоалевролитов толщи описан новый род и вид девонского сциадофитоноподобного наземного растения Baikalophyton ruzhentsevii Naugolnykh et Minina [30]. С нижнепалеозойскими образованиями она имеет трансгрессивный или тектонический контакты, с кыджимитской толщей – постепенный переход. Кыджимитская толща включает две подтолщи (см. рис. 6). Нижнекыджимитская подтолща представлена ритмичнослоистыми туфопесчаниками, туфоалевролитами, туффитами, туфами с прослоями конгломератов и конглобрекчий. Верхнекыджимитская подтолща сложена 13 тефротурбидитами, туфами с горизонтами туфоконгломератов, туффитами, пепловыми туфами с линзами биокластовых известняков. Эффузивная составляющая представлена базальтами, андезитами, дацитами и риолитами, слагающими прослои и субвулканические тела. В нижнекыджимитской подтолще нами установлены тентакулиты, строматопороидеи (S–D), мшанки Fistulipora sp. (D2–C1) и миоспоры (D3fm–C1t), в верхнекыджимитской – брахиоподы Cyrtospiriferidae gen. indet. vel Syringothyridae gen. indet. (D–C1), Theodossia cf. anossofi (Vern.) (D3) и Leiorhynchus sp. (D), криноидеи (PZ2), трубчатые сифонеи (C1) и миоспоры (C1t-s) (см. рис. 6). Возраст толщи мы считаем фаменско-серпуховским. Турка-Курбинская зона включает Туркинскую и Курбинскую подзоны и прослеживается от западного окончания хребта Улан-Бургасы до Баргузинской котловины (см. рис. 1). В Туркинской подзоне нижний стратиграфический уровень представлен (см. рис. 2) живетско-франской сланцево-известняковой толщей, сложенной чередованием плитчатых известняков и филлитизированных алевропелитов и охарактеризованной тентакулитами, серпулидами и конодонтами (рис. 7) [26, 28, 38; 52]. Толща согласно перекрывается пановской свитой, взаимоотношения с подстилающими отложениями неясны. Верхний стратиграфический уровень включает карбонатно-терригенную пановскую, терригенные зумбурукскую и ямбуйскую свиты. Пановская свита имеет двучленное строение. Нижнепановская подсвита представлена чередованием алевролитов, аргиллитов, пелитаморфных известняков, верхнепановская – тонким переслаиванием алевролитов, алевропелитов с линзами органогенно-обломочных известняков. Палеонтологическая характеристика пановской свиты, включающая конодонты (D3fm), водоросли (D3, C1), миоспоры (D3fm3, C1t), определяет ее стратиграфическое положение фаменским ярусом верхнего девона – турнейским ярусом нижнего карбона (см. рис. 7). В линзах органогеннообломочных известняков установлены разновозрастные комплексы органических остатков, которые мы считаем переотложенными при размыве отложений соответствующего возраста 14 [26, 28, 38]. Зумбурукская свита сложена ритмичным чередованием алевролитов, филлитизированных алевропелитов, аргиллитов, доломитов и надстраивает пановскую свиту. Раннекаменноугольный, турнейско-визейский возраст ее определен по комплексам миоспор (C1v-t) [26]. Ямбуйская свита представлена пестроцветными песчаниками, алевролитами с прослоями известняков, конгломератов и гравелитов. Свита считается каменноугольной и по латерали замещает зумбурукскую свиту [38]. В Курбинской подзоне получены первые данные о девонском возрасте отложений бассейна р. Атхи (левый приток р. Курбы) (см. рис. 1). Из состава курбинской свиты (Є1) выделена терригенно-карбонатная атхинская толща, включающая три пачки. Алевролитопесчаниковая пачка по миоспорам (D3) датируется поздним девоном. Позднедевонский, франский возраст известняково-доломитовой пачки определяется по остаткам удотеневых, красных, сифоновых водорослей и кораллов Thamopora sp. (S–D), конодонтов Polygnathus sp. (D), Palmantolepis cf. transitans Mull. (D3f) и миоспор (D3f). Ивестняковая пачка датируется фаменом по остаткам тентакулит Tentaculita sp. (S-D), конодонтов Palmantolepis sp. (D3) и миоспорам (D3fm) и включает линзы алевритистых известняков с трилобитами (Є3–O), которые мы считаем переотложенными. По литологическому составу и возрасту атхинская толща хорошо сопоставима с нижней частью разреза пановской свиты Туркинской подзоны. На раннегерцинских образованиях в Удино-Витимской и Витимкан-Ципинской зонах (см. рис. 2) с несогласием залегают позднегерцинские структурно-формационные комплексы, представлены вулканогенными и молассовыми толщами. Они включают средневерхнекаменноугольные терригенную ауглейскую свиту, вулканиты среднего и основного состава сурхебтинской толщи и суховской свиты, габброиды суховского комплекса, а также вулканиты кислого состава пермской тамирской свиты [12, 31, 35 и др.]. Считается, что верхнепалеозойские вулканиты образуют единую ассоциацию с гранитами зазинского 15 комплекса, являясь составной частью трансрегионального Селенгино-Витимского вулканоплутонического пояса [12, 38, 45, 47 и др.]. ФАЦИИ И ОБСТАНОВКИ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА Отложения нижнего и верхнего стратиграфических уровней раннегерцинского структурного этажа Байкало-Витимской складчатой системы, охарактеризованные выше, представлены сложными полифациальными комплексами пород. Нижний уровень (S2–D3) в Витимкан-Ципинской и Турка-Курбинской зонах включает (см. рис. 2) ороченскую, бамбуйскую, нерундинскую свиты, юктаконскую серию, нижнеякшинскую подсвиту, кадалинскую и сланцево-известняковую толщи (ороченско-якшинский тип разреза). Они представляют собой части единого практически полного фациального профиля барьерного, частично защищенного карбонатного шельфа, связанного с континентом. Для шельфа характерна последовательная смена фаций в направление к берегу, от фаций открытого шельфа и глубоко погруженной его окраины (фациальные пояса 2 и 3) до фаций шельфа с ограниченным водообменом и приливно-отливными побережьями (фациальный пояс 8) стандартного фациального пояса карбонатонакопления Дж. Л. Уилсона [41]. Терригенные отложения в этих зонах характеризуются фациальным набором терригенного морского линейного побережья, морских дельт и аллювиально-дельтовых равнин, связанных с карбонатной платформой. Фации верхнеякшинской подсвиты и уакитской толщи отвечают обстановкам морской палеодельты, а пестроцветная ассоциация багдаринской свиты включает комплекс фаций приливно-отливных равнин терригенного шельфа. Чулегминская и санская свиты представлены отложениями аллювиальных конусов, которые сменялись комплексами субаквальной дельты. В Удино-Витимской зоне карбонатно-терригенные озернинская толща и исташинская свита соответствуют фациям, формировавшимся в обстановках открытого шельфа. Верхний стратиграфический уровень (D3–C21) в ВитимканЦипинской и Турка-Курбинской зонах представлен терригенными граувакковыми 16 отложениями (см. рис. 2). Флишоидные комплексы точерского типа разрезов (точерская, пановская, зумбурукская, мухтунная, сырыхская, огненская свиты, уендектская толща) по совокупности фаций отвечают обстановкам склонового шлейфа континентального склона и его подножья. В верхнебагдаринской подсвите и ямбуйской свите установлены фациальные комплексы терригенного шельфа в сочетании с дельтовыми осадками. Аматканская свита представлена фациями аллювиальных конусов, а фации химгильдинской свиты характеризуют комплекс крупной аллювиально-дельтовой равнины. В Удино-Витимской зоне отложения еравнинской серии, в составе которой объединены кыджимитская и ульзутуйская толщи, представлены комплексом фаций дистальной зоны вулканизма (прибрежно-морские, склоновые с олистостромами, конусы выноса). ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ И ФОРМАЦИОННЫЕ РЯДЫ В стратиграфическом отношении раннегерцинские формации БВСС соответствуют нескольким свитам местной стратиграфической шкалы [4, 5, 22] и объединены в три группы (рис. 8): 1 – карбонатные и терригенно-карбонатные, 2 – терригенные, 3 – вулканогеннотерригенные. Первая группа включает элементарные известняково-доломитовую и сланцевоизвестняковую формации, характеризующиеся фациальными комплексами отложений ороченско-якшинского типа разреза (см. рис. 4, 5). Известняково-доломитовая формация (ороченская свита и ее аналоги), представленная известняками, доломитами, глинистыми доломитами, в (нижнеякшинская вертикальном свита и ряду ее сменяется аналоги), сланцево-известняковой сложенной известняками, формацией подчиненно известковистыми песчаниками и алевролитами, глинистыми и кремнистыми породами. Накопление карбонатных осадков, общей мощностью более 2800 м, происходило в обширном мелководном шельфовом прогибе с незначительным привносом терригенного материала. Ко второй, терригенной группе формаций относятся четыре элементарные формации (см. рис. 4–6). Первая, песчано-алевролитовая формация, мощностью от 400 м до 17 1600 м (уакитская толща, нижне- и среднебагдаринская, верхнечулегминская, нижнеозернинская, верхнесанская, верхнеякшинская подсвиты и исташинская свита), состоит из полимиктовых песчаников, гравелитов, алевролитов, аргиллитов, алевритистых известняков. Особенности формации указывают на ее накопление в шельфовом бассейне с терригенным побережьем в начальные этапы погружения дна бассейна и связаны с карбонатной платформой. Формация полимиктовых и известковистых конгломератов и песчаников (нижне- и среднечулегминские, нижне- и среднесанские подсвиты) характеризуется полимиктовыми конгломератами, песчаниками с прослоями гравелитов (мощность 1250 м). Накопление ее может отвечать неглубокому морскому побережью с примыкающими к нему аллювиально-дельтовыми равнинами, и также связано с карбонатной платформой. Флишоидная формация с точерским типом разреза, мощностью до 4500 м, представлена ритмичным переслаиванием песчаников, алевролитов, алевропелитов, аргиллитов, характеризуется цикличностью разреза, присутствием в верхней части его турбидитов и тефротурбидитов. Формация формировалась в тектонически активной обстановке при возрастающей контрастности рельефа. Бассейн отличался неустойчивым состоянием склона на перегибе шельфа и дальнейшим накоплением отложений в глубоководных обстановках. Особенности формации свидетельствуют о связи осадконакопления с районом проявления вулканической деятельности. Четвертая формация, мощностью от 600 до 2400 м, молассовая, конгломерато-песчано-сланцевая (ямбуйская, химгильдинская, аматканская свиты, верхнебагдаринская подсвита) представлена переслаиванием разнозернистых песчаников с линзами конгломератов, гравелитов, алевролитов и аргиллитов. Формировалась в обстановках субаквальной дельты и прилегающих частей аллювиальных равнин и связана с отмиранием флишоидного прогиба. Вышеперечисленные формации распространены во всех зонах БВСС. Третья группа формаций, терригенно-вулканогенная, выделена в Удино-Витимской зоне (см. рис. 8). К ней 18 отнесена еравнинская серия (кыджимитская и ульзутуйская толщи), мощностью более 2200 м (см. рис. 6). Формация отличается сложным строением и подразделяется на три градации: вулканомиктовых песчаников и алевролитов, эффузивно-кремнисто-известняковую и микстит-олистостромовую. Накопление ее происходило в открытом морском бассейне, связанном с зоной вулканизма. Палеобассейн на начальных этапах эволюции был мелководным, а затем резко углублялся. Осадконакопление сопровождалось излиянием лав и накоплением вулканических продуктов кислого и смешанного составов. Область накопления характеризовалась активным тектоническим режимом, что приводило к оползанию крупных олистолитов карбонатных и вулканогенных пород с близлежащих возвышенностей. Вышеперечисленные формации приурочены к двум стратиграфическим уровням и отражены в вертикальных и латеральных рядах раннегерцинских формаций (см. рис. 8). В Витимкан-Ципинской зоне устанавливается следующий вертикальный ряд формаций: 1) известняково-доломитовая, 2) сланцево-известняковая и 3) песчано-алевролитовая и известковистых конгломератов и песчаников, нижнего стратиграфического уровня (S2–D3); 4) флишоидная верхнего стратиграфического уровня (D3–C21). В Турка-Курбинской зоне в основании вертикального ряда выделяется сланцево-известняковая формация (нижний уровень), сменяющаяся флишоидной (верхний уровень). Смена формаций нижнего и верхнего стратиграфических уровней в этих зонах происходит в фаменском веке, когда меняется палеотектоническая обстановка и начинают накапливаться отложения точерской свиты и ее аналогов. В Удино-Витимской зоне вертикальный ряд формаций иной: 1) песчано-алевролитовая и 2) сланцево-известняковая нижнего стратиграфического уровня, 3) терригенно-вулканогенная верхнего стратиграфического уровня. Смена формаций этих уровней происходит во франском веке, что обусловлено изменением геодинамической обстановки и формированием еравнинской серии со значительным объемом вулканитов кислого и среднего состава. В латеральном направлении смена формаций характеризует 19 смену обстановок осадконакопления в пределах палеобассейна (см. рис. 8). Вертикальные формационные ряды верхнего палеозоя завершают позднегерцинские молассовая и вулканогенные андезит-базальтовая и трахириолитовая формации, связанные с процессами денудации активно растущего орогена и магматической активностью [11, 12, 45, 47 и др.]. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ На основе анализа формационных рядов, отражающих стадии развития ранних герцинид, выявлены отдельные этапы развития тектонических структур в верхнем палеозое, установлены связи между геодинамической историей развития палеобассейна и типами выполняющих его осадочных комплексов. Сравнение формационных рядов нижнего стратиграфического уровня (S2?–D3) с эталонными индикационными рядами бассейнов пассивных окраин [22] свидетельствует о том, что осадочный комплекс верхнего силура – верхнего девона, представляющий собой отложения шельфово-склонового бассейна, формировался в условиях пассивной континентальной окраины на границе Сибирского континента и Монголо-Охотского океана (рис. 9А). Карбонатонакопление происходило в спокойной тектонической обстановке морского мелководного бассейна, ограниченного прерывистым рифовым барьером и сочеталось с обстановками терригенного линейного побережья, субаквальной морской дельты и аллювиальной равнины. Время формирования пассивной окраины определяется в интервале поздний силур? (вероятнее всего с 421 млн лет) – франский век позднего девона (385 млн лет) в Еравнинской, Багдаринской и Туркинской подзонах, и с раннего девона (415 млн лет) до конца позднего девона (359 млн лет) в Уакитской и Бамбуйско-Олиндинской подзонах. С начала позднего девона, структура Байкало-Витимского шельфового прогиба, усложнялась, что связано, по-видимому, с заложением зон субдукции (Северо-Хэнтейская и др.) по окраине Монголо-Охотского океана (рис. 9Б) [12, 38]. В Витимкан-Ципинской и Турка-Курбинской зонах по окраине карбонатного шельфа происходит углубление бассейна, рост обрамляющих его поднятий и 20 формирование грауваккового Точерского прогиба, заполняющегося отложениями флишоидной формации. Тела толеитовых метабазальтов в ципиканской и асынской толщах, и базальтов в перевальной и белогорской свитах с возрастом 370–365 млн лет (D3) свидетельствуют о спрединговой природе прогиба [15, 16, 27, 28, 38]. Отмирание прогиба началось в конце раннего карбона, когда флишоид сменился пестроцветными отложениями конгломерато-песчано-сланцевой формации. В Удино-Витимской зоне, начиная с франского века, формируется Кыджимитская вулканическая зона, состав и строение разреза которой свидетельствуют о ее надсубдукционной природе. Начало образования зоны связано с дроблением каледонского фундамента, о чем свидетельствуют базальтоиды бассейна р. Ульзутуй, установленные среди мелководных отложений ульзутуйской толщи и имеющие надсубдукционные метки [28]. Дальнейшая эволюция Кыджимитской зоны обусловлена накоплением грубообломочных турбидитов вблизи вулканической дуги. Они образовывали подводные конусы выноса у основания крутых склонов углубляющегося бассейна. С востока к бассейну примыкала крупная аллювиально-дельтовая равнина. Из вышеизложенного следует, что в позднем силуре (?) – начале среднего карбона в северо-восточной части (в современных координатах) Западного Забайкалья существовал единый палеобассейн. На начальных этапах эволюции палеобассейн формировался в геодинамической обстановке пассивной континентальной окраины на границе Сибирского континента и МонголоОхотского океана, в позднем девоне сменившейся обстановкой активной континентальной окраины. Анализ фаций и комплексов органических остатков позволяют предполагать, что палеобассейн располагался в средних широтах (в современной системе координат) в субтропическом поясе с семиаридным (юго-западная часть) и более высоких широтах с аридным (северо-восточная часть) климатом. Концепция геодинамической эволюции для раннегерцинского этапа приведена по [38] с учетом новых данных. Согласно этой концепции, в раннюю стадию (S2–D31) 21 раннегерцинского этапа на границе Сибирского континента и Монголо-Охотского океана на байкальско-каледонском фундаменте накапливались карбонатные и терригенно-карбонатные мелководные шельфовые отложения пассивной континентальной окраины. В позднюю стадию (D3–C21), в связи с развитием Монголо-Охотского океана и субдукцией его литосферы под Сибирскую континентальную окраину, в пределах БВСС возникла активная континентальная окраина андийского типа. По южной периферии силурийско–девонского шельфа (современные координаты) формировались Кыджимитская зона надсубдукционного вулканизма и тыловой Точерский турбидитовый прогиб, заполнявшийся сначала граувакковыми турбидитами, а затем пестроцветными терригенными отложениями. Пространственные соотношения формаций шельфа, тылового прогиба и вулканической зоны позволяют считать, что зона субдукции погружалась, вероятно, к северо-западу, в сторону Сибирского континента. Раннегерцинский этап завершился образованием напряженной покровно-складчатой структуры на рубеже нижнего – среднего карбона, выразившейся в тектоническом перекрытии верхнепалеозойских отложений докембрийскими и нижнепалеозойскими. Верхний ее возрастной предел определяется гранитоидами (315–290 млн лет), прорывающими деформированные толщи первой половины верхнего палеозоя [38]. Таким образом, на раннегерцинском этапе своего развития Байкало-Витимская складчатая система представляла собой континентальную окраину Монголо-Охотского бассейна, которая характеризовалась последовательной сменой геодинамических обстановок пассивной (S2–D3) и активной (D3–C21) континентальных окраин, смена которых коррелируется с развитием Монголо-Охотского бассейна (Агинский палеоокеанический бассейн) [19, 33, 36, 38, 51]. ВЫВОДЫ 1. Отложения верхнего силура – среднего карбона, возраст которых надежно обоснован остатками фауны и флоры, образуют раннегерцинский структурный этаж БайкалоВитимской складчатой системы, для которого предложена тектоническая зональность с 22 выделением Удино-Витимской, Витимкан-Ципинской и Турка-Курбинской структурноформационных зон. 2. Разнообразные раннегерцинского в формационном структурного этажа отношении БВСС вещественные объединяют комплексы отложения двух стратиграфических уровней. Нижний уровень (S2–D3) в Витимкан-Ципинской и ТуркаКурбинской зонах образован преимущественно карбонатными, в Удино-Витимской зоне – карбонатно-терригенными отложениями. Верхний уровень (D3–C21) в Витимкан-Ципинской и Турка-Курбинской зонах сложен терригенными граувакковыми, в Удино-Витимской зоне – вулканогенными и вулканогенно-терригенными отложениями. 3. Раннегерцинский структурный этаж БВСС характеризуется рядами осадочных и вулканогенно-осадочных формаций, являющихся индикаторами геодинамических режимов первой половины позднего палеозоя. Формирование отложений в это время происходило в условиях последовательно меняющихся геодинамических обстановок пассивной и активной континентальных окраин, связанных с Монголо-Охотским бассейном. Благодарности. Авторы признательны Т.Н. Херасковой за конструктивные замечания и ценные рекомендаци, позволивший значительно улучшить статью, искренне благодарны палеонтологам В.А. Лучининой, Л.Н. Неберикутиной, А.Л. Юриной, В.Г. Хромых, В.Г. Ганелину, О.Т. Обут, проводившим определения органических остатков, и отдают должное памяти палеонтологов, ушедших из жизни Ю.П. Катюхе, Р.В. Горюновой, И.П. Морозовой, К.Б. Корде, Т.Н. Корень. Наши исследования продолжают направление работ С.В. Руженцева, памяти которого авторы посвящают эту статью. Работа выполнена при поддержке Гранта РФФИ № 05-12-00324 и Программы VIII.66.1. «Геодинамическая эволюция субдукционного магматизма и окраинноморского осадконакопления Монголо-Забайкальского сектора Палеоазиатского и Монголо-Охотского океанов». 23 СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Аристов В.А., Катюха Ю.П., Минина О.Р., Руженцев С.В., Неберикутина Л.Н. Новые данные по стратиграфии палеозоя Витимского нагорья (Западное Забайкалье) // Вестник Ворон. Гос. ун-та. Серия геол. 2005. № 2. С. 19–24. 2. Аристов В.А., Катюха Ю.П., Минина О.Р., Руженцев С.В. Стратиграфия и конодонты палеозоя Удино-Витимской складчатой системы (Забайкалье) // Материалы совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса (от океана к континенту). Т. 1. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2010. С. 24–26. 3. Беличенко В.Г. Каледониды Байкальской горной области. Новосибирск: Наука, 1977. 134 с. 4. Беличенко В.Г. Ранние и «полные» каледониды Саяно-Байкальской горной области // Изв. АН СССР Серия геол. 1983. № 1. С. 68–75. 5. Бутов Ю.П. Палеозойские осадочные отложения Саяно-Байкальской горной области. Улан-Удэ: из-во БНЦ СО РАН, 1996. 153 с. 6. Булгатов А.Н. Тектонотип Байкалид. Новосибирск: Наука, 1983. 193 с. 7. Булгатов А.Н., Гордиенко И.В. Террейновый анализ складчатых поясов Забайкалья // Материалы XXXI тектонического совещания: Тектоника и геодинамика: Общие и региональные аспекты. Т.1 // М.: Наука, 1998. С. 72–74. 8. Ветлужских Л.И. Трилобиты и биостратиграфия кембрийских отложений Саяно- Байкальской горной области. Автореф. дис…. канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2011. 18 с. 9. Ветлужских Л.И. Стратиграфия кембрия Саяно-Байкальской горной области / Материалы III Всероссийского совещания: Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео- и биособытия // С-Пб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2012. С. 55–58. 10. Гордиенко И.В. Палеозойский магматизм и геодинамика Центрально-Азиатского складчатого пояса. М.: Наука, 1987. 238 с. 24 11. Гордиенко И.В. Геодинамическая эволюция поздних байкалид и палеозоид складчатого обрамления Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 1. С. 53–70. 12. Гордиенко И.В., Булгатов А.Н., Руженцев С.В., Минина О.Р., Климук В.С., Ветлужских Л.И. и др. История развития Удино-Витимской островодужной системы Забайкальского сектора Палеоазиатского океана в позднем рифее – палеозое // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 5. С. 589–614. 13. Доронина Н.А., Минина О.Р., Патрахина А.В., Падерин И.П., Родионов Н.В., Вакуленко О.В. Палеозойские дайки Багдаринского прогиба и возраст точерской свиты (датирование цирконов методом SHRIMP-II) // Материалы совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса (от океана к континенту). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. Т 1. С. 95–97. 14. Доронина Н.А. Геохимические особенности метаморфизованных базитовых силлов Ципиканского участка // Материалы Всероссийской научной конференции: Геология, тектоника и металлогения Северо-Азиатского кратона. Якутск: Изд-во СВФУ, 2011. Т. I. С. 29–34. 15. Доронина Н.А. Терригенные породы рифей-раннепалеозойской ципиканской толщи: литохимия, источники сноса // Материалы совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2012. Т. 1. С. 88–91. 16. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М., Иванов А.В. Роль субдукции в формировании позднепалеозойских-раннемезозойских магматических комплексов северного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Материалы совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2011. Т. 1 . С. 78-80. 25 17. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Т. 2. М.: Недра, 1990. 327 с. 18. Зорин Ю.А., Скляров Е.В., Беличенко В.Г., Мазукабзов А.М. Развитие островных дуг и геодинамика восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса // ДАН. 2007. Т. 412. № 3. С. 369–372. 19. Строение земной коры и геодинамика Байкальской складчатой области // Отечественная геология. 1997. № 10. С. 37–44. 20. Клейменов Ю.А., Ивлев А.С., Степин Б.Г., Минина О.Р., Крахина С.П., Капитолинина Л.Л. Государственная геологическая карта Российской федерации м-ба 200 000. Муйская серия. Объяснительная записка, лист N-50-II. Изд. 2-е. С-Пб.: ВСЕГИИ, 2001. 150 с. 21. Куриленко А.В., Минина О.Р. Корреляция девона Агинской зоны Восточного Забайкалья с синхронными отложениями Байкало-Витимской складчатой системы Западного Забайкалья // Материалы Всероссийской конференции, посвященной 40-летию Геологического института СО РАН. Улан-Удэ: ИД «Экос», 2013. С. 203–207. 22. Ланцева В.С. Вулканизм Удино-Витимской зоны каледонид Западного Забайкалья (состав, возраст, геодинамические условия формирования). Автореф. дис…. канд. геол.-мин. наук. Улан-Удэ: ГИН СО РАН, 2014. 19 с. 23. Литогеодинамика и минерагения осадочных бассейнов / А.Д. Щеглов (ред.). СПб: Издво ВСЕГЕИ, 1998. 480 с. 24. Минина О.Р. Стратиграфия и комплексы миоспор отложений верхнего девона СаяноБайкальской горной области: Автореф. дис…. канд. геол.-мин. наук. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. 17 с. 25. Минина О.Р., Руженцев С.В., Аристов В.А., Катюха Ю.П., Некрасов Г.Е., Родионов Н.В., Голионко Б.Г. Геология Багдаринского района (Витимское нагорье, Забайкалье) // Материалы научного совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально- 26 Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) Т. 2. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2006. С. 31–35. 26. Минина О.Р., Руженцев С.В., Аристов В.А. Средний палеозой Еравнинской зоны Западного Забайкалья // Материалы международной конференции, посвященной памяти Е.А. Елкина: Биостратиграфия, палеогеография, события в девоне и карбоне. Новосибирск: Издво СО РАН, 2011. С. 110–112. 27. Минина О.Р. Средний палеозой Западного Забайкалья: стратиграфия, конодонты и миоспоры // Труды XV Всероссийского микропалеонтологического совещания: Современная микропалеонтология. Краснодар: Изд-во Кубанского госуниверситета, 2012. С. 427–430. 28. Минина О.Р. История развития Байкало-Витимской складчатой системы в палеозое (Западное Забайкалье) // Материалы конференции: Проблемы региональной геологии Северной Евразии. М.:РГГРУ, 2012. С. 51–54. 29. Минина О.Р., Ветлужских Л.И., Ланцева В.С. Стратиграфия и вулканизм нижнего и среднего палеозоя Байкальской горной области // Отечественная геология. 2013. № 3. С. 38– 46. 30. Минина О.Р., Доронина Н.А., Ветлужских Л.И. Средний – верхний палеозой Уакитской подзоны Байкало-Витимской складчатой системы Западного Забайкалья (новые данные по стратиграфии, вулканизму) // Материалы научного совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Т. 2. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2013. С. 168–170. 31. Наугольных С.В., Минина О.Р. Baikalophyton ruzhentsevii Gen. et sp. nov. – новое сциадофитон-подобное наземное растение из девонских отложений Западного Забайкалья // Сборник научных работ: Палеонтология в музейной практике. Москва: Медиа-Гранд, 2014. C. 50–59. 27 32. Ненахов В.М., Никитин А.В. Структура, магматизм и тектоническая эволюция Уакитской зоны в палеозое в контексте проблем формирования Ангаро-Витимского батолита (Западное Прибайкалье) // Геотектоника. 2007. № 2. С. 34–52. 33. Некрасов Г.Е., Родионов Н.В., Бережная Н.Г., Сергеев С.А., Руженцев С.В., Минина О.Р., Голионко Б.Г. U-Pb возраст цирконов из плагиогранитных жил мигматизированных амфиболитов Шаманского хребта (Икат-Багдаринская зона, Витимское нагорье, Забайкалье) // ДАН. 2007. Т. 412. № 5. С. 661–664. 34. Некрасов Г.Е., Руженцев С.В., Пресняков С.Л., Родионов Н.В., Лыхин Д.А., Голионко Б.Г. U-Pb SHRIMP датирование цирконов из плутонических и метаморфических пород ИкатБагдаринской и Агинской зон (Забайкалье) // Материалы научного совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Т. 2. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2006. С. 58–60. 35. Руженцев С.В., Минина О.Р., Аристов В.А., Катюха И.П., Голионко Б.Г. Тектоника Икат-Багдаринской и Джидинской зон Западного Забайкалья // Проблемы тектоники Центральной Азии. М.: ГЕОС, 2005. С. 171–196. 36. Руженцев С.В., Аристов В.А., Минина О.Р., Голионко Б.Г., Некрасов Г.Е. Герциниды Икат-Багдаринской зоны Забайкалья // ДАН. 2007. Т. 417. № 2. С. 225–228. 37. Руженцев С.В., Некрасов Г.Е. Тектоника Агинской зоны (Монголо-Охотский пояс) // Геотектоника. 2009. № 1. С. 39–58. 38. Руженцев С.В., Минина О.Р., Аристов В.А., Голионко Б.Г., Ларионов А.Н., Лыхин Д.А., Некрасов Г.Е. Геодинамика Еравнинской зоны (Удино-Витимская складчатая система Забайкалья): геологические и геохронологические данные // ДАН. 2010. Т. 434. № 3. С. 361– 364. 28 39. Руженцев С.В. Минина О.Р., Некрасов Г.Е., Аристов В.А., Голионко Б.Г., Доронина Н.А., Лыхин Д.А. Байкало-Витимская складчатая система: строение и геодинамическая эволюция // Геотектоника. 2012. № 2. С. 3–28. 40. Рыцк Е.Ю. Амелин Ю.В., Ризванова Н.Г. Возраст пород Байкало-Муйского складчатого пояса // Стратиграфия и Геол. корреляция. 2001. Т.9. № 4. С. 3–15. 41. Рыцк Е.Ю., Ковач В.П., Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Изотопные провинции и этапы формирования континентальной коры Байкало-Муйского пояса: Sm-Nd изотопные данные по гранитоидам и кислым вулканитам // ДАН. 2007. Т. 416. № 3. С. 374–379. 42. Уилсон Дж. Л. Карбонатные фации в геологической истории. Пер. с анг. М.: Недра, 1980. 463 с. 43. Фишев Н.А., Шелгачев К.М., Игнатович В.И., Гусев Ю.П., Минина О.Р., Шатковская Л.В., Гречаник Т.И., Смирнова С.А., Катюха Ю.П., Хохлов Е.В., Бузовкин С.В., Духовский А.А., Иогансон А.К., Семенова Л.Р., Суриков С.Н., Тихомиров И.Н., Шор Г.М., Миронов Ю.Б., Алексеенко В.Д., Самович Д.А., Митрофанов Е.А. Государственная геологическая карта Российской федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Лист N-49 - Чита. Объяснительная записка СПб.: ВСЕГЕИ, 2011. 454 с. 44. Федотова А.А., Разумовский А.А., Хаин Е.В., Аносова М.О., Орлова А.В. Этапы формирования магматических комплексов позднего неопротерозоя Запада БайкалоМуйского пояса // Геотектоника. 2014. № 4. С. 44–66. 45. Филимонов А.В. Фации и эволюция обстановок седиментации в позднем девоне Уакитского форландового палеобассейна Западного Забайкалья // Мат. Междунар. конф. Девонские наземные и морские обстановки: от континента к шельфу. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. С. 56–59. 29 46. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Ангаро-Витимский батолит: к проблеме геодинамики батолитообразования в Центрально-Азиатском складчатом поясе // Геотектоника. 1997. № 5. С. 18–32. 47. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П., Рыцк Е.Ю., Козаков И.К., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Ранние стадии формирования Палеоазиатского океана: результаты геохронологических, изотопных и геохимических исследований позднерифейских и вендкембрийских комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса // ДАН. 2006. Т. 410. № 5. С. 657–662. 48. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Рифтогенный магматизм активных континентальных окраин и его рудоносность. М.: Наука, 1991. 263 с. 49. Explanatory Note to the Tectonic map of the Northern, Central and Eastern Asia. Scale 1:2500000. Editors-in-chief: Yu.G. Leonov, O.V. Petrov, I.I. Pospelov. Authors: A.N. Bulgatov, Chen Bingwei, I.V. Gordienko, K.S. Ivanov, T.N. Kheraskova, V.A. Koroteev, A.M. Kurchavov, O.V. Petrov, I.I. Pospelov, V.N. Puchkov, Ren Liudong, S.G. Samygin, S.P. Shokalsky, S.D. Sokolov, O. Tomurtogoo. SPb: VSEGEI. Printing House, 2014. 186 p. Chapter 6. Pp. 53-58. Fold systems of Sayan-Baikal Mountain area. 50. Kravchinsky V.A., Cogne J-P., Harbert W.P., Kuzmin M.I. Evolution of the Mongol- Okhotsk оcean as constrained by new paleomagmatic data from the Mongol-Okhotsk suture zone, Siberia // Geophys. J. Int. 2002. Т. 148. P. 34-57. 51. Khain E.V., Bibikova E.V., Salnikova E.B. et al. The PalaeoAsian ocean in the Neoproterozoic and early Palaeozoic: new geochronologic data and palaeotectonic reconstructions // Precam. Res. 2003. Vol. 122. P. 329–358. 52. Kurilenko A.V., Minina O.R. The correlation of Devonian deposits of Eastern and Western Transbaikal (eastern Russia) // IGCP-SDS Symposium STRATA, serie 1. Brussels, 2015. Vol. 16. Р. 77-79. 30 53. Minina O.R., Neberikutina L.N., Aristov V.A. The Baikal folded area (BFA) is considered as a part of the Central Asian Belt // International Field Symposium “The Devonian and Lower Carboniferous of northern Gondwana”. Rabat: Documents de L’Institut Scientifique. 2013. N°26. P. 88-89. Razumovskiy A.A., Khain E.V., Fedotova F.A. Сorrelation of the Neoproterozoic events at 54. the Siberian margin of the Paleo-Asian ocean: new structural evidences from the Tonkiy Mys peninsula, the North Baikal area / 33rd International Geological Congress. ASI-06 PreMesozoik accretionary tectonics in Central Asia. Oslo, 2008. ASI06326P ПОДПИСИ К РИСУНКАМ к статье О.Р. Мининой с соавторами «Ранние герциниды Байкало-Витимской складчатой системы (Западное Забайкалье)» Рис. 1. Схема тектонической зональности Западного Забайкалья 1 – общий контур района исследований; 2, 3 – местоположение геологических карт: 2 – Багдаринской синформы, приведенной на рис. 3, 3 – Ямбуйского ксенолита, приведенной на рис. 7. Цифры на схеме – участки детальных работ, рассматриваемые в статье и номера разрезов, приведенных на рисунках 4–6, 8: 1 – Бамбуйско-Олингдинский, 2 – Уакитский, 3 – Багдаринский, 4 – Караталинский, 5 – Ямбуйский, 6 – Еравнинский, 7 – Джидотойский, 8 – Атхинский Рис. 2. Схема сопоставления палеозойских отложений Байкало-Витимской складчатой системы с использованием данных из [38] 1 – комплексы байкалид; 2 – доломиты; 3 – известняки; 4 – песчаники; 5 – переслаивание алевролитов, кремнисто-глинистых сланцев, известняков; 6 – граувакки; 7 – микститовая толща; 8 – моласса; 9, 10– вулканиты: 9 – Pz1, 10 – Pz2; 11, 12 – контакты: 11 – трансгрессивные, 12 – тектонические. Цифры в таблице: 1, 2 – типы разрезов олдындинской свиты: 1 – карбонатный, 2 – вулканогенный; 3–6 – толщи: 3 – озернинская, 4 – 31 кыджимитская, 5 – ульзутуйская; 6 – сурхебтинская, тамирская и суховская свиты; 7 – давыкшинская свита; 8 – ороченская, бамбуйская, нерундинская свиты, юктаконская серия; 9 – пестроцветная ассоциация багдаринской свиты, якшинская, санская, чулегминская свиты, уакитская и кадалинская толщи; 10 – точерская, мухтунная, сырыхская, огненская свиты, верхнебагдаринская подсвита и уендектская толща; 11 – ауглейская свита; 12 – курбинская, бадотинская свиты; 13 – мергельная толща; 14 – пановская свита; 15 – зумбурукская, ямбуйская свиты Рис. 3. Схема геологического строения Багдаринской синформы с использованием данных из [11, 38] 1 – четвертичные отложения; 2 – имская свита (K1im), конгломераты, песчаники, алевролиты; 3 – багдаринская свита (D–C1-2bg), пестроцветные песчаники, алевролиты, прослои песчанистых известняков; 4 – точерская свита (D3–C1tc), конгломераты, песчаники, алевропелиты, туфотерригенные породы, прослои известняков, туфов; 5 – якшинская свита (D3jk), переслаивание песчаников. алевролитов. алевропелитов, известняков; 6 – ороченская свита (D1-2or), известняки, доломиты; 7 – усойская свита (RF3us), базальты, риолиты, дациты и их туфы; 8 – сиваконская свита (RF3sk), эффузивы кислого и основного составов; 9 – шаманский комплекс (RF3s) габбро, диориты; 10 – ауникский комплекс (RF3ak), амфиболиты, серпентиниты; 11, 12 – витимканский комплекс (PZ3v): 11 – порфировидные биотитовые граниты, 12 – лейкократовые граниты; 13 – точерский субвулканический комплекс (C2tc), риолиты, андезиты; 14 – тектонические нарушения; 15 – места отбора проб и абсолютный возраст; 16 – места находок органических остатков и их номер. Цифры на рисунке: ороченская свита: 5, 7, 28 – криноидеи, мшанки; 3–7, 15, 16, 24, 28, 30, 32, 34, 37 – водоросли Rohtpletzella devonica Masl., Renalcis devonicus Antropov, Epiphyton buldyricum Antropov, сифонеи Lancicula sp. (D) и др.; 6, 16, 30, 32, 37 – строматопороидеи Stromatopora sp. (S–D), Amphipora sp.1 (D2) и Amphipora cf. angusta Lec. (D2-3); 28 – 32 конодонты Panderodus sp. (O–D2) и Latericriodus sp. (D1–D2ef); тентакулиты (S–D); 30, 34 – миоспоры (D2jv); якшинская свита: 22, 29, 27 – кораллы Graciolopora sp. и Pachypora sp. (D2– D3f), Chaetetes sp. (D); 14, 21 – мшанки Geramopora sp. (O–D); 21, 23 – строматопороидеи Actinostroma cf. guasifenestratum Khromych (D3fm); 14, 18, 22, 23, 27, 29 – водоросли Rothpletzella sp. (S–D) и харофиты (D); 18, 27, 29 – конодонты Spathognathodus sp. (D3), Palmatolepis cf. transitans Mull. (D3f), Panderodus sp., Mesotaxis asymmetricus Bisch. et Ziegl. и Palmatholepis cf. triangularis Sann. (D3f1); 18, 21, 22, 27, 29 – миоспоры (D3f); 18, 29 – хитинозои Rhabdochitina sp., Desmochitina sp. (O–D); багдаринская свита: 8–10, 12, 20, 35, 36 – цианеи Garvoodia sp., Renalcis devonicus Antropov (D), Bevocastria sp. и водоросли Fasciella sp (D3–C1), Deresella sp., Bijagodella sp. и Konikopora sp. (D2–D3), Antracoporella sp. (С); 8, 9 – строматопороидеи Amphipora cf. angusta Lec. (D2–D3); 8–10, 13, 17, 20, 35, 36 – мшанки Rhabdomeson, Primorella, Rombocladia и Ascopora (с С1), Rhombotrypella и фузулиниды (появляются с С2); 9, 12, 13, 17 – миоспоры (D3f и С1); точерская свита: 2, 25, 26, 31, 33 – конодонты Palmatolepis cf. triangularis Sann., Polygnathus sp., “Ozarkodina” sp., «Ligonodina» sp. (D3fm), Palmatolepis perlobata schindewolfi Mull., P. cf. marginifera Helms., Polygnathus glaber Ulr. et Bass.(D3fm1-2), Ancyrodella sp., Pseudopolygnathus triangulus Voges (С1t), Neopolygnathus communis Brans. et Mehl. (D3fm1-2–C1); 2, 25 – строматопороидеи Kyklopora sp. (D3fm); 2, 33 – криноидеи и тентакулиты отряда Nowakiida (D); 33 – плауновидные (D3–C1); 1, 2, 7, 25, 26, 31, 33 – миоспоры (D3fm1-2–C1 t-v) Рис. 4. Геологические разрезы девонско-каменноугольных отложений Уакитской синформы 1 – полимиктовые конгломераты; 2 – песчаники и алевролиты с прослоями конгломератов, гравелитов; 3 – песчаники, алевролиты; 4 – глинистые сланцы, алевросланцы; 5 – известняки алевритистые с прослоями глинистых известняков; 6 – известняки, водорослевые известняки; 7 – доломиты глинистые; 8 – массивные, водорослевые доломиты; 9 – линзы 33 карбонатных пород; 10 – андезибазальты, базальты; 11 – туфопесчаники, туфоалевролиты с прослоями туфов, туффиты; 12 – вулканиты кислого состава; 13 – место находок органических остатков; 14–17 – формации: 14 – известняково-доломитовая и сланцевоизвестняковая, 15 – песчано-алевролитовая, 16 – известковистых конгломератов и песчаников; 17 – флишоидная, 18 – номер разреза, приведенный на рис. 1. Цифры на рисунке: водоросли: 1–4 – цианеи Rothpletzella devonica Masl., Litanaia sp., Ikella sp., Izhella sp., Zidella sp., сифонеи Tharama sp., харофиты Umbella sp. (D), 5 – Rothpletzella sp., Ortonella sp. (D–C), 6 – Algites sp. (С), 8 – Rothpletzella sp., Lancicula sp. (D–C), 10 – Epiphyton buldyricum Antr., Izhella nubiformis Antr., Rothpletzella devonica Masl. (D3); высшие растения: 5 – Pectinophyton sp. (D3–C1), Orestovia sp. (D), 7 - Flabellofolium sp. (D2–C1), Shciadophyton sp. (D1–C1), 8 - Flabellofolium williamsonii (Nath) Iur. et Put. (D2–C1); тентакулиты: 2 – отряда Tentaculitida, 10 - Tentaculites sp. (S–D); миоспоры: 1 – (D2zv), 2 – (D3fm1), 4 – (D3fm3), 5 – D3fm–C1t, 6 – C1t–C 2b, 7 – (D3f3), 8 – D3fm1, 9 – (D3f3) и (D3fm3), 10 – D и D3–C1t Рис. 5. Геологический разрез девонско-каменноугольных отложений Бамбуйско- Олингдинской синформы 1 – полимиктовые конгломераты и конглобрекчии; 2 – песчаники и алевролиты с прослоями алевритов и мелкогалечных конгломератов и гравелитов; 3 – песчаники и алевролиты; 4 – глинистые сланцы, алевросланцы; 5 – известняки алевритистые с прослоями глинистых известняков; 6 – известняки водорослевые; 7 – доломиты; 8 – массивные, окремненные доломиты; 9 – линзы известняков; 10 – туфопесчаники, туфоалевролиты с прослоями туфов, туффиты; 11 – вулканиты кислого состава; 12 – места находок органических остатков; 13–16 – формации: 13 – известняково-доломитовая и сланцевоизвестняковая, 14 – песчано-алевролитовая, 15 – известковистых конгломератов и песчаников; 16 – флишоидная, 17 – номер разреза, приведенный на рис. 2. 34 Цифры на рисунке: 1 – водоросли Orotonella sp., Rothpletzella devonica Masl., миоспоры (D1-2zv); 2 – водоросли Rothpletzella devonica Masl., Multicelularia sp. (D), миоспоры слоев (D3f); 3 – водоросли Multicelularia sp., фораминиферы Sorosphaera sp. (D) и миоспоры (D3f3); 4 – водоросли Rothpletzella devonica Masl. (D), Epiphyton buldyricum Antr., Izhella nubiformis Antr. (D3), миоспоры (D3fm–C1t); 5 – водоросли Pychostroma sp. (C–Р), хитинозои Eisenacichitina sp. (D) и миоспоры (C1t), в линзах известняков – трилобиты (Є2am) и акритархи (Є1-2); 6 – листостебельчатые мхи рода Polyssocetia Neuburg (C-P), криноидеи (D– P), водоросли и фораминиферы (PZ2), миоспоры (C1) Рис. 6. Геологические разрезы силурийско-нижнекаменноугольных отложений Еравнинской подзоны 1 – кварц-полевошпатовые песчаники, прослои гравелитов, конгломератов; 2 – полимиктовые гравийные песчаники; 3 – сероцветные полимиктовые песчаники; 4 – полимиктовые песчаники, алевролиты, туффиты, глинистые сланцы, прослои известняков, конглобрекчий, линзы известняков и андезитов (Є1, вне масштаба); 5 – переслаивание песчаников, алевролитов, известковистых алевролитов; 6 – туффиты и туфы кислого состава; 7 – глинистые сланцы, туффиты, туфоалевролиты; 8 – алевролиты; 9 – переслаивание органогенно-обломочных известняков, известковистых алевролитов; 10 – переслаивание алевритистых известняков, алевролитов, аргиллитов; 11 – песчанистые известняки; 12 – места находок органических остатков; 13–15 – формации: 13 – песчано-алевролитовая, 14 – терригенно-вулканогенная; 15 – конгломерато-песчано-сланцевая; 16 – номер разреза, приведенный на рис. 2. Цифры на рисунке: 1 – конодонты Pandorinellina postexcelsa Wang et Ziegl., P. cf. exigua philippi Klapp., P. steinhornensis (Ziegl.), Polygnathus sp. (D1e), Panderodus cf. unicostatus Br. et Mehl (S–D2zv), мшанки Ceramopora sp., Orbipora sp., строматопороидеи Stromatopora sp.; 2 – конодонты Palmatolepis sp., Polygnatus sp. (D2zv–D3f1), водоросли харофые Sicidium sp., 35 кораллы Sociophylum (D2–D3), миоспоры (D2zv–D3f1); 3 – конодонты Palmatolepis transitans Mull. (D3f), миоспоры (D3f1), мшанки Ceramopora sp. (O–D), сифоновые водоросли (D); 4 – конодонты Palmatolepis transitans Müll. (D3f), тентакулиты Tentaculita sp. (S–D), строматопороидеи Kyklopora sp., Amfipora sp. (D3fm), цианеи Rothpletzella sp., Ikella sp., Nuia devonica Sh. (D), остатки высших растений Baikalophyton ruzhentsevii Naugolnykh et Minina, gen. et sp. и миоспоры (D3–C1t); 5 – водоросли Berezella sp., Drinella sp. и харофиты (С1), мшанки Fistulipora sp.1 (D2–C1), миоспоры (C1v-s); 6 – тентакулиты, строматопороидеи, кораллы (S–D), мшанки Fistulipora sp. (D2–C1), миоспоры (D3fm–C1t); 7 – брахиоподы Cyrtospiriferidae gen.indet.vel Syringothyridae gen. indet. (D–C1), Theodossia cf. anossofi (Vern.) (D3) и Leiorhynchus sp. (D), криноидеи (PZ2), водоросли Rotpletzella sp. (D) и сифоновые (C1), миоспоры (C1); 8 – конодонты Polygnatus sp., Protognatodus sp., водоросли Rotpletzella sp., строматопороидеи, миоспоры (D3fm–C1t) Рис. 7. Схема геологического строения и профиль Ямбуйской моноклинали 1 – четвертичные отложения; 2 – ендондинская свита (К1en), песчаники, алевролиты; 3 – ямбуйская свита (Cjm), пестроцветные песчаники, алевролиты, прослои конгломератов, известняков, риолиты; 4 – зумбурукская свита (C1v–C21zb), переслаивание песчаников, алевролитов, алевропелитов, доломитов; 5 – пановская свита (D3fm–C1tpn), ритмичное переслаивание алевролитов, алевропелитов, известняков, линзы органогенно-обломочных известняков; 6 – сланцево-известняковая толща (D2zv–D3fsl), известняки, алевролиты; 7 – мергельная (O–Smg), бурые доломиты, алевропелиты, известняки; 8 – бадотинская свита (Є23b), черные алевритистые известняки; 9 – курбинская свита (Є1kb), светлые доломиты, известняки; 10 – андреевская свита (RF1an), песчаники, алевролиты; 11- асынская свита (RFas) биотитовые сланцы, мраморы; 12 – витимканский комплекс гранитоидный (Cv); 13 – разломы; 14 – надвиги; 15 – места находок органических остатков: 16 – археоциаты; 17 – мшанки Finistella sp.; 18 – миоспоры в свитах: пановской – D3fm3 и C1t, зумбурукской – C1v-t, 36 ямбуйской – C; 19 – хитинозои (O–D); 20 – водоросли в пановской свите – Kozbymella dembovskii Shusky, Shuguria sp., Chabakovia sp., Epiphyton buldyricum Antropov, Renalcis devonicus Johnson (D3), Euflugella sp. (C1); 21 – трилобиты (Є2-3); 22 – брахиоподы семейств Orthidae, Stratiphomenidae; 23 – серпулиды и конодонты: сланцево-известняковая толща – Ancyrodella binodosa Uyeno, Mesotaxis cf. falsiovalis Sand., Ziegl. et Bult., Icriodus sp., Polygnathus sp. (D2jv–D3f), Ancyrodella ex. gr. nodosa Ulr. et Bassl., Polygnathus sp., Palmatolepis сf. subrecta Mill. et Young (D3f2), пановская свита – Palmatolepis sp., Icriodus sp., Palmatolepis superlobata Br. (D3fm); 24 – криноидеи (Pz2); 25 – кораллы ругозы – пановская свита Paleophyllum sp. и Favistella sp. (O2–S1), Xystriphyllum sp. (D1-2), гелиолитиды (O3–D2). Рис. 8. Схема соотношения формаций верхнего палеозоя Байкало-Витимской складчатой системы по простиранию главных тектонических структур 1 – известняки; 2 – доломиты; 3 – алевропелиты; 4 – алевролиты; 5 – переслаивание аргиллитов, кремнистых алевропелитов с прослоями туфов, туффитов; 6 – полимиктовые песчаники; 7 – известковистые песчаники и конгломераты; 8 – терригенно-вулканогенные породы; 9 – микститовые комплексы; 10 – конгломераты; 11 – базальты, андезибазальты; 12 – риолиты, трахириолиты; 13–15 – отложения: 13 – докембрия, 14 – венда-кембрия, 15 – ордовика-силура; 16–21 – формации: 16–18 – пассивной континентальной окраины: 16 – известняково-доломитовая и сланцево-известняковая, 17 – песчано-алевролитовая, 18 – известковистых конгломератов и песчаников; 19, 20 – активной континентальной окраины: 19 – флишоидная, 20 – терригенно-вулканогенная; 21 – конгломерато-песчано-сланцевая; 22 – вулканогенная и молассоидная формации поздних герцинид; 23 – границы формаций; 24 – номера разрезов, приведенных на рис. 2 Рис. 9. Палеогеодинамические реконструкции для раннегерцинского этапа по [11], с изменениями авторов, А – поздний силур – поздний девон; Б – поздний девон – начало среднего карбона 37 1 – Сибирский кратон; 2 – покровно-складчатые пояса пассивной окраины; 3 – авлакогены; 4 – коллаж аккретированных террейнов различной геодинамической природы; 5 – островодужные системы с зонами субдукции и надсубдукционными вулканическими поясами; 6 – предполагаемая зона спрединга в Монголо-Охотском океаническом бассейне; 7 – остаточные бассейны (а) и внутриплитные вулканоплутонические пояса (б) на активной континентальной окраине; 8 – глубокое море; 9 – мелкое море; 10–14 – формации: пассивной континентальной окраины: 10 – известняково-доломитовая и сланцево-известняковая, 11 – песчано-алевролитовая, 12 – известковистых песчаников и конгломератов; активной континентальной окраины: 13 – флишоидная, 14 – терригенно-вулканогенная; 15 – разрывные нарушения: сдвиги, сбросы, надвиги; палеобассейна; 17 – кыджимитская вулканическая зона 16 – предполагаемые контуры
