Тектонической основой Средней Сибири служит древняя Сибирская платформа, граница которой обычно проводится по северной окраине Среднесибирского плоского­рья. Тектоническое положение северной части Средней Сибири определяется неоднозначно. Долгое время территорию Таймы­ра и Северо-Сибирской низменности считали областью герцин- ской складчатости, затем в ее пределах стали выделять участки каледонской, байкальской и мезозойской складчатости. Все это нашло отражение на тектонических картах (1952, 1957, 1969 и 1978 гг.). Однако последними работами по тектонике Таймыра установлено, что в его строении, как и в строении Анабарского массива, принимают участие метаморфические комплексы фун­дамента, перекрытые протерозойскими отложениями. Это да­ло основание М.В. Муратову (1977 г.) отнести Таймыр к катего­рии щитов, включив его в состав Сибирской платформы. Все большее число исследователей поддерживают эту точку зрения.

Таким образом, территория Средней Сибири практически совпадает с Сибирской платформой. Лишь юго-восточная часть платформы, ее Алданский щит, лежащий в основе Алданского нагорья, рядом исследователей (С.С. Воскресенский, 1968; Н.И. Михайлов, 1961; Н.И. Михайлов, Н.А. Гвоздецкий, 1976; и др.) не включается в состав Средней Сибири. Основанием для этого служат существенные различия в современной природе Алданского нагорья и Средней Сибири, обусловленные тем, что его развитие на протяжении длительной мезокайнозойской ис­тории существенно отличается от развития остальной террито­рии платформы и сближается с северобайкальскими нагорьями.

Фундамент платформы сложен архейскими и протеро­зойскими складчатыми комплексами и имеет расчлененный рель­еф. В Анабарском и Таймырском массивах породы фундамента (гнейсы, кварциты, мраморы, граниты) выходят на поверхность. Области неглубокого залегания фундамента (до 1-1,5 км) распо­лагаются на окраинах Анабарского массива, северном склоне Алданского щита, на западной окраине платформы (Туруханское поднятие, склон Енисейского массива) и пересекают территорию с северо-востока на юго-запад от низовий Лены к Восточному Сая- ну. Складчатые структуры Енисейского поднятия были созданы в позднем протерозое (байкальская складчатость).

Поднятия фундамента разделены обширными и глубокими впадинами: Тунгусской, Пясинско-Хатангской, Ангаро-Ленской и Вилюйской, которая на востоке смыкается с Предверхоянским краевым прогибом. Впадины заполнены осадочными толщами большой мощности (8-12 км). Лишь в Ангаро-Ленском проги­бе мощность чехла не превышает 3 км.

Формирование осадочного чехла Сибирской платформы началось в нижнем палеозое общим погружением, вызвавшим крупную морскую трансгрессию. Для отложений кембрия ха­рактерна большая фациальная изменчивость и перерывы в осадконакоплении, свидетельствующие о довольно большой под­вижности территории. Наряду с конгломератами, песчаниками и известняками по окраинам платформы в морских лагунах на­капливались красноцветные толщи, содержащие соли и гипсы. Но преобладают среди нижнепалеозойских отложений извест­няки и доломиты, выходящие на поверхность на обширных про­странствах.

В конце силура почти вся территория испытала поднятие, явившееся отзвуком каледонской складчатости на соседних с платформой территориях. Морской режим сохранился лишь в Пясинско-Хатангской впадине и в северо-западной части Тун­гусской синеклизы. В течение девона территория платформы продолжала оставаться сушей. В раннем девоне заложился Юж­нотаймырский авлакоген, где накопился полный разрез девонских отложений.

В верхнем палеозое в условиях медленного погружения на обширной территории Тунгусской и Пясинско-Хатангской си- неклиз устанавливается озерно-болотный режим. Здесь нако­пились мощные пласты тунгусской свиты. Нижняя часть этой свиты представлена так называемой продуктивной толщей - чередованием песчаников, глинистых и углистых сланцев, алев­ролитов и прослоек каменного угля. Мощность этой толщи до 1,5 км. К ней приурочены промышленные пласты каменного уг­ля, распространенные на огромной территории.

Продуктивная угленосная то"лща пронизана многочисленны­ми интрузиями основных магматических пород и перекрыта вул­каногенной толщей, состоящей из туфов, туфобрекчий, лавовых покровов с прослоями осадочных пород. Ее формирование свя­зано с проявлением платформенного трещинного магматизма в конце перми - триасе, обусловленного активизацией разломов и дроблением фундамента, совпавшего с тектоническими дви­жениями в соседнем Урало-Монгольском поясе. Созданные им эффузивные и интрузивные образования основного состава носят названия траппов, а сам магматизм - траппового магматизма.

Траппы - характерная особенность геологического строения Сибирской платформы, резко отличающая ее от Рус­ской платформы. Формы залегания траппов разнообразны. В их распределении прослеживается четкая закономерность. В Ку- рейской впадине - наиболее глубоко опущенной северо-запад­ной части Тунгусской синеклизы преобладают мощные базаль­товые (лавовые) покровы. Секущие интрузии (дайки, жилы, штоки) господствуют в центральной части синеклизы. Лакколи­ты и пластовые интрузии (силлы) наиболее характерны для ее западной, восточной и южной окраин, где проходят главные зо­ны разломов, отделяющих синеклизу от других структур. Здесь же сосредоточена и основная масса трубок взрыва (кольцевых структур). Вне пределов Тунгусской синеклизы траппы встречаются значительно реже (на Таймыре, по северной окраи­не Анабарского массива).

Излившаяся и внедрившаяся базальтовая магма пронизала породы платформы, создала еще более жесткий и устойчивый каркас, поэтому западная часть в дальнейшем почти не подвер­галась прогибаниям.

На рубеже палеозоя и мезозоя произошли глыбовые движе­ния, разрывы и складчатость в Южнотаймырском авлакогене.

В позднем мезозое большая часть Средней Сибири испыты­вала поднятие и представляла собой область сноса. Особенно ин­тенсивно воздымались Курейская впадина, превратившаяся в обращенную морфоструктуру - плато Путорана, Анабарский свод и северная часть Енисейского поднятия. Происходит проги­бание в Пясинско-Хатангской синеклизе, вдоль восточной и юж­ной окраин платформы. Оно сопровождается кратковременной морской трансгрессией, не заходившей далеко на юг, поэтому среди юрских отложений резко преобладают континентальные угленосные толщи с промышленными запасами углей. Меловые отложения распространены лишь в Пясинско-Хатангской си­неклизе (аллювиально-озерные слабоутлистые фации), Вилюй- ской синеклизе и Предверхоянском прогибе, где представлены мощной (до 2000 м) аллювиальной грубообломочной толщей.

К концу мезозоя вся территория Средней Сибири представ­ляла собой компактную сушу, являющуюся областью денудации и формирования поверхностей выравнивания и коры выветри­вания.

Кайнозой характеризовался дифференцированными к о- лебательными движениями с общей тенденцией к поднятию. В связи с этим резко преобладали процессы раз­мыва. Происходило расчленение поверхности речной сетью. Палеогеновые отложения встречаются редко, представлены ал­лювиальными глинами, песками и галечниками и связаны с остатками древних речных долин. В конце неогена и в четвер­тичное время на фоне общего поднятия возросла дифференци- рованность вертикальных движений. Наиболее интенсивно поднимались Бырранга, Путорана, Анабарский и Енисейский массивы. Испытывала опускание восточная часть Вилюйской синеклизы, где в течение неогена накопилась толща крупнооб­ломочных красноцветных галечников мощностью 3-4 км.

В целом для Сибирской платформы характерна большая акти­визация неотектонических движений по сравнению с Русской. Это нашло свое отражение в ее более высоком гипсометричес­ком положении, а также в преобладании среди морфоструктур высоких плато и равнин. В результате новейших тектонических движений произошла перестройка древней гидрографической сети. Об этом свидетельствуют сохранившиеся на водоразделах остатки речных систем. Общее поднятие территории обуслови­ло глубокое врезание рек и формирование серии речных террас.

В начале четвертичного периода суша занимала наибольшие площади и простиралась на север до границ современного шель­фа. На фоне общего похолодания, начавшегося в неогене, это вызвало усиление континентальности и суровости климата Средней Сибири, уменьшение количества осадков. Во время среднеплейстоценовой бореальной трансгрессии Северо-Си- бирская низменность и опустившиеся окраины Таймыра были затоплены морскими водами. Горы Бырранга и Северная Земля представляли собой невысокие острова. Море вплотную подсту­пало к северным и северо-западным подножиям Среднесибир­ского плоскогорья. Это вызвало увеличение количества осадков и развитие оледенения. Центром оледенения были плато Путо­рана и Таймыр. В настоящее время установлено, что максималь­ное (Самаровское) оледенение было покровным. Его граница достаточно отчетливо просматривается лишь в юго-западной части: устье Подкаменной Тунгуски, верховья Вилюя и Мархи и далее к долине Оленека. Восточный отрезок границы не про­слеживается, Тазовское оледенение имело меньшие размеры.

После кратковременной регрессии моря, во время которой не только Таймыр, но и Северная Земля причленились к суше, начинается новая морская трансгрессия. Развивается Зырянское (верхнеплейстоценовое) оледенение. Накопление льда происхо­дило на Таймыре, плато Путорана и Анабарском массиве. Грани­ца максимального распространения льдов во время Зырянско­го оледенения проходила от устья Нижней Тунгуски в верховья реки Мойеро (правый приток Котуя), огибала с юга Анабарский массив, шла к нижнему течению реки Анабар и к восточной око­нечности Таймыра. Последней фазой деградации верхнеплей­стоценового оледенения считается горно-долинная Сартанская стадия, следы которой зафиксированы в центральной части пла­то Путорана, на Таймыре.

Главной особенностью плейстоценовых оледенений в Сред­ней Сибири явилась малая мощность, а отсюда и малая подвиж­ность лесника. Море, подступавшее к подножию Среднесибир­ского плоскогорья, было холодным, поэтому формировавшийся над ним воздух содержал мало влаги. Основная масса осадков выпадала в северо-западной части - на Таймыре и плато Путо­рана. К югу и востоку количество осадков быстро уменьшалось, резко сокращалась и мощность ледника. Эти ледники были « пас­сивными ». При малой подвижности ледников была мала и их разрушительная деятельность. Следовательно, в теле ледников содержалось мало моренного материала и он был слабо окатан, т. е. сходен со склоновыми делювиальными отложениями. Малая рельефообразующая роль среднесибирских ледников обуслови­ла и значительно более слабую сохранность следов их сущест­вования, чем на Русской равнине да и в Западной Сибири. По­этому многие вопросы, связанные с характером, количеством, границами и возрастом оледенений Средней Сибири, до сих пор остаются дискуссионными.

Огромные площади внутренних частей Средней Сибири на­ходились в условиях перигляциального режима. Холодный сухой климат способствовал глубокому промерзанию почв и грунтов. Формировалась многолетняя мерзлота, а местами и подземные льды. Особенно интенсивно шло образо­вание мерзлоты в конце среднего плейстоцена, в период регрессии моря, когда в связи с увеличением площади суши в северных широтах резко усилилась континентальность и су­хость климата Средней Сибири.

Сохраняющаяся с неогена тенденция к похолоданию климата вела к постепенному обеднению растительности Средней Сибири. Богатые по видовому составу хвойно-широко- лиственные леса плиоцена сменились в нижнем плейстоцене обед­ненной берингийской темнохвойной тайгой с примесью широко­лиственных пород (липы, дуба, граба, лещины) в южных районах.

Дальнейшее похолодание и развитие оледенений привело к широ­кому распространению тундр и лесотундр, а в южных районах - своеобразных холодных лесостепей, представленных чередова­нием лиственнично-березово-сосновых лесов с открытыми тунд- рово-степными пространствами. Общее потепление климата в межледниковье благоприятствовало продвижению лесов на север.

В поздне- и послеледниковое время происходило общее под­нятие территории, в климате было несколько теплых и холод­ных фаз, сухих и влажных периодов, связанных с изменением циркуляционных условий (преобладанием меридиональной циркуляции, или западного переноса). Это обусловило значительную подвижность природных зон на территории Средней Сибири. Увеличение континентальное™ климата спо­собствовало широкому развитию травянистой растительности степного типа и накоплению солей в почвах. Уменьшение кон­тинентальное™ и некоторое увеличение осадков вело к смене степной растительности лесами и лесостепями.

Рельеф

Большую часть территории занимает Среднесибирское плоскогорье, сформировавшееся в западной части Сибирской платформы, структуры которой были жестко спаяны в резуль­тате траппового магматизма. Вся эта территория в мезокайно- зое устойчиво поднималась как единая структура и в рельефе представлена крупнейшей орографической единицей. Для Сред­несибирского плоскогорья характерна значительная приподня­тость и контрастность рельефа. Высоты в его пределах колеб­лются от 150-200 до 1500-1700 м. Средняя высота составляет 500-700 м. Отличительной чертой плоскогорья является сочета­ние преимущественно плоского или пологоволнистого сту­пенчатого рельефа междуречий с глубоко врезанными круто­склоновыми (часто каньонообразными) долинами рек.

По характеру распределения высот и расчленения Средне­сибирское плоскогорье весьма неоднородно. В его пределах выделяются более дробные орографические единицы. Мак­симальных высот плоскогорье достигает на северо-западе, где возвышаются плато Путорана (до 1701 м) и Сыверма (более 1000 м). К ним примыкают Анабарское плоскогорье, Вилюйское и Тунгусское плато с высотами до 850-950 м.

От Центральноякутской равнины, расположенной к восто­ку от Среднесибирского плоскогорья и приуроченной к Вилюй- ской синеклизе и Предверхоянскому прогибу, через террито­рию плоскогорья к подножию Саяна протягивается понижен­ная полоса (300-500 м). В ее пределах находятся Приангарское и Центральнотунгусское плато. К юго-востоку от этой полосы поверхность поднимается. Здесь расположены Ангарский кряж и Лено-Ангарское плато с высотой до 1000-1100 м. К северо- востоку они переходят в Приленское плато, ограничивающее с юга Центральноякутскую равнину. Таким образом, по высотному по­ложению Среднесибирское плоскогорье отчетливо разделяется на три части: северо-западную - наиболее возвышенную, централь­ную - пониженную и юго-восточную - приподнятую.

На крайнем юго-востоке Средней Сибири на северном скло­не Алданского щита расположено Лено-Алданское плато. На юго-западе находится Енисейский кряж, соответствующий докембрийскому поднятию и представленный низкими остан- цовыми горами и расчлененной возвышенностью со сравнитель­но резкими очертаниями. Средние высоты 600-700 м, макси­мальная - 1125 м.

На крайнем севере страны поднимаются сильно выровнен­ные невысокие массивы гор Бырранга, приуроченные к Таймыр­скому щиту платформы. В западной и северной частях они пред­ставлены отчетливо выраженными грядами с высотой до 350- 550 м, а на юго-востоке - низкогорными глыбовыми массива­ми с платообразной поверхностью высотой 800-900 м. Лишь от­дельные вершины поднимаются до 1000-1146 м. На юге горы Бырранга обрываются по линии разлома крутым уступом над холмисто-увалистыми равнинами Северо-Сибирской низменно­сти, занимающей пространство между горами и северным уступом Среднесибирского плоскогорья. Она соответствует двум тектоническим структурам: Предтаймырскому прогибу и Пясинско-Хатангской синеклизе. Преобладающие высоты низ­менности составляют 100-200 м, но крупные одиночные плос­ковершинные останцовые возвышенности и денудационные гряды в ее пределах достигают 550-650 м.

Тесная связь между орографическими элементами и текто­ническими структурами позволяет выделить крупные мор­фоструктуры, которые могут быть объединены в четыре группы: плоскогорья, кряжи, низко- и среднегорные массивы на выступах кристаллического фундамента; пластовые возвы­шенности и плато на осадочных палеозойских породах; вулка­нические плато, связанные с мощными проявлениями траппо- вого магматизма; аккумулятивные и пластово-аккумулятивные равнины. Первые три группы объединяют морфоструктуры, в формировании которых преимущественную роль играли де­нудационные процессы на фоне устойчивых или преобладаю­щих поднятий, четвертую - морфоструктуры, созданные акку­муляцией рыхлого материала на территориях, отстававших в поднятии и испытывавших новейшие опускания.

В первую группу входят Анабарское плоскогорье, Енисейский кряж и горы Бырранга. Это плоскогорье, кряжи и массивы, с вы­сотами от 500-800 до 1150 м с достаточно расчлененным релье­фом, приуроченные к положительным структурам фундамента: щитам и поднятиям.

Пластовые возвышенности и плато развиты на горизон­тально или слабо наклонно залегающих нижнепалеозойских по­родах. Они приурочены к склонам щиток (Анабарского и Ал­данского) и моноклизам, а также к Ангаро-Ленскому прогибу (обращенная морфоструктура). Длительная денудация на фоне устойчивых поднятий привела к выработке в пределах плато своеобразного столово-ступенчатого рельефа. Плато обычно имеют высоты 400-600 м (Приангарское, Приленское и др.), но Ангаро-Ленское в отдельных местах превышает 1000-1100 м.

Вулканические плато распространены в Тунгусской синек­лизе и пограничных с ней районах, где проявился пермско-триа- совый трапповый магматизм. В связи с тем что формы проявле­ния магматизма были различны, среди вулканических плато выделяются лавовые, или эффузивные (Путорана, Сыверма), туфогенные (Центральнотунгусское) и трапповые, образован­ные пластовыми интрузиями (Тунгусское, Вилюйское и др.). Встречаются плато смешанного типа, одна часть которых пере­крыта лавами, а другая бронируется пластовой интрузией или сложена туфогенным материалом. Высоты вулканических пла­то бывают разными. Самые высокие, лавовые плато, достигают 1000-1700 м, а самые низкие - туфогенные (Центрально-Тун­гусское плато лежит на высоте 300-400 м).

Аккумулятивные (Северо-Сибирская низменность) и пласто- во-аккумулятивные (Центральноякутская, Иркутско-Черемхов- ская) равнины в четвертичное время продолжают прогибаться или отстают в поднятии от окружающих территорий, поэтому здесь четвертичные отложения достигают наибольших в Сред­ней Сибири мощностей: до 100-150 м - на Центральноякут­ской и Иркутско-Черемховской, и до 250-300 м - на Северо- Сибирской низменностях.

Среди морфоструктур Средней Сибири преобладают унаследованные (прямые). Кряжи и горные массивы приурочены к поднятиям фундамента, низменности - к синек- лизам и предгорным прогибам, возвышенные наклонные рав­нины (плато) - к моноклизам (Алданской, Приангарской). Это обусловлено тем, что новейшие тектонические движения обно­вили древние структуры. Однако не везде направленность но­вейших движений совпадала с направленностью более ранних тектонических движений. В таких местах наблюдается несоот­ветствие между древними структурами и современным уст­ройством поверхности. Обращенные морфоструктуры представлены исключительно возвышенностями на месте отри­цательных структур: Путорана, Сыверма и Тунгусское плато отвечают наиболее глубоким впадинам Тунгусской синеклизы. Встречаются в Средней Сибири и сложные полупрямые и полу­обращенные морфоструктуры (Приленское плато, Центрально- тунгусское плато и др.).

Средняя Сибирь пережила длительный период континен­тального развития, поэтому на ее территории преобладает де­нудационный рельеф. Новейшие поднятия и чередование различных по устойчивости пород, слагающих поверхность, обусловили его ярусность, или ступенчатость. Поверхность расчленена густой сетью речных долин. Максимальная глубина вреза долин (до 1 ООО м) характерна для западной части плато Пу­торана, а минимальная (50-100 м) для Центрально-Тунгусского плато, Центральноякутской и Северо-Сибирской низменностей. Большинство долин каньонообразные, асимметричные.

Важнейшей отличительной особенностью речных долин Средней Сибири является большое число террас (шесть-девять), свидетельствующее об их древности и о неоднократных текто­нических поднятиях территории. Высота верхних террас дости­гает 180-250 м. Лишь Таймыр и Северо-Сибирская низменность характеризуются слабой террасированностью и молодостью речных долин. Даже крупные реки имеют здесь не более трех- четырех террас.

Почти для всей территории Средней Сибири характерна криогенная (мерзлотная) морфоскульптура. Формы мерзлотного рельефа обнаруживают региональную приурочен­ность. На западе, где преобладают плотные коренные породы, а плащ четвертичных отложений несплошной и маломощный, раз­виты термическая денудация, термическая планация, связанная с оседанием, выравниванием поверхности при сезонном про- таивании мерзлых грунтов и льда в них, и солифлюкция. На севере и востоке, где распространены рыхлые отложения, - тер­мокарстовые, солифлюкционные формы, бугры пучения и гид­ролакколиты (булгунняхи).

Многолетняя мерзлота затрудняет современные эрозионные процессы и препятствует развитию карста, поэтому карстовые формы рельефа в Средней Сибири обладают значительно мень­шим распространением, чем можно было бы ожидать в связи с обилием карстующихся пород. Более широко они развиты в юж­ной части страны, где отсутствует сплошная мерзлота. Так, на Лено-Ангарском и Лено-Алданском плато имеется масса карсто­вых воронок, колодцев, слепых долин и т. д.

С активным физическим выветриванием в условиях резко континентального климата связано обилие глыбово-каменистых россыпей, каменных потоков - курумов и осыпей в горных мас­сивах, на поверхностях плато и склонах речных долин.

Несмотря на большую протяженность территории с севера на юг, четкой зональности в размещении морфоскульптур, в от­личие от Западной Сибири, здесь не прослеживается. На всем пространстве Средней Сибири господствующими морфоскульп- турами являются эрозионная и криогенная. Это обусловлено характером тектонических движений и особенностями сурового на протяжении всего четвертичного периода климата. В север­ной части страны к господствующим морфоскульптурам при­соединяется реликтовая древнеледниковая, а на юге шире рас­пространены карстовые формы.

Климат

Главной чертой климата Средней Сибири является резкая континентальность, обусловленная положением территории в средней части Северной Азии. Она находится на большом уда­лении от теплых морей Атлантического океана, ограждена гор­ными цепями от влияния Тихого и подвержена воздействию Се­верного Ледовитого океана. Континентальность климата нарас­тает с запада на восток и с севера на юг, достигая наивысшей степени в Центральной Якутии.

Для климата Средней Сибири характерны большие годовые амплитуды среднемесячных (50-65°С) и экстремальных (до 102°С) температур, короткие переходные периоды (один-два месяца) с большими суточными амплитудами (до 25-30°С), очень неравномерное внутригодовое распределение осадков и их относительно небольшое количество. Большие различия меж­ду зимними и летними температурами воздуха в Средней Сиби­ри обусловлены прежде всего сильным переохлаждением по­верхности зимой.

Суммарная радиация изменяется в пределах страны от 65 ккал/см 2 в год в северной части Таймыра до 110 ккал/см 2 в год в районе Иркутска, а радиационный баланс - соответствен­но от 8 до 32 ккал/см 2 в год. С октября по март радиационный баланс на большей части территории отрицательный. В январе в северной части страны солнечная радиация практически не поступает, в районе Якутска составляет всего 1-2 ккал/см 2 , а на крайнем юге не превышает 3 ккал/см 2 . В летнее время при­ток солнечной энергии мало зависит от широты, так как умень­шение угла падения солнечных лучей по направлению к северу почти компенсируется увеличением продолжительности сол­нечного сияния. В итоге суммарная радиация на всей террито­рии Средней Сибири около 15 ккал/см 2 в месяц, лишь в Цент­ральной Якутии она увеличивается до 16 ккал/см 2 .

Зимой Средняя Сибирь находится в сфере воздействия Ази­атского максимума, отрог которого проходит вдоль юго-вос­точной окраины страны, захватывая Центральную Якутию. Дав­ление постепенно понижается к северо-западу, по направлению к ложбине, отходящей от Исландского минимума. Почти на всей территории, за исключением северо-запада, зимой господствует антициклональная ясная, почти безоблачная, морозная и сухая, часто безветренная погода. Зима длится пять-семь месяцев. Дли­тельное пребывание мало подвижных антициклонов над терри­торией Средней Сибири обусловливает сильное выхолаживание поверхности и приземного слоя воздуха, возникновение мощных температурных инверсий. Этому способствует и характер релье­фа: наличие глубоких речных долин и котловин, в которых застаи­ваются массы холодного тяжелого воздуха. Господствующий здесь континентальный воздух умеренных широт отличается очень низ­кими температурами (даже более низкими, чем арктический воздух) и малым содержанием влаги. Поэтому январские темпе­ратуры в Средней Сибири на 6-20°С ниже среднеширотных.

Устойчивость зимней антициклональной погоды уменьшает­ся в направлении с востока и юго-востока на запад и северо-за­пад по мере удаления от оси повышенного давления. Особенно возрастает повторяемость циклональной погоды на северо-за- паде в связи с активным циклогенезом на Таймырской ветви арк­тического фронта. Циклоны вызывают усиление ветра, увели­чение облачности и осадков, повышение температуры воздуха.

Самые низкие средние температуры января харак­терны для Центральноякутской низменности (-45°С) и северо­восточной части Среднесибирского плоскогорья (-42...-43°С). В отдельные дни термометр опускается в долинах и котловинах этих районов до -68°С. К северу температуры возрастают до - ЗГС, а к западу до -26...-30°С. Это связано с меньшей устойчивостью антициклональной погоды и более частым втор­жением арктического воздуха, особенно со стороны Баренцева моря. Но наиболее значительно температуры увеличиваются к юго-западу в связи с возрастанием прихода солнечной энергии. Здесь, в Предсаянье, средние температуры января составляют -20,9°С (Иркутск), - 18,5°С (Красноярск).

Благодаря большой сухости воздуха, обилию ясных сол­нечных дней и постоянству (малой изменчивости) погоды низ­кие температуры воздуха переносятся сравнительно легко не только старожилами Сибири, но и приезжающими. Однако ис­ключительная суровость и длительность зимы требуют больших затрат на поддержание комфортных условий (тепла) в жилищах, удорожают капитальное строительство и отопление.

Осадков зимой выпадает мало, около 20-25% годовой суммы. Это составляет на большей части территории около 100- 150 мм, а в Центральной Якутии менее 50 мм. Поэтому, несмот­ря на длительные зимы, а также на практически полное отсутст­вие оттепелей, мощность снежного покрова в Средней Сибири невелика. В Центральной Якутии и в Предсаянье в конце зимы мощность снежного покрова менее 30 см, на край­нем севере в связи с увеличением циклонической деятельности она возрастает до 40-50 см. На большей части территории мощ­ность снежного покрова 50-70 см, в приенисейской части, в районе Нижней и Подкаменной Тунгуски, - более 80 см.

Весна в Средней Сибири поздняя, дружная и короткая. Почти на всей территории она наступает во второй половине апреля, а на севере - в конце мая-начале июня. Таяние снегов и нараста­ние температур идут быстро, но часто наблюдаются возвраты холодов в связи с прорывами арктического воздуха до южных окраин Средней Сибири.

Летом в связи с прогреванием поверхности над территорией Средней Сибири устанавливается пониженное давление. Сюда устремляются воздушные массы с Северного Ледовитого океа­на, усиливается западный перенос. Но холодный арктический воздух, поступая на сушу, очень быстро трансформируется (прогревается и удаляется от состояния насыщения) в континен­тальный воздух умеренных широт. Изотермы июля проходят субширотно. Особенно отчетливо это видно в пределах Северо- Сибирской низменности.

Самая низкая температура летом наблюдается на мы­се Челюскин (2°С). При движении к югу июльские температу­ры нарастают от 4°С у подножия гор Бырранга до 12°С близ ус­тупа Среднесибирского плоскогорья и до 18°С в Центральной Якутии. На низменных равнинах Средней Сибири отчетливо прослеживается влияние внутриматерикового положения на распределение летних температур. Здесь средняя температура июля выше, чем на тех же широтах в Западной Сибири и на ев­ропейской части России. Например, в Якутске, расположенном близ 62°С с.ш., средняя температура июля 18,7°С, а в Петроза­водске, находящемся на той же широте, почти на 3°С ниже (15,9°С). В пределах Среднесибирского плоскогорья эта законо­мерность затушевывается влиянием рельефа. Высокое гипсо­метрическое положение обусловливает меньшее прогревание поверхности, поэтому на большей части его территории сред­няя температура июля составляет 14-16°С и лишь у южных ок­раин достигает 18-19°С (Иркутск 17,6°, Красноярск 18,6°). С уве­личением высоты местности летние температуры понижаются, т. е. на территории плоскогорья прослеживается вертикальная дифференциация температурных условий, особенно отчетливо выраженная на плато Путорана.

Летом резко возрастает повторяемость циклонов. Это влечет за собой увеличение облачности и осадков особенно во второй половине лета. Начало лета засушливое. В июле-августе обычно выпадает в 2-3 раза больше осадков, чем за весь холодный пери­од. Осадки выпадают чаще в виде продолжительных обложных дождей. Над большей частью Средней Сибири проходят цикло­ны арктического фронта, а над югом - циклоны Монгольской ветви полярного фронта.

Конец августа для большей части территории можно считать началом осени. Осень короткая. Понижение температур идет очень быстро. В октябре даже на крайнем юге средняя месячная температура отрицательная и формируется повышенное давление.

Основную массу осадков в виде дождя и снега прино­сят воздушные массы, поступающие с запада и северо-запада. Поэтому наибольшая годовая сумма осадков (более 600 мм) ха­рактерна для западной, приенисейской части Средней Сибири. Обострению циклонов и увеличению осадков в этих районах способствует и орографический барьер - уступ Среднесибир­ского плоскогорья. Здесь на наиболее высоких плато северо-за­падной части (Путорана, Сыверма, Тунгусском) выпадает мак­симальное для Средней Сибири количество осадков - свыше 1000 мм. К востоку годовая сумма осадков уменьшается, состав­ляя в бассейне Лены менее 400 мм, а в Центральной Якутии всего около 300 мм. Здесь испаряемость в 2,5 раза превышает годовую сумму осадков. Коэффициент увлажнения в районе низовий Алдана и Вилюя составляет всего 0,4. В Предсаянье увлажнение неустойчивое, коэффициент увлажнения несколько меньше единицы. На остальной территории Средней Сибири годовая сумма осадков больше или близка к испаряемости, поэтому ув­лажнение избыточное.

От года к году количество осадков весьма существенно ко­леблется. Во влажные годы оно в 2,5-3 раза превышает сумму осадков сухих лет.

Недостаточное увлажнение в Центральной Якутии, районах, расположенных на 60-64° с.ш., - одно из следствий резкой кон- тинентальности климата, достигающей здесь наибольшей сте­пени. На больших пространствах Средней Сибири превышение годовых амплитуд над средними для широт составляет 30-40°С.

На земном шаре почти нет мест (в России - один Северо- Восток), которые могут соперничать со Средней Сибирью по степени континентальное™ климата. Многие особенности при­роды Средней Сибири связаны с резкой континентальностью ее климата, с характерными для нее большими контрастами сезонов года. Это существенно отражается на процессах вывет­ривания и почвообразования, на гидрологическом режиме рек и рельефообразующих процессах, на развитии и размещении растительности, на всем облике природных комплексов Сред­ней Сибири.

Грэнулиты же сохранились в виде реликтовых участков в полях мигматитов в виде двупироксен-роговообманковых, двупироксен-биотитовых, диопсид-ро- говообманковых, гиперстен-роговообманково-биотитовых кристаллических сланцев и ультраосновных пород представленых пироксенитами и оливиновы- ми пироксенитами.
Плагиоклазовые гнейсы по преобладанию темноцветных минералов выделяют гиперстен-биотитовые, гранат-биотитовые, гранат-гиперстен-биотито- вые, двупироксеновые и др.
Мраморы играют весьма подчиненную роль. Они обнажаются в районе Белой выемки и порта Байкал. Здесь наблюдаются реликты доломитового мрамора, представляющего исходным для разнообразных широко распространенных продуктов его гранитизации - магнезиально-скарновой формации: кальцифиры, пироксеноеые, шпинель-пироксеновые скарны и другие породы. Особое внимание здесь привлекают нефелинсодержащие скарны, нефелиновые сиениты, почти мономинеральные нефелиновые породы, а также породы с красной и синей шпинелью и флогопитовые жилы.
На участках распространения пород гранулитовоЙ фации встречаются специфические породы архея -чарнокиты и эндербиты, наблюдаемые в виде жил или пластовых тел, иногда образуя сложную сеть жил и изолированных обособлений.

К образованиям более позднего (раннепротерозойского) времени в пределах выступа относят метаморфические породы слюдянской серии, представленные в основном мраморами и кальцифирами.
В целом же породы шарыжалгайского блока смяты в крутые или пологие куполовидные, открытые складки субмеридионального или северо-западного простирания, осложненные интенсивной мелкой дополнительной складчатостью.
Северные склоны и осевую часть хр. Хамар-Дабан в Южном Прибайкалье слагают три протерозойские серии метаморфических пород: слюдянскэя, хан- гарульская и хамардабанская.
Слюдянскэя серия наиболее полно обнажена и детально изучена по рекам Слюдянке и Похабихе в Слюдянском районе. Представлена она ритмично переслаивающимися биотитовыми, биотит-гранат-кордиерито- выми, биотит-диопсид-гиперстеновыми, биотит-пироксеновыми, часто с гиперстеном, кристаллическими сланцами, кварц-диопсидовыми породами в нижней части разреза и мраморами переслаивающимися с рогово- обмэнково-пироксеновыми кристаллосланцами, биотитовыми гнейсами, кварц-диопсидовыми с апатитом и волластонитовыми породами в верхней. Мощность серии 6300 м.

Со слюдянской серией связаны месторождения флогопита, лазурита, вол- ластонита, диопсида и других редких и красивых минералов (апатит, шпинель, везувиан, скаполит). В отличие от шэрыжалгайской серии, толщи слюдянского комплекса отличаются большим разнообразием пород кристаллических сланцев, гнейсов, мраморов, специфических типов метаморфических пород (марганцевыхфосфатоносных, волластонитовых).
Хэнгарульская серия в нижней части сложена преимущественно диопсидо- выми и кальцит-диопсидовыми гнейсами с прослоями мраморов и биотитовых с кордиеритом и гиперстеном гнейсов. Мощность этой части разреза меняется от 100-180 до 1000-1500 м. В верхней части главную роль играют гранат-биоти- товые, биотит-гранат-кордиеритовые, биотит-гранат-силлиманитовые, биотит- пироксеновые, местами сильно мигматизировэнные глиноземистые гнейсы. В самой верхней части появляются прослои мраморов и иэвестковистых диопси- довых кристаллических сланцев и гондитов. Общая мощность хангзрульской серии 3900 м.
Хэмардаба некая серия распространена в Хамар-Дабэне по югу Слюдянского района и сложена чрезвычайно разнообразными метаморфическими породами, возникшими по обломочным и карбонатно-обломочным первично осадочным отложениям различного исходного состава. Большая часть серии представлена гнейсами: биотитовыми, биотит-гранатовыми, биотит-гра- натово-силлиманитовыми, а в зонах с меньшей интенсивностью метаморфизма - сланцами с биотитом, гранатом, кордиеритом, тремолитом, переходящими в весьма слабо метаморфизованные породы - песчанистые, углистые, слюдисто-карбонатные и другие сланцы.
Восточный Саян и Присаянье. Здесь так же, как и в предыдущем регионе, основную массу геологических образований слагают докембрийские горные породы архейской шарыжалгайской серии, раннепротероэойские породы де- рбинской серии, камчадальской (1000 м), белореченской (3000 м), сублукской (2000-4000 м) и Соснового Байца (700-1000 м) свит. Дербинская серия является аналогом слюдянской серии. Видимая мощность архейских пород исчисляется многими тысячами метров.
Протерозойские отложения, вероятно, первоначально были морскими и океаническими осадками, а также вулканитами, отлагавшимися на архейских породах, в последующем перекрыешиеся разнообразными осадочными породами платформенного чехла, начинающимися с вендских отложений. Самые древние из протерозойских пород представлены мраморами и кварцитами, чередующимися с биотит-гранатовыми и амфиболовыми сланцами. Сублукская свита распространена в приплатформенной части Присаянья и сложена кварцевыми порфирами, фельзитэми, туфами, конгломератами. На этих более древних, условно раннепротероэойских породах залегает свита Соснового Байца, которая состоит из пород джеспилитовой формации: амфиболитов, биотитовых и гранат-биотит-ставролитовых сланцев с характерными горизонтами железистых кварцитов и гемэтит-магнетитовых пород.
Западное Прибайкалье. Для древнейших комплексов (шарыжалгайс-
кого, ольхонского) этого региона весьма характерным является чрезвычай-
- ное разнообразие и высокая степень метаморфизма. При этом высокоме- таморфизованные породы приурочены к границе Сибирской платформы и складчатой области (см. карту «Тектоника» в школьном атласе (Иркутская область..., 2009). По мере удаления в сторону Байкальской складчатой области степень метаморфизма меняется от высокой гранулитовой до низкой зеленосланцевой.
На территории собственно Приольхонского плато и на прилегающих к нему с северо-запада склонах Приморского хребта представлены образования четырех разновозрастных и различных по генезису комплексов:
а) ольхонскэя серия - кристаллические сланцы, мраморы, метаморфизованные базиты и ультрабазиты, плагиомигматиты, которые местами сильно изменены низкотемпературными процессами;
б) ангинская серия раннего протерозоя- амфиболиты, образовавшиеся в результате метаморфизма по древним базальтовым и ультрабазитовым вулканическим породам, кальцитовые и доломитовые мраморы, сланцы известково-силикатного состава;
в) цаган-забинская серия позднего протерозоя - слабометаморфиэован- ные андезитовые и базальтовые порфириты, лаво- и туфобрекчии, туфы андезито-базальтового состава;
г) породы зоны Приморского глубинного разлома представлены раннепротерозойскими гранитами, дайковыми дорифейскими базитами, метаморфическими породами докембрийских серий и аналогами всех этих пород, измененных в результате неоднократных проявлений динамотермального метаморфизма, щелочного и кремнекислого метасоматоза.
Самой примечательной структурой этого региона является раннепротерозойский Прибайкальский вулканический пояс, который протягивался в свое время вдоль юго-восточной границы Сибирского континента на расстояние почти 1200 км. Пояс сложен вулканитами преимущественно кислого состава с подчиненным количеством пород основного и среднего состава, озерными красноцветными и морскими мелководными отложениями (конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты и туффиты) и гранитными интрузиями, застывшими на небольшой глубине.
Байкапо-Патомское нагорье. В пределах региона наиболее важными и интересными с точки зрения геологии являются Мамскэя мусковитоносная провинция и Ленский золотоносный район, в пределах которых из докембрийских образований развиты породы верхнепротерозойской тепторгинской серии, сформированные в платформенную стадию из переотложенных кор древнего выветривания. Серия сложена серыми и розовыми кварцитами, кварци- то-песчаниками и конгломератами, квэрц-серицит-хлоритовыми, оттрелит (хлоритоид)-дистеновыми сланцами, местами с линзами гематитовых руд, в средней части находятся горизонты метаморфизованных основных эффуэивов и туфов. Мощность серии достигает 1800 м. Наличие в составе серии метаморфизованных аналогов бокситов (высокоглиноземистых сланцев), мономинеральных кварцитов указывает на существование в истории формирования серии континентальных перерывов, а наличие волноприбойных знаков, трещин усыхания, флишевых гиероглифов и т. д. - на их образование в мелководных условиях пассивной окраины, существовавшего здесь в то время Ангарского (Сибирского) континента.
Здесь же выделяются вендские отложения, представленные углеродистыми сланцами, известняками, алевролитами, брекчиями карбонатными в нижней части и песчаниками кварцевыми и карбонатными в верхней.
Б. Геологические образования чехла Сибирской платформы
Слоистые комплексы осадочного чехла Сибирской платформы территории Иркутской области наиболее хорошо изучены в пределах Иркутского амфитеатра в связи с изучением их нефтегазоносности, соленакопления, углеобрээования.
Рифей. Отложениями рифея на Сибирской платформе отмечается начало формирования ее чехла. По югу Сибирской платформы и в Западном Прибайкалье широко распространен так называемый трехчленный байкальский комплекс или серия рифейского возраста, который залегает на более древних отложениях с резким несогласием, с базальными конгломератами в основании и состоит из трех свит: голоустенекой, улунтуйской и качергатс- кой. Голоустенская свита сложена аркозовыми песчаниками и кварцитами, чередующимися с известняками и доломитами. Улунтуйская свита представлена известняками с прослоями глинистых и известково-глинистых сланцев и алевролитов (фосфоритоносна). Осадки качергатской свиты - серые, красные и зеленые песчаники, чередуются с алевролитами, филлитами и глинистыми сланцами. Возраст свит принимается большинством геологов как средне-ран- нерифейский. Общая мощность комплекса меняется от 1000 м на севере до 3500 м на юге.
На юге Иркутской области породы комплекса перекрываются ушаковской свитой венда, состоящей исключительно из песчанистого плохо сортированного материала с обилием чешуек слюды. На юге области свита залегает на верх- нерифейской олхинской свите и перекрывается кварцитовидкыми песчаниками мотской свиты венд-кембрийского возраста.
Породный состав ушаковской свиты: кварцевые алевролиты с чешуйками слюды на поверхностях слоистости, буровато-серые до черных аргиллиты, гравелиты и мелкогалечные конгломераты из галек кварца, реже кристаллических пород и аргиллитов олхинской свиты; песчаники зеленовато-серые и красновато-коричневые, полимиктовые, раэнозернистые, крупнозернистые и гравелитне- тые, крепкие, массивные и неяснослоистые, местами слоистые с включениями зеленых и коричнево-красных аргиллитов и линзочек глауконитового песка.
Венд-кембрий и кембрий. Это отложения венд-кембрийской мотской и кембрийских свит: усольской, бельской, булайской и ангарской.
Мотскэя свита сложена в основном песчанистыми слоями, перемежающимися с алевролитами, аргиллитами, карбонатными породами с прослоями мергелей и ангидритов. Морской характер отложений указывает нам, что на рубеже вендского и кембрийского времен в интервале 570-530 млн лет назад на территории юга Иркутской области существовало мелководное внутрикон- тинентал ьное море, а земная кора в этом месте довольно медленно опускалась (прогибалась), так как мощность осадков росла, а глубины моря не увеличива-
лась. Море окружали горы, которые поставляли обломочный материал (лесок, гравий, глину, суглинки и пр.).
С началом кембрийского периода (535 млн л.н.) тектонические движения значительно замедлились - горы перестали расти, прогибание прекратилось. Наступил так называемый период стабильного стояния платформы в условиях жаркого климата, т. е. Сибирский континент в это время находился где-то в приэкваториальных широтах. С океана на платформу, как на раскаленную сковороду, поступала морская вода. Здесь она испарялась, оставляя пласты каменной соли, известняков, доломитов, гипса и ангидритов (усольская, вельская, булайская и ангарская свиты кембрия) общей мощностью 1300-1800 м. Эту эпоху формирования солеродных пластов Сибирской платформы геологи определили по времени раннекембрийской с возрастом 535-509 млн лет.
Средний кембрий в Ангаро-Ленском прогибе выделяется под названием литвинцевской свиты, состоящей из двух горизонтов - амгинского и майского. Граница среднего и верхнего отделов кембрия устанавливается по смене комплексов трилобитов. В бассейне верхнего течения р. Лены литвинцевская свита сопоставляется с ичерской свитой, в нижнем течении р. Ангары - с заледеевс- кой свитой, на Лено-Киренгском междуречье - с мунокской свитой.
Во время среднего кембрия, по всей вероятности, связь континентальных морей с океаном нарушается. Моря начинают пересыхать, э оставшиеся на поверхности карбонаты выветриваются и превращаются в муку (доломитовая мука), т. е. на территории юга Иркутской области устанавливаются пустынные условия.
В центральной части области отложения среднего кембрия представлены верхоленской свитой, обнажения которой занимают огромные пространства. Подошвенную, самую нижнюю, часть этих отложений слагают глинисто-мергелистые брекчии с обломками нижележащих доломитов ангарской свиты, которые часто по латерали замещаются доломитовой мукой. Выше залегают пестроцветные загипсованные аргиллиты, мергелистые доломиты с прослоями алевролитов и песчаников, далее идут кварцевые и карбонатные песчаники с прослоями мергелей и алевролитов, и на самом верху залегают в основном песчаники. Цвет пород преимущественно красноватый, пятнистый. Мощность среднекембрийских пород колеблется от 350 до 550 м.
Взаимоотношения нижнекембрийских и среднекембрийских пород можно наблюдать по берегам больших рек с изрезанными бортами (Ангары, Белой, Лены, Китая и др.), где верхние части водоразделов сложены обломочной (терригенной) толщей среднего кембрия (верхоленская свита), а все ложбинки- карбонатными породами раннего кембрия (ангарская свита).
Отложения позднего кембрия представлены иликтинской свитой, состоящей из красноцветных песчаников, которые в нижней части переслаиваются с известняками. Мощность пород не превышает и сотни метров.
Ордовии. Отложения этого периода на территории Иркутской области распространены довольно широко. Нижний отдел системы (490-475 млн л.н.) в северных районах области в нижней части сложен известняками, доломитами, песчаниками, алевролитами и частично конгломератами, в верхней - песчаниками, известняками, доломитами, алевролитами, аргиллитами. Ближе к

югу верхняя часть нижнего ордовика дополняется отложениями песчаника, гравелитами, алевролитами и вновь конгломератами. В бассейне р. Ангары в Иркутском амфитеатре нижняя часть этого отдела представлена карбонатными породами, а верхняя сложена {снизу вверх) пестроцветными песчаниками, алевролитами и аргиллитами с прослоями конгломератов, далее - преимущественно серыми и пестроцветными песчаниками и конгломератами. Подчиненное место здесь занимают алевролиты и аргиллиты. Таким образом, при следовании из бассейна р. Ангары в бассейн р. Лены (с юга на север) в разрезах ордовика наблюдается уменьшение количества терригенных пород и соответственно увеличение карбонатных.
Средне-верхнеордовикские отделы сложены алевролитами, аргиллитами, песчаниками, фосфоритами, гравелитами, реже конгломератами, известняками, мергелями, гипсами.
С породами среднего ордовика {криволуцкий ярус) связана повышенная фосфоритоносностъ горных пород. Источником фосфатного вещества, вероятно, являлись докриволуцкие коры выветривания, в которых содержался фосфор в рассеянном виде. Морская трансгрессия, сменившая континентальный режим, привела к взмучиванию и перераспределению материала с образованием в базальных горизонтах фосфоритовых стяжений, желваков и конкреций. С фосфоритовыми горизонтами почти повсеместно связаны железорудные проявления в виде маломощных линзовидных пластов оолитовых гематитовых руд или оруденелых алевролитов. -
Мощность ордовикских отложений по территории области значительно варьирует. В пределах Байкало-Ленского краевого прогиба она составляет 1S00 м, в Присаянском -1100-1400 м, а в центральной части области всего 600 м.
Силур и девон. Отложения этого возраста в пределах территории Иркутской области пользуются весьма ограниченным распространением, мощность их около 100 м. В Иркутском амфитеатре к этому возрастному периоду относятся толщи красноцветных пород, залегающих выше пород верхнего ордовика; они не могут быть расчленены на отделы и ярусы. В основании и вверху силурийской толщи наблюдаются размывы. Нижняя часть разреза силурийской системы в Ангаро-Илимском районе сложена серыми кварцевыми песчаниками, пестроцветными аргиллитами и алевролитами с прослоями зеленовато-серых доломитов, верхняя - представлена красноцветными аргиллитами и алевролитами с пропластками зеленовато-серых песчаников и линзами гипса. Слои залегают на нижележащих ордовикский породах без видимого несогласия. Силурийские отложения сравнительно бедны полезными ископаемыми. На Сибирской платформе к силуру приурочены лишь залежи гипса.
Полный разрез девонских отложений мощностью около 400 м имеется только в пределах Саяно-Алтайской складчатой области, где они представлены осадочно-вулканогенными образованиями.
Каменноугольная и пермская системы. Верхнепзлеозойские угленосные отложения встречаются в бассейнах рек Ангары, Катанги, Чуни, Тасеевой и Нижней Тунгуски и подразделяются на каменноугольную и пермские системы. Мощность каждой системы в пределах тунгусской синеклизы составляет чуть более 100 м

Угленосность каменноугольных и пермских отложений весьма неравномерная как по разрезу, так и по площади. При следовании от северных месторождений к южным и восточным угленосность пород карбона и перми заметно убывает. Угли бурые до антрацитовых. Наиболее высокометаморфизованные угли отмечаются вблизи трэпповых интрузий. Распространенные на юго-восточной окраине Кэнско-Тэсеевской впадины породы каменноугольной системы, ранее относимые к среднему девону, были сформированы в аридной климатической обстановке, обусловившей пестроцветность отложений.
Триас. Породы этого возраста в основном развиты в пределах Тунгусского бассейна и представлены вулканогенно-осадочными образованиями. В южной части Тунгусского бассейна на территории области триасовые отложения объединены по литологическим признакам на тутончанскую и корвунчан- скую свиты. Породы первой из свит широко распространены в бассейнах рек Нижней Тунгуски, Катанги и Чуны. Представлены они туффитами, туфопесчаниками, туфоалевролитами и пепловыми пизолитовыми туфами. Максимальная мощность свиты до 200 м. Возраст пород отнесен к поздней перми - раннему триасу.
Корвунчанская свита залегает согласно на тутончанской или с размывом на различных горизонтах верхнепалеозойской толщи. Расчленяется на две подсвиты. Нижняя подсвита является производной эксплозивно-вулканической деятельности, она накапливалась в условиях расчлененного рельефа, унаследованного от регионального тутончанского размыва. В ее составе выделяется две фации: фация покровных осадочно-пирокластических пород и фация око- ложерловых пирокластических пород.
Фация покровных осадочно-пирокластических пород представлена в основном мелкообломочными, гравийными и пепловыми туфами. Подчиненное место занимают крупнопизолитовые туфы и туффиты. Эти образования формировались вдали от центра выброса эксплозивного материала, в пониженных формах рельефа. Мощность их варьирует от 50 до 200 м.
Фаци ю о кол оже рловых п ирокластических пород составл я ют ксе нотуфы, агломератовые туфобрекчии и лапиллиевыетуфы. Они широко распространены в пределах туфогенного поля и образуют причудливые обнажения со столбообразными и башенными формами выветривания. Обломочная часть пиро- кластов представлена вулканическими бомбами, лэпиллями, эксплозивными обломками основной магмы и обломками осадочных пород.
Верхняя подсвита сложена, как и тутончанская свита, главным образом туфогенно-осадочными породами, которые в пределах Иркутской области распространены локально, в основном по водораздельным частям рек. Видимая мощность подсвиты не превышает 50 м. Общая мощность кораучанской свиты не менее 300 м.
Юра. Юрские отложения наиболее широко распространены на юге области. Здесь они с длительным перерывом и структурным несогласием залегают на породах кембрия, выполняя асимметричный предгорный прогиб, вытянутый с северо-запада на юго-восток вдоль воздымавшегося в юрское время Саянского сводового поднятия. Весь разрез здесь представлен континентэль- ными, преимущественно терригенными отложениями. По литологии и углена- сыщенносги пород а разрезе выделяют три свиты (снизу вверх): черемховскую, присаянскую и кудинскую. Кроме того, во впадинах кое-где сохранилась доюрская кора выветривания, представленная кремнисто-каолиновой, песчанистокремнистой брекчиями и каолиновыми глинами различной окраски - белой, голубой, красной и др. Мощность ее не превышает 20-40 м.
Разрез юрских отложений на юге области начинается толстым слоем конгломератов. Мощность этого слоя непосредственно под Иркутском достигает 110 м, глубина его залегания 390-510 м. Он состоит из конгломератов с прослоями крупнозернистого песка. Преобладает галька вулканических пород - порфириты и порфиры. Реже встречается кремневая и кварцевая галька и совсем редко граниты, кристаллические сланцы и другие породы. Плотность конгломератов различная: от рыхлых до очень плотных. Цемент рыхлых конгломератов песчано-глинистый, а плотных - глинисто-карбонатный и глинисто-карбонатно-песчанистый. К Байкалу мощность конгломератового горизонта значительно возрастает.
В остальных местах области юрские породы отличаются несколько более мелкозернистыми наборами пород. Например, для нижних частей черем- ховской свиты в целом характерны грубозернистые и кварцевые песчаники, светлая окраска пород и иногда сильная обохренность пород. Ранее эту часть разреза выделяли в качестве заларинской свиты и придавали ей значение базальной, т. е., начинающей разрез юрских отложений. Мощность этой части свиты колеблется от 0 до 150 м. Остальную часть черемховской свиты слагают песчаники с горизонтами и линзами алевролитов, аргиллитов и мощными пластами углей. Мощность свиты до 200-350 м. Очень интересный разрез свиты можно изучить по р. Ангаре ниже устья р. Балей. Здесь находят насекомых веснянок, поденок, стрекоз и другие формы раннеюрского возраста. Присоянская свита согласно или со скрытым несогласием сменяет черемховскую и обнажается в окрестностях г. Иркутска. Представлена свита толщей массивных песчаников, разнозернисгых, часто косослоистых с маломощными прослоями алевролитов и углей. Мощность ее 250-350 м. По находкам органических остатков в отложениях свиты (двустворки ферганоконха, фил- лопод, остатки флоры - папоротники, гинкго сфенобайера и др.) определяют ее возраст как среднеюрский.
Кубинская свита распространена в долине р. Куды и в районе г. Иркутска. Нижняя часть свиты представлена крупнообломочными отложениями, верхняя-туфогенно-песчаными. Пепловые туфы находят и в нижележащих породах юрского времени, что свидетельствует о некоторой вулканической деятельности в то время, предположительно в районе современного Байкала.
Судя по вышеописанным характеристикам пород условия осэдконакоп- ления в юре были разнообразны. Грубообломочные отложения (галечники, гравелиты, грубозернистые косослоистые песчаники) характерны для речных русловых отложений. Песчано-алевролитовые и глинистые породы формировались в обстановке широких речных пойм и озер. Болотные фации благоприятствовали углеобразованию.
Суммарная мощность отложений юры по данным глубоких скважин составляет 1100 м и более.
Наиболее древние осадочные кайнозойские комплексы горных пород (временной интервал их образования 32-1,6 млн л.н.) (манзурская, баяндаевская и байшинская свиты неогена и булусинская свита палеогена) представлены уникальными палеоген-неогеновыми отложениями, которые были сформированы вдоль узких частных впадин мезо-кайнозойского возраста, наиболее известные из которых расположены в пределах Усть-Ордынского Бурятского округа. Эти осадки представлены разнообразными глинами, часто высокоглиноземистыми, супесями, суглинками, песками и бурыми углями. Изредка отмечаются ракушни- ковые известняки и известковые тонкозернистые туффиты. В этих отложениях сосредоточены огромные запасы кирпичных, огнеупорных, буровых глин и бурых углей. Мощность осадков достигает 250-300 м. Они почти повсеместно налегают на мел-палеогеновую поверхность выравнивания, являющуюся результатом длительного воздымаиия или тектонического покоя территории в это время.
Магматические породы, распространенные на территории области, разнообразны по составу, геологическому возрасту и условиям образования (см. Геологическую карту в школьном атласе (Иркутская область..., 2009). Докембрийские магматические породы представлены разнообразными гранитоидами, обнажающимися в пределах складчатой области и выходов фундамента платформы на поверхность (Шарыжалгайский, Бирюсинский и Чарский выступы).
В позднепротерозойское время в литифицированные толщи рифея Патомского нагорья были внедрены диабазы и габбро-диабазы патомского комплекса (первые проявления трапповой формации на Сибирской платформе), а по зонам протерозойских разломов в пределах докембрийских пород проникали трещинные интрузии гранитоидов витимканскопо или конкудеро- мамаканского комплексов.
В ордовикско-силурийское время на огромных пространствах примыкающей с юга территории Иркутской области и в пределах Патомского нагорья, были сформированы коллизионные гранитоиды Ангаро-Витимского батолита (а реал-плуто на), проплавившего огромные площади (около 200 тыс. км1) и являющегося самым большим гранитным массивом на земном шаре.
В конце верхнего палеозоя (девоне-карбоне) в Прибайкалье в активизированных зонах докембрийских разломов проявился щелочной интрузивный магматизм с внедрением нефелиновых сиенитов тажеранского комплекса.
Поздкепалеозойские и рэннемеэозойские магматические породы представлены сибирскими траппами габбро-долеритов, долеритов, диабазов и многочисленных их разновидностей ангарского, катангского, жаровского и других комплексов, мелкими интрузиями и дайками щелочных и субщелочных гранитоидов в Прибайкалье.
Кайнозойские магматические породы представлены базальтами в Присаянье и Хэмар-Дабане. Проявление их связано с формированием байкальской системы впадин и по времени относится к плиоцену - началу плейстоцена.

В тектоническом отношении территория Иркутской области охватывает два геотектонических региона - южный клинообразный выступ древнейшей Сибирской платформы, известный под названием Иркутского амфитеатра, и более молодой пояс послеплатформенного горообразования (эпиплатформенного орогенеза) неоген-четвертичного возраста, возникший на месте платформы палеозойского возраста {рис. 8 и см. Тектоническую карту в школьном атласе (Иркутская область..., 2009).
Область эпиплатформенного орогенеза состоит из древних докембрийских глыб - обломков фундамента Сибирской платформы (Бирюсинская, Шарыжалгайская, Нарекая) и обрамляющих их складчатых областей, принадлежащих как самой древней платформе, так и новообразованных.
Палеозойская структура чехла древней платформы территории Иркутской области сложна. Здесь выделяются участки моноклинального слабонаклонного залегания пород, участки горизонтального залегания, поднятия, впадины, краевые прогибы и зоны линейных складок.
По характеру отложений юры в пределах областей ее распространения можно выделить следующие тектонические структуры: 1) Иркутский бассейн и Рыбинская впадина - части предгорного прогиба с относительно высокой интенсивностью колебательных движений в ходе осэдконакопления и деформаций юрских пород в процессе позднемезозойских тектонических движений; 2) Канский бассейн - обширная внутриконтикентэльная впадина с более спокойным тектоническим режимом; 3) Ангаро-Вилюйский наложенный прогиб - сложная депрессия, состоящая из серии относительно мелких впадин и разделяющих их поднятий, соединяющая Канский бассейн и югозападную периферию Вилюйской впадины; 4) Вилюйская впадина-внутрип- латформенный прогиб.
При эпиплатформенном орогенезе эпипалеозойская платформа в пределах области претерпела глыбовую складчатость с образованием сводов, грабенов, горстов, впадин и многочисленных разломов. В начале этого тектонического этапа движений наблюдался рифтовый вулканизм основного состава, особенно интенсивно проявившегося в Присаянье и Хамар-Дабане. Сводообразование способствовало выводу на поверхность архейских пород фундамента древней платформы (Шарыжалгайский, Бирюсинский и Чарский выступы) и образованию современных горных хребтов на юге области.
ВОПРОСЫ ДЛЯ САМОКОНТРОЛЯ: Где на территории Иркутской области залегают самые древние породы и какого они возраста? Чем примечателен Прибайкальский вулканический пояс? Какими горными породами, кокой свиты починается разрез осадочного чехла Сибирской платформы на территории Иркутской области? В какое время и на каких широтах находился Сибирский континент, когда на нем формировались мощные солеродные пласты? В каких условиях морских или континентальных были образованы юрские породы территории Иркутской области?

СИБИРСКАЯ ДРЕВНЯЯ ПЛАТФОРМА. Кристаллический фундамент: 1- выступы архейско-нижнепротерозойских образований (глыбы); 2 - нижнепротерозойские складчатые зоны. Платформенный чехол. Рифейско-нижнепалеозойский структурный ярус: 3 - внутриплатформенные положительные формы (поднятия); 4 - впадины с большой амплитудой прогибания; 5 - зоны краевых прогибов; б - участки субгоризонтального залегания горных пород. Верхкепалеозойско-нижнемеэозой- ский структурный ярус (Тунгусская синеклиза): 7 - поле развития нормальных осадочных пород; - поле развития вулканогенных образований. Среднемезозойско-кайнозойский структурный ярус: 9 - участки максимального погружения Ангаро-Вилюйското прогиба; 10 - юрский подъярус предгорных прогибов; 11 - кайнозойский подъярус предгорных прогибов.
СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ. 12 - нижнепротероэойские глыбы; 13 - рмфейско-палеозойские комплексы; 14 - рифговэя впадина Байкала. 15 - зоны внутриплатформенных складок; 16- разломы; 17 - границы Сибирской платформы. ЦИФРАМИ НА КАРТЕ ОБОЗНАЧЕНЫ. Поднятия: 1 - Тулунское. 2 - Чуно-Бирюеинское, 3 - Ангаро-Катангское, 4 - Прибайкальское. Впадины: 5 - Тайшетская, - Мурсхая, 7 - Ангаро-Вилюйский прогиб,
Зоны внутоиплатФоомеиных складок: 8 - Ангарских, 9 - Непских, 10 - Ленских. Краевые прогибы: 11 - Предсэянсний, 12 - Предбайкальский, 7 - Бзйкало-Патомский, 14 - Мэмско-Брдайбинский. Выступы фундамента: 15 - Бирюеинский, 16 - Шарыжалгайсний, 17 - Чарский.
Рис. 8. Тектоническая карта Иркутской области. Где на территории Иркутской области имеются меловые образования? Имеются ли на территории Иркутской области кайнозойские магматические образования и чем они представлены? Какие выступы фундамента Сибирской платформы известны на территории Иркутской области?