Описанная зона мелких складок прослеживается к юго-востоку за пределы района и, по-видимому, представляет ветвь более крупной Харапской зоны смятия, выделявшейся рядом исследователей [6]. В промежутке между Джелиндинским антиклинорием и Капральско-Джегесским синклинорием расположены две складки второго порядка: антиклиналь и сопряженная с ней синклиналь. Складки имеют простирание северсеверо-восточное. Северные их окончания срезаны Анабарским разломом. Складки по форме приближаются к асимметричным с крутым падением осевых поверхностей. Углы падения крыльев крутые, составляющие 68-80°.
Хапчанский мегаблок первого порядка (Попигайская глыба) составляет северо-восточную часть Анабарского щита и состоит из ряда протяженных тектонических блоков более низкого порядка шириной до 4-6 км, в которых наблюдается последовательное чередование осложненных крутых складок с размахами крыльев до 1-2 км при длине 6-10 км. По соотношению блоков намечаются два синклинория с антиклинорием между ними. В строении первых принимают участие породы карбонатно-гранулитовой и метакарбонатно-парагнейсовой графитсодержащих формаций раннего протерозоя (хапчанская серия). Антиклинорий сложен породами плагиогнейсовой формации верхнеанабарской серии. Установлены мелкие линзовидные тела гранитоидов раннего протерозоя. Крылья структур имеют наклон 70-80°. На юге блока структуры характеризуются северо-западным простиранием, которое вблизи Попигайской астроблемы подвергается виргации с отклонениями к западу и востоку.
5. История геологического развития
Геологическое развитие территории происходило в несколько крупных этапов, соответствующих выделенным структурным ярусам: раннепозднеархейского, позднеархейского, раннепротерозойского, рифейского, вендско-кембрийского, средне-каменноугольно-триасового, юрско-мелового и кайнозойского.
Ранне-позднеархейский этап
Ранне-позднеархейский этап в пределах Анабарского щита соответствует формированию блоков коры, сложенных полихронными гранулитами далдынской и верхнеанабарской серий.
Наиболее древние образования Анабарского щита представлены гранулитами от двупироксеновых кристаллосланцев до гиперстеновых плагиогнейсов с Nd-модельным возрастом протолитов пород 3,76-3,51 млрд лет. Циркон с U-Pb возрастом 3,72 млрд лет имеет положительную величину еHf (T) +2,6, указывающую на его формирование в магме из смешанного коровомантийного источника. Для этого циркона отмечаются эоархейские значения модельного возраста THf (DM) = 3,78 млрд лет и времени экстракции коры ТС Hf 3,82 млрд лет. Наиболее древние мафитовые породы, подобные базальтам океанических островов или плюмовым базальтам, сложены породами по Nd-модельному возрасту протолита, отделившимися от мантии 3,65- 3,67 млрд лет назад. Наиболее древний циркон гранитоидного облика в них имеет возраст 3,57 млрд лет, это значение может указывать на возраст источника сноса. Если циркон рассматривать как детритовый, или как результат переработки и плавления пород около 3,57 млрд лет назад. Циркон с возрастом 3,57 млрд лет характеризуется отрицательными величинами еHf(T) от -5,3 до -6,8 с модельным возрастом THf (DM) = 3,92-3,98 млрд лет и временем экстракции коры ТС Hf 4,14-4,24 млрд, что указывает на его формирование в процессе рециклинга эоархейской и хадейской коры.
Период 3,20-3,00 млрд лет играет особую роль и характеризуется кардинальными изменениями корообразуюших процессов в глобальной истории Земли [18, с. 450]. Появление в разрезах далдынской серии высокозрелых метаосадочных пород (кварциты, силлиманитовые, кордиеритовые и гранатовые гнейсы) с Nd-модельным возрастом протолита 3,37-3,00 млрд лет указывают на существование континентальной коры в области питания осадочного бассейна.
Позднеархейский этап
В конце среднего лопия на Анабарском щите фиксируется радикальное изменение в характере магматизма, которое предполагает прирост новообразованной коры за счет широкого участия ювенильных мантийных магм и флюидов в формировании континентальной коры. Метаморфизованные в гранулитовой фации толщи далдынской и верхнеанабарской серий служили фундаментом при формировании интрузивных образований позднеархейского этапа, представленных наиболее древними раннеорогенными образованиями [14] анабарского эндербитмигматит-чарнокитового комплекса. Тектоническая обстановка формирования гранитоидов верхнеархейского структурного яруса соответствовала преимущественно активным континентальным окраинам, а также мантийнокоровому взаимодействию в супрасубдукционной обстановке на континентальной окраине (для санукитоидов). Только пегматоидные чарнокитовые граниты имеют геохимические характеристики магматизма коллизионной обстановки. Формирование эндербитов и чарнокитов во времени было сопряжено с продолжительным субдукционным процессом, сопровождающимся гранулитовым метаморфизмом, с широко цитируемым возрастом 2,75 млрд лет [10].
В это время (~2860 млн лет) формировались гиперстеновые плагиогнейсы верхнеанабарской серии и эндербиты анабарского эндербит-мигматитчарнокитового комплекса с характеристиками гранитоидов ТТГ-серии, содержащие циркон с положительными величинами от +4 до +7,2, модельным возрастом 2,97-3,09 млрд лет и возрастом экстракции коры 3,03-3,18 млрд лет.
Раннепротерозойский этап
На Анабарском щите наиболее ранние стадии раннепротерозойского этапа связаны с формированием вюрбюрской толщи 2,4 млрд лет назад в эпикратонном бассейне к западу от Далдынского блока (в современных координатах) на площади листа R-48. Возраст метаандезитов (бескварцевый двупироксеновый плагиогнейс) вюрбюрской толщи 2,42±0,02 млрд лет [16]. Sm-Nd изотопная система метавулканитов (плагиогнейсы и кристаллические сланцы) и метаседиментогенных пород (гранатовые гнейсы и кальцифиры) вюрбюрской толщи показывает значения Nd-модельного возраста 2,8-3,09 млрд лет [13]. По результатам датирования на SHRIMP [16] усредненный возраст дометаморфического, по нашему мнению, детритового циркона, в вюрбюрской толще 2,8-2,6 млрд лет, то есть совпадает с возрастом коллизионного магматизма. Источниками вещества, обусловившими этот интервал значений Nd-модельного возраста, могли служить образования, синхронные породам далдынской и верхнеанабарской серий, если они выходили на дневную поверхность. При пересчете на возраст 2,4 млрд лет величина варьирует от -0,9 до -4,2, что свидетельствует о зрелости источника сноса к моменту накопления вюрбюрской толщи.
К востоку от Далдынского блока раннепротерозойский этап проявился в накоплении терригенно-карбонатных отложений - протолитов стратифицированных гранулитовых толщ хапчанской серии. Осадконакопление происходило в обстановке, отвечающей пассивной континентальной окраине на морском шельфе.
Гранитоиды билляхского комплекса (1980 млн лет) формировались в коллизионной обстановке, осложненной рифтогенезом при участии мантийного плюмового магматизма.
Рифейский этап
Формирование карбонатного чехла платформы сопровождалось вспышками базитового магматизма долеритовой формации, который свойственен областям внутриконтинентального растяжения, широко проявившимся на всей территории Анабарского щита и площади развития рифейского структурного яруса. Магматизм этого периода представлен поясами даек кварцевых долеритов раннерифейских кенгединского (1580 ± 30-1502 ± 18 млн лет) и токурского (1412 ± 4-1400 ± 42 млн лет) комплексов, кварцевых долеритов и монцонит-порфиров чиэресского комплекса (1384 ± 2-1337 ± 11 млн лет), габродолеритов среднерифейских будьюрхайского (1290 ± 10-1240 ± 12 млн лет) и котуйканского (1103-1054 млн лет) комплексов.
Вендско-кембрийский этап
После подъема территории и размыва в конце позднего рифея вновь установился режим карбонатной платформы. Глубина предвендского размыва достигала 600 м. Довендский перерыв в осадконакоплении по мнению М.С. Мащака составлял около 250-300 млн лет [18].
Вендские отложения с угловым несогласием залегают на различных уровнях рифея и местами на кристаллическом фундаменте. В раннем венде происходило накопление относительно мелководных терригенно-карбонатных отложений. В начале позднего венда отлагались относительно глубоководные битуминозные известняки, а в конце - в условиях мелководья, водорослевые доломиты.
Отложения морской терригенно-карбонатной формации поздневендско-раннекембрийского возраста залегают с размывом на существенно карбонатных толщах венда. Карбонатные и терригенно-карбонатные преимущественно битуминозные толщи ранне-среднекембрийского возраста, формировались в условиях мелководного открытого морского или лагунно-морского бассейна. Ограниченно развитые верхнекембрийские отложения, представленные глинистыми и алевролитистыми известняками и доломитами, залегающие с несогласием на отложениях среднего кембрия, также накапливались в условиях мелководного морского бассейна.
Среднекаменноугольно-триасовый этап
В северном, восточном и южном обрамлении Анабарского поднятия в связи с развитием Сибирского суперплюма широко проявился базитовый магматизм, представленный эбехаинским трахидолеритовым, молодинским и катангским долеритовыми и габбродолеритовым оленек-велингнинским комплексами, а также щелочноультраосновной магматизм, представленный куонамским кимберлиткарбонатитовым комплексом.
Юрско-меловой этап
Стратифицированные отложения юры и мела, залегающие на подстилающих толщах с региональным перерывом и несогласием, на рассматриваемой территории не сохранились. На восточном склоне Анабарского свода с этим этапом связано формирование билляхского кимберлитового и талахтахского комплекса щелочных базальтоидов.
Кайнозойский этап
Стратифицированные образования этого этапа относятся к континентальной терригенной формации, залегающей с перерывом и резким угловым несогласием на толщах всех нижележащих структурных ярусов. В позднем эоцене (35,7 млн лет) в северной части территории произошло одно из известнейших импактных событий на территории России - падение Попигайского астероида, приведшее к образованию ударного кратера диаметром до 100 км и коптогенного брекчиевого комплекса. Новейший структурный план Анабарского щита в общих чертах унаследован от мезозойско-кайнозойских этапов тектогенеза. Амплитуды поднятия положительных структур за новейшее время оцениваются от 200 м до 500 м и более, отрицательных - от 50 до 100 м. [5]. Плейстоценовая речная сеть в большинстве своем наследует древнюю. На протяжении четвертичного времени рассматриваемая территория на фоне общего воздымания Сибирской платформы пережила сложную историю развития. В среднем плейстоцене, а также в верхнем неоплейстоцене Среднеcибирское плоскогорье (свод Анабарской антеклизы и ее западный и юго-западный склоны) подвергались оледенению, центр которого вероятно находился на шельфе Карского моря. В перигляциальных областях в среднем и верхнем плейстоцене происходило формирование речных террас.
6. Полезные ископаемые
На Анабарском щите расположены огромные интрузии анортозитов, содержащие залежи титаномагнетитов и апатита. На территории Якутии расположены многочисленные алмазные трубки. С сибирскими траппами связаны медно-никелевые месторождения норильского района.
Есть несколько крупных угольных бассейнов.
Железорудные проявления Анабарского массива связаны здесь с телами пласто- и линзообразной формы магнетитсодержащих кварцитов, кварцмагнетитовых, магнетитовых гиперстеновых и двупироксеновых кристаллосланцев, характеризующихся магнитной восприимчивостью от 3500 до 98000Ч10-6 ед. СГС [15], рудной формации железистых кварцитов.
В Анабарском массиве обнаружены проявления мрамора, железа, слюд, титана.
Также в пределах Анабарского щита на всех этапах гранитообразования отмечается перераспределение урана и тория, их накопление в ходе гранитизации, прежде всего калиевого петрохимического профиля, с обогащением наиболее лейкократовых и щелочных производных (лейкогранитов, сиенитоидов), высокотемпературных кремнещелочных (кварц-альбит-микроклиновых) метасоматитов.
Наличие проявлений жидкой нефти и продуктов ее изменения в различных частях осадочного чехла склонов Анабарского массива, имеющего мощность до 3500 м, их тяготение к определенным тектоническим элементам, контролирующим распределение зон возможного нефтенакопления, позволяют положительно оценивать перспективы нефтегазоносности этой территории.
Выделяются две перспективные территории: южный склон массива и Суханский прогиб [1, с. 126].
На территории Анабарского массива широко развиты разнообразные по генезису месторождения и проявления титана. Среди коренных можно выделить магматогенные и метаморфогенные. Экзогенные проявления титана связаны с эпохами формирования кор выветривания и устанавливаются в верхнепалеозойских, верхнетриасовых, нижнеюрских, палеогеновых и четвертичных отложениях, часто весьма различных по своему происхождению.
Проявления марганца известны на восточном склоне Анабарской антеклизы. Они локализованы в известняках позднепротерозойской унгуохтахской свиты. Одно из таких проявлений - Уджинское, расположенное в верхнем течении р. Уджа. Здесь наблюдаются линзообразные тела кремнисто-карбонатных пород мощностью 0,3-0,7 м и протяженностью первые десятки метров. Содержания марганца достигают 15,22%. Проявления можно оценивать как перспективные на докебрийские карбонатные марганцевые руды, но расположены они в неблагоприятных экономических условиях [1, с. 312].
В пределах региона выделяются протяженные зоны глубинных разломов, к которым приурочены участки проявления гранитоидов и гранитизации, магнезиальных скарнов и калишпатовых метасоматитов.
Все мусковитовые проявления массива сосредоточены в пределах Котуйкан-Монхоольской зоны глубинного разлома, расположенной в центральной части региона. На Анабарском кристаллическом массиве возможно выявление лишь мелких мусковитовых месторождений, причем качество слюды, видимо, будет невысоким.
В пределах Анабарского массива выделены Северная, Биригендинская и Токурская графитоносные зоны.
В южной части Анабарского массива известны крупные интрузии анортозитов с приуроченными к ним проявлениями комплексных апатит-ильменитовых и апатит-ильменит-титаномагнетитовых руд. В пределах Биригендинской зоны на юго-восточном окончании Анабарского массива обнаружены апатитоносные пегматиты. Интересно проявление Олобу, представленное скоплением эгириновых и ортоклаз-микроклиновых апатит-содержащих пегматитовых жил. Протяженность пегматитового поля 2,7-3 км. Длина отдельных пегматитовых жил составляет 50-100 м, а мощность - 10-50 м. Содержания апатита в жилах достигают 30-70% [1, с. 346].