Нижняя часть аллохтона состоит из чешуй, сложенных породами базальт-кремнистой ассоциации и турбидитами, сходными с гремучинским комплексом. Выше расположены габбро, плагиограниты и зеленые сланцы. Габбро и плагиограниты по составу близки с палеозойским Вургувеемским офиолитовым массивом, расположенным на границе ЮАС и Яракваамского террейна.

Верхняя часть аллохтона представляет собой антиформу, крылья которой сложены юрско-валанжинскими, а ядро – позднетриасовыми вулканогенно-терригенными образованиями, типичными для островодужных разрезов Яракваамского террейна Алазейско-Олойского складчатой зоны. Верхнетриасовые, юрские и валанжинские отложения содержат разнообразную фауну.

Первые детальные структурные наблюдения в пределах ЮАС были сделаны Б. А. Натальиным (Натальин, 1984), который выделил в пределах Стадухинского сегмента разновозрастные надвиговые и сдвиговые деформации. Структурные наблюдения авторов данной статьи были проведены в трех перечисленных выше сегментах и позволили выделить четыре этапа тектонических деформаций.

Деформации первого этапа зафиксированы в габброидах Вургувеемских офиолитов (рис. 6). Они представлены изоклинальными складками F1, которые приурочены к зонам динамометаморфизма и фиксируются в апогаббровых амфиболовых кристаллических сланцах (рис. 6В). Оси складок ориентированы субширотно. Тектонический транспорт был направлен с юга на север. На рисунке 6А показаны деформации жил плагиогранитов, сопровождавшие этот транспорт. Поскольку плагиограниты имеют позднепалеозойский возраст (Палымский, Палымская, 1975), эти деформации имели место позднее. Возможно, они произошли в результате аккреции Алучинских офиолитов, которая маркируется трансгрессивным залеганием верхнетриасовых конгломератов.

Рис. 6. Примеры деформаций первого этапа в габброидах Вургувеемского массива. А – будинаж жил плагиогранитов и минеральная линейность в метагаббро, обусловленные тектоническим транспортом северной вергентности. Б – изоклинальные складки в амфибол-плагиоклазовых сланцах по габброидам, минеральная сланцеватость параллельна осевым плоскостям складок.

Деформации второго этапа. В аккреционном меланже, верхнетриасовом терригенном комплексе и в верхнеюрско-нижнемеловых турбидитах развиты напряженные, в том числе изоклинальные складки (рис. 7) северной вергентности и кренуляционный кливаж осевой плоскости. Кливаж интенсивно деформирован. Их осевые поверхности круто погружаются на юг. Еще более интенсивные деформации отмечаются в зонах динамометаморфизма вплоть до формирования структур пластических C-S тектонитов. Деформации второго этапа могут быть связаны с субмеридиональным сжатием. Нижний возрастной предел описываемых деформаций определяется тем, что они затрагивают верхнеюрско-валанжинские породы и терригенный меланж раннемелового возраста. Эти деформации могли быть связаны с ранним этапом коллизии.

Рис. 7. Примеры складчато-надвиговых деформаций второго этапа в верхнеюрско-нижнемеловых отложениях.

Деформации третьего этапа распространены в ЮАС и ее ближайшем обрамлении. Характерны складки и надвиги южной вергентности (рис. 8А). Во многих местах они затушевывают деформации второго этапа. Природа этих деформаций неясна и по времени они близки или происходили одновременно с субвертикальными правыми сдвигами субширотного и запад-северо-западного простирания. Для сдвиговых деформаций характерны конические складки слоистости и раннего кливажа преимущественно с субвертикальными осями (рис. 8, стереограммы Б, В, Г, нижняя полусфера). Оси будин ориентированы преимущественно субвертикально (рис. 8, стереограмма Г). Чрезвычайно широко распространены правосдвиговые C-S структуры. Z-образные будины с субвертикальной длинной осью фиксируются на всех масштабных уровнях. Это иллюстрируется Z-образной формой массива Вургувеемских офиолитов (рис. 9). Верхний возрастной предел проявления деформаций правых сдвигов определяется тем, что они фиксируются в породах верхнеюрско-нижнемелового турбидитового комплекса.

Деформации четвертого этапа связаны с субширотными хрупкими левыми сдвигами, которые зачастую наследуют более ранние поверхности сместителей. К зонам левых сдвигов приурочены напряженные конические складки с субвертикальными осями. Мощность зон интенсивных дислокаций составляет первые десятки метров. В доменах между этими зонами деформации проявлены в виде флексурных изгибов слоев и разряженной системы трещин отрыва.

Левые сдвиги деформируют альб-сеноманские породы ОЧВП. С ними сопряжены сдвиго-сбросы северо-северо-восточного простирания, к которым приурочены пояса верхнемеловых даек. Эта система разломов на отдельных участках определяет положение гидросети, а к их пересечениям приурочены четвертичные депрессии ромбовидной формы.

Новые данные о возрасте офиолитов и пелагических базальт-кремнистых ассоциаций ЮАС и Алазейско-Олойской складчатой системы свидетельствуют о существовании палеозое и мезозое Прото-Арктического океанического бассейна. Этот бассейн разделял Сибирский и Северо-Американский континенты. Время заложения и ранняя история этого бассейна неизвестны. На существование океанического бассейна в позднем палеозое указывают Алучинские и Вургувеемские офиолиты, возраст метаморфизма которых 312,2±11,1 млн. лет (Бондаренко и др., 2003) и плагиогранитов 320 (Ar-Ar метод, Кораго, 2000) и 252, 207 и 147–179 млн. лет (K-Ar метод, Палымская, Палымский, 1975). Роговая обманка в диабазах и габбро-диабазах дайкового комплекса Алучинского массива датируется соответственно 226.6±10,5 и 220±3.9 млн. лет (Бондаренко и др., 2003). Формирование дайкового комплекса в обстановке задугового спрединга свидетельствует о существовании в это время зоны перехода континента – океан западно-тихоокеанского типа. Наиболее молодыми пелагическими осадками являются кремни байос-киммериджа, которые ассоциируют с океаническими базальтами (Sokolov et al., 2002).

В палеозое Прото-Арктический бассейн через Таймыр мог быть связан с Палеоуральским океаном. В позднем палеозое закрылся Полярно-Уральский океан. Тогда же, вследствие коллизии Сибири и Карского микроконтинента, перестал существовать Таймырский бассейн (Верниковский, 1996).

Относительно восточного продолжения океанического бассейна существуют разные точки зрения. Большинство исследователей (Парфенов, 1984; Зоненшайн ид р., 1990; Тильман, Богданов, 1992) считают его заливом Палео-Пацифики. Авторы данной статьи предполагают, что, начиная, по крайней мере, с позднего палеозоя, конвергентная граница отделяла Прото-Арктический бассейн от Северо-Западной Пацифики (Соколов и др., 1997). Вдоль конвергентной границы располагались энсиматические островные дуги, Одним из примеров является Яракваамский террейн, где надсубдукционные габброиды Вургувеемского массива пространственно связаны с островодужными образваниями раннекаменноугольного и пермского возрастов.

Рис. 8. Примеры деформаций 3-его этапа. А – Южной вергентности изоклинальные складки и надвиги в триасовых отложениях Стадухинского сегмента. 1 – слоистость и полосатость; 2 – кливаж осевой плоскости; 3 – разломы. Б – положение полюсов деформированного древнего кливажа в верхнетриасовых и верхнеюрских породах (конические складки F3). В – полюса слоистости в верхнетриасовых и верхнеюрских породах, показывающие 2 этапа деформаций: S0-2 – пояс полюсов цилиндрических надвиговых складок 2-го этапа деформаций; S0-3 – пояс полюсов для более поздних конических складок с субвертикальными осями 3-го этапа сдвиговых деформаций. Г – ориентация осей складок и длинных осей будин.