Алданский щит и его складчатое обрамление [1970 Тугаринов А.И., Войткевич Г.В.

Алданский щит охватывает значительную территорию южной части Сибирской платформы. На севере его граница проходит по среднему течению р. Алдан, на востоке он ограничен верховьями р. Учур, на юге Становым хребтом, на западе р. Олёкмой. Далее на запад Алданский щит постепенно переходит в Байкальскую горную страну, также сложенную докембрийскими формациями, продолжающуюся на запад уже в виде докембрийской складчатой зоны Восточных Саян.

Алданский щит представляет собой высокогорное плато с резко расчлененным рельефом, особенно в северо-восточной части. На юге абсолютные отметки Алданского нагорья постепенно возрастают, достигая в горной цепи Зверева (предгорья Станового хребта) 2000-2050 м над уровнем моря. К югу этот горный кряж, имеющий субширотное простирание, круто обрывается, сменяясь параллельно вытянутым Становым хребтом с более плавными формами рельефа и высотами, не превышающими 1400-1700 м. На юго-востоке Становое нагорье переходит в Вилюйскую депрессию. В северо-восточном направлении продолжением Станового хребта служит хребет Джугджур.

По данным геофизических и буровых работ кристаллический фундамент Алданского щита прослеживается значительно севернее его границ (в бассейнах Амги, Туолги, в районе г. Якутска). Глубина залегания базальтового слоя (верхняя его граница) определяется в 20 км, что приблизительно соответствует мощности докембрийских пород щита.

Первые представления о геологическом строении Алданского щита были изложены в ранних работах В. Н. Зверева (1914 г.), указавшего на существование в нем докембрийских толщ. Позднее (1935-1940 гг.) Д. С. Коржинский предложил трехчленное деление докембрия Алданской плиты, сохранившее до сих пор свое значение. Д. С. Коржинским была также выделена как более молодая область Становой орогении вдоль южного обрамления Алданской плиты.

Исследования Ю. К. Дзевановского, Н. Г. Судовикова, Г. М. Друговой, А. Н. Неелова, Е. М. Лазько и др. привели к существенному уточнению стратиграфии, роли магматизма и метаморфизма горных пород Алданского щита. В последние годы была проведена геологическая съемка значительной его территории. Одновременно в лабораториях ГЕОХИ, ВСЕГЕИ и ЛАГЕД проводились измерения абсолютного возраста горных пород. Все это позволило выделить и расчленить мощную толщу рифея в восточной части щита, установить геохронологию главнейших интрузивных комплексов Алдана.

Структура Алданского щита определяется существованием двух ярусов: нижнего, представляющего собой кристаллический фундамент, сложенный метаморфическими породами, и верхнего - породы платформенного чехла, представленные терригенными и карбонатными отложениями синия и палео-мезозоя. Метаморфические комплексы нижнего яруса смяты в линейные складки высшего порядка с углами падения на крыльях до 70-90°. Осадочные комплексы верхнего яруса залегают на породах нижнего с резким угловым несогласием, образуя широкие пологие складки с углом наклона слоев 3-8°.

В соответствии с преимущественным развитием толщ нижнего либо верхнего яруса и их структурами в пределах Алданского щита и его складчатого обрамления могут быть выделены следующие тектонические провинции:

1) центральная часть (собственно Алданский щит);

Центральная часть Алданского щита

Центральная часть Алданского щита охватывает бассейны среднего течения Олёкмы, Алдана, Тимптона и Гонама; сложена она преимущественно метаморфическими породами наиболее древнего возраста (рис. 40).

Рис. 40. Геохронологическая схема Алданского щита и его складчатого обрамления. По А. И. Тугаринову, Н. И. Стунниковой, С. И. Зыкову: 1 - докембрий; 2 - значения возраста пород отдельных регионов (в млн. лет)

Впервые стратификация алданского метаморфического комплекса была предпринята Д. С. Коржинским на основании петрологического анализа слагающих его пород. В основу расчленения толщ положен принцип фаций глубинности, определяемых по минеральным парагенезисам, которым соответствует различная температура и глубина их образования. Так, установленная им парагенетическая ассоциация минералов гиперстен - плагиоклаз, альмандин - биотит, кальцит - кварц - скаполит характерна для большинства пород центральной части Алданского щита и позволяет отнести их к единой наиболее глубинной фации метаморфизма. Породы с принципиально иными парагенетическими ассоциациями гранат - амфибол и др., отвечающими более низкотемпературным условиям образования, рассматривались Д. С. Коржинским как фации малых глубин, стратиграфически отвечающие более верхним, т. е. менее древним толщам. Эта же концепция предусматривала возможность регрессивного метаморфизма древних толщ, как бы переход их в менее глубинную фацию метаморфизма, приводящий к маскировке их исходного стратиграфического положения. Этот принцип стратиграфического расчленения двух комплексов с различной степенью метаморфизма положен в основу разделения архейских и протерозойских толщ Алданского щита и до последнего времени поддерживается рядом исследователей.

Среди толщ пород, отнесенных Д. С. Коржинским к архею, в настоящее время выделяются (снизу вверх) серии, подразделяемые на ряд свит (табл. 58). Наиболее древней является иенгрская серия. Толщи имеют четко выраженное субмеридиональное простирание, подчеркивающее тектонический рисунок, характерный для древнейших участков земной коры. Благодаря общему погружению Алданского щита в восточном направлении породы иенгрской серии обнажаются в западной его части, сменяясь к востоку сначала породами тимптонской, а затем джелтулинской серий.

Еще Д. С. Коржинский в своих первых работах подчеркивал исходна осадочный генезис толщ алданского комплекса. Так, им было отмечено, что даже чарнокиты тимптонской серии связаны с метаморфизмом исходных парапород. Н. В. Фролова в результате изучения алданского докембрия пришла к выводу о том, что появление кварцитов в древнейших докембрийских осадках является результатом сложной гипергенной дифференциации вулканических пород основного состава, приводившей к селективному накоплению кремнезема, глинозема и окислов железа при осадочных процессах. Аналогичную позицию занимают Е. И. Лавренко и Е. М. Лазько, отмечающие послойное распределение минералов-примесей в алданских кварцитах, их тесную ассоциацию с глиноземистыми породами, что позволяет отнести их к первоначально хемогенным осадкам.

Не менее специфичен состав пород федоровской свиты иенгрской серии, для которой характерны исключительная железистость и приуроченность подавляющего большинства железо-магнезиально-кальциевых метасоматитов (более 50 рудопроявлений) на площади 100-170 км. Таким образом, принимая во внимание угловое несогласие между тимптонской и джелтулинской сериями, весь Алданский разрез можно представить в виде двух комплексов - раннего, связанного главным образом с породами основного состава, и более позднего, характеризующегося преимущественным развитием карбонатных толщ.

В последние годы в восточной части Алданского щита, в верховьях Учура, Н. С. Шпак были обнаружены толщи, залегающие стратиграфически выше джелтулинской серии и относившиеся к менее глубинной фации метаморфизма (амфиболитовой). В этих породах совершенно отсутствовал пироксен, отмечались линейно вытянутые зоны диафторитов. Выявленная толща отнесена Н. С. Шпак к протерозою и разделена на три свиты (снизу вверх):

Все эти породы послойно инъецированы гранитами и прорываются гранитоидами так называемого улканского комплекса, имеющего возраст около 1900 млн. лет.

Для метаморфических пород иенгрской и тимптонской серий характерно развитие плагиогранитов и гранито-гнейсов, преимущественно залегающих согласно с вмещающими толщами, биотит-амфиболовых гранитов и аляскитов, завершающих магматическую деятельность.

По Н. Г. Судовикову, в интервале между двумя циклами гранитизации происходило образование диопсид-флогопитовых и диопсид-магнетитовых метасоматитов, получивших региональное распространение в пределах федоровской свиты. Д. С. Коржинским была отмечена существенная разница в характере развития различных гранитоидов. Ранние граниты отличались гнейсовидностью и включали полосы мигматитов, в то время как аляскиты образовывали массивные, четко ограниченные плутоны. Н. Г. Судовиков приводит определения абсолютного возраста всех этих пород, выполненные Э. К. Герлингом аргон-калиевым методом по слюдам (табл. 59).

Как отмечают Н. Г. Судовиков и Д. С. Коржинский, неравномерное распределение по площади железо-магнезиально-кальциевого метасоматоза и ультраметаморфизма позволяет предполагать возможность отыскания древних блоков, не затронутых позднейшим метаморфизмом. С этим выводом вполне согласуются представления Н. Г. Судовикова о причинах, вызывающих уменьшение или увеличение возраста, получаемого аргоновым методом для пород, прошедших сложный путь превращений при процессах ультраметаморфизма. Поэтому данные табл. 59 по существу позволяли говорить лишь о верхнем пределе времени метаморфизма, с чем мы уже встречались при рассмотрении Украинского и Балтийского докембрийских щитов.

Измерения абсолютного возраста, выполненные свинцово-урано-ториевым методом, по существу тех же пород показали иную картину хронологии геологических событий на Алдане. Во многих работах, посвященных описанию архейских интрузий Алданского щита, встречающиеся среди гнейсов мигматиты очень часто характеризовались как экзоконтактные явления в ореоле интрузий, якобы подчеркивающие их синорогенный характер.

Однако еще В. Н. Зверевым в 1931 г. при описании геологического строения Алданского района указывалось на явно более раннее по возрасту образование мигматитов по сравнению с интрузиями гранитоидов. Ю. К. Дзевановский обращал внимание на то, что аляскиты рвут мигматиты, а амфибол-биотитовые граниты ранней фазы содержат их ксенолиты (район р. Дёс). Проведенное в последние годы А. Г. Кац детальное картирование интрузий аляскитов в бассейне р. Сутама в пределах развития пород алданского комплекса также показало их явно дискордантный характер и более поздний возраст, нежели жилы ортотектитов в том же районе.

Приведенные выше данные мало свидетельствуют в пользу синорогенности распространенных на Алданском щите интрузий.

По наблюдениям А. И. Тугаринова, в бассейне р. Иллымах среди пород федоровской свиты иенгрской серии широко распространены мигматиты, характеризующиеся интенсивной калишпатизацией вмещающих пород, замещением пироксена роговой обманкой и образованием пегматоидных инъекций с крупными выделениями акцессорных минералов. Измерения абсолютного возраста этих минералов свинцовым методом показали, что если возраст интрузий, прорывающих иенгрскую серию, равно как и распространенных в ней пегматитов и метасоматитов, равен 1900±100 млн. лет, то среди бесспорно более ранних мигматитов встречаются минералы, указывающие на значительно более древний возраст первичной толщи, в которой они возникли (по Pb²⁰⁸/Th²³² 2800 млн. лет). Хотя в настоящее время эти даты являются спорными, так как не совпадают с более юными значениями возраста по Pb²⁰⁷/Рb²⁰⁶ для тех же минералов (рис. 41), однако они могут свидетельствовать о захвате мигматитами более древней ториевой минерализации, свойственной вмещающей толще пород.

Рис. 41. График значений возраста акцессорных минералов мигматитов Алданского щита

На основании простого расчета видно, что варьирующие от 2660 до 3650 и 4080 млн. лет значения возраста по Рb²⁰⁸/Тh²³² соответственно для ортита, циркона и сфена могут быть обусловлены дополнительным содержанием в этих минералах идентичных количеств Рb²⁰⁸ 0,025-0,03%, вызванным присутствием древних ториевых минералов, сравнительно легко теряющих радиогенный свинец. Естественно, что эта "добавка" больше всего сказалась на увеличении значений возраста минералов с наименьшим содержанием тория, т. е. на сфене и минимально - на ортите. Следовательно, вероятным максимальным "древним" возрастом мигматитов может служить значение возраста, полученное по ортиту (2800 млн. лет). Измерения возраста ортотектитов, прорывающих сутамскую свиту джелтулинской серии, показали более юные значения возраста порядка 1700 млн. лет, с аналогичным завышением значения возраста по Рb²⁰⁸/Тh²³² до 2400 млн. лет и по аргон-калиевому методу до 1900 млн. лет.

Некоторая неопределенность полученных значений не мешает установлению двух важных возрастных ограничений времени седиментации алданского комплекса. Верхний предел его возраста лежит около 1900 млн. лет, а нижний определяется минимально 2800 млн. лет. Таким образом, алданский комплекс может рассматриваться как стратотип среднего докембрия, прошедшего двухфазовый активный метаморфизм, с возможным отнесением к раннему докембрию его основания (чекчёйской свиты?). Однако подобный вывод является предварительным и для его подтверждения необходимы дополнительные исследования.

Представляет интерес прямое сопоставление литологического состава толщ алданского комплекса с известными свитами среднего докембрия других континентов. Кварциты и силлиманитовые гнейсы верхнеалданской свиты соответствуют обычным базальным толщам среднего докембрия, амфибол-пироксеновые гнейсы и чарнокиты федоровской свиты и чарнокиты тимптонской серии - железорудным сланцевым формациям средней его части, накопление гнейсо-карбонатной толщи джелтулинской серии совпадает с обычным типом осадков, завершающих седиментацию в среднем докембрии. Серьезным противоречием в приведенной схеме являются огромные мощности алданского комплекса (более 20 км), однако не следует забывать, что речь идет о геосинклинальных формациях.

Для Алданского щита типично весьма своеобразное территориальное распределение интрузий близкого типа, различающихся сочетанием акцессорных минералов. Так, например, среди кварцитов верхнеалданской свиты доминируют граниты с акцессорным монацитом, в то время как среди железорудно-диопсидовой продуктивной федоровской свиты распространены преимущественно гранитоиды с цирконом и ортитом, часто встречаются темноцветные компоненты, молибденит, магнетит.

Столь резкое литологическое различие двух свит иенгрской серии (верхнеалданской и федоровской) еще в большей степени отразилось на их металлогении. Практически подавляющее большинство железорудно-диопсидовых метасоматитов сконцентрировано в федоровской свите. Образование этих залежей шло при активном участии щелочей. Аналогичные процессы в верхнеалданской свите приводили к появлению кордиерита в гранат-силлиманитовых сланцах с отчетливой структурой разъедания силлиманита калиевым шпатом.

Из-за метаморфизма пород Алданской плиты, проявленного по крайней мере дважды, следует тщательно разграничивать разновозрастные явления в этих толщах. Заслуживает внимания вывод, сделанный Д. А. Михайловым о существовании двух типов диопсидов в пределах иенгрской серии, с одной стороны, слагающих пластовые залежи, а с другой - контактовые метасоматиты.

Д. П. Сердюченко (1954) на основании первоначальной неоднородности исходного состава отдельных свит полагает, что в толщах федоровской серии имеет место сингенетичное обогащение их не только железом, но и рядом других элементов. Образование рудных залежей связано с общим метаморфизмом пород до внедрения интрузий.

Эти взгляды в настоящее время разделяются далеко не всеми исследователями. Так, например, Н. Г. Судовиков формирование метасоматитов связывает с так называемым фронтом базификации, возникающим при гранитизации, в результате которой происходит привнос в верхние ярусы кальция, магния, железа, выносящихся из зоны собственно гранитизируемых пород.

Л. И. Шабынин решительно отстаивает мнение о роли контактового метасоматоза в образовании железорудных залежей, возникающих якобы в самых различных ярусах Алданской плиты, в том числе в палеозойских осадках под влиянием постмагматических рудоносных растворов.

Исходя из этих представлений, при составлении геохронологической схемы Алданского щита следует отметить резкое литологическое различие свит и серий, предопределившее распределение рудных залежей. Весьма древний возраст мигматизации и метаморфизма всех толщ оценивается в 2400 млн. лет. Рудообразование и метасоматоз протекали уже в условиях жесткой глыбы около 2000 млн. лет назад в одну эпоху со становлением интрузий платформенного типа. Эти интрузии (аляскиты) завершили активную геологическую историю Алданского щита в докембрии около 1900 млн. лет назад (рис. 42).

Рис. 42. График значений возраста интрузий Алданского щита (в млн. лет): 1 - уранинит; 2 - монацит; 3 - циркон; 4 - малакон; 5 - ортит; 6 - сфен; 7 - гранат; 8 - ильменнт

Специфической особенностью Алданского щита является возрождение на его территории активного магматизма в мезозойское время, выразившееся во внедрении в древнейший фундамент Алданского района значительного числа субщелочных плутонов, расположенных вдоль двух дуг, выпуклостью обращенных к северо-востоку. Среди них Ю. А. Билибин выделяет несколько наиболее крупных массивов: Ингили, Томмот, Якокут, Юхта и Иллымах, представленных пластовыми кварцевыми и бескварцевыми порфирами, эгириновыми гранитами и щелочными сиенитами.

Становой хребет

Особое значение измерения абсолютного возраста имели для выяснения стратиграфического положения пород так называемого станового комплекса. Породы этого комплекса, представленные различного рода гнейсами, распространены вдоль южной окраины Алданского щита в районе Станового хребта и имеют субширотное простирание складок. До 1955 г., согласно представлениям Д. С. Коржинского (1944), они относились к алданскому комплексу, испытавшему сложный метаморфизм в процессе более поздней становой орогении. Своеобразные минеральные ассоциации района амфибол - альбит - хлорит - серицит - пирит рассматривались как результат позднейшего диафтореза при раздавливании и перекристаллизации первичных гнейсов.

Ю. Б. Казмин и Л. П. Копаевич указывали на отсутствие несогласий между породами обоих комплексов в тех случаях, когда они участвовали в строении единых складчатых структур, например в бассейне р. Нюкжи и верховьях Алгомы. В отдельных случаях ими отмечались реликтовые находки пироксенов, типичные для алданского, но обычно отсутствующие среди пород станового комплекса. В связи с этим С. П. Кориковский высказал предположение, что становой комплекс представляет собой часть Алданского фундамента, на котором накапливались осадки более юной миогеосинклинали. После сложных процессов гранитизации и метаморфизма, которые привели в западной части Станового хребта к появлению дистенсодержащих гнейсов, осадки миогеосинклинали оказались смытыми, а фундамент выведен на поверхность.

Однако при последующих геологосъемочных работах, проведенных ВАГТ, ЛАГЕД и другими организациями, подтвердились предположения Ю. К. Дзевановского о широком распространении в указанном регионе метаморфических пород более юного возраста, условно отнесенных им к протерозою. Это доказывалось прежде всего характером тектонических соотношений между отдельными глыбами пород алданского комплекса в указанном районе и породами станового комплекса, протягивающимися в виде полосы шириной 220-280 км субширотного простирания. Преимущественно северо-западные простирания складок в подобных глыбах, резко отличный литологический состав толщ (вулканогенно-осадочные метаморфические породы типа гиперстенсодержащих гнейсов и кварцитов), отвечающий гранулитовой фации метаморфизма по сравнению с гранитизированными песчано-глинистыми осадками станового комплекса, относящимися к амфиболитовой фации метаморфизма, - главные критерии различия этих разновозрастных пород.

Согласно Г. М. Друговой и А. Н. Неелову, формирование толщ станового комплекса началось после завершения складчатости и метаморфизма нижнеархейского времени, на поверхность были выведены глубокие горизонты древнейшей подвижной зоны, соответствовавшие гранулитовой фации регионального метаморфизма, подвергшиеся денудации. По данным ВАГТ, в настоящее время предлагается следующая стратиграфическая схема расчленения толщ станового комплекса.

К наиболее древним частям разреза относится так называемая свита Зверева, ранее сопоставлявшаяся счекчёйской свитой алданского комплекса. Последние исследования показали, что эта свита, сложенная в нижней части биотит-гиперстеновыми кристаллическими сланцами, а в верхней биотит-амфиболовыми гнейсами, протягивается вдоль южного края Алданского щита из верховьев Олёкмы до бассейна р. Тимптон, имея все время широтное простирание, и нигде в породы чекчёйской свиты не переходит. По данным А. Г. Кац и М. 3. Глуховского, разрез этой свиты имеет следующий вид:

Породы свиты Зверева по парагенетическим минеральным ассоциациям относятся к гранулитовой фации метаморфизма и являются аналогом алданского комплекса в Становой орогенической зоне. Биотиты, выделенные из этой толщи восточнее в бассейне р. Сутам, по данным аргон-калиевога метода показали 2600-2700 млн. лет (Г. М. Другова, Э. К. Герлинг).

Южнее области распространения свиты Зверева залегают толщи, относимые к протерозою (чильчинская и кудуликанская свиты), имеющие повсеместно тектонический контакт со свитой Зверева. Восточнее, в бассейне р. Сутам, они непосредственно контактируют вдоль зоны разлохма с метаморфическими породами иенгрской серии. Чильчинская свита представлена однообразными тонкополосчатыми биотитовыми гнейсами с интенсивно развитой плойчатостью и небольшими пропластками амфиболитов в верхней части разреза. Общая мощность свиты 1500-2000 м. Кудуликанская свита сложена амфиболовыми и биотит-амфиболовыми сланцами, согласно залегающими на чильчинской свите. Общая мощность свиты 1500-2000 м.

Все эти породы относятся к более юным образованиям, так как отличаются меньшим метаморфизмом (амфиболитовая фация); кроме того, в них полностью отсутствуют мигматиты, свойственные более древним комплексам.

В бассейне р. Малый Чульман Г. М. Друговой и А. Н. Нееловым была выделена так называемая субганская толща, представленная биотит-кварцевыми сланцами мощностью около 800-1000 м, отнесенная ими к синию. Однако пересечение этой толщи пегматитами, возраст которых по результатам измерения аргон-калиевым методом оказался равным 1740-1890 млн. лет, явно свидетельствует о ее досинийском возрасте. Скорее она является аналогом "иотния" - карельских молассовых отложений, отнесенных К. О. Кратцем к верхам карелид.

Указанные толщи смяты в субширотные складки, отделенные от основного массива Алданского щита глубинным Южно-Алданским разломом. Кроме того, в строении самой Становой зоны выделяются внешний и внутренний поясы. разделенные Джелтулакским и Тукурингрским разломами, также имеющими широтное простирание.

Древнейший магматизм Становой зоны, не получивший до сих пор оценки возраста, характеризуется развитием пластовых тел габбро, анортозитов, нироксенитов в нижних частях свиты Зверева. Отмечено лишь пересечение их пегматитами, датируемыми 1900 млн. лет.

К наиболее ранним гранитоидам относятся так называемые микропертитовые, иногда гиперстенсодержащие граниты, образующие послойные тела и мигматиты в верхних частях свиты Зверева. Наиболее развиты в районе так называемые раннестановые граниты, распространенные в южной части Станового хребта, как бы замещающие протерозойские толщи в ядрах слагаемых ими антиклинальных структур. Эти амфибол-биотитовые по составу и гнейсовидные по структуре граниты замещают главным образом породы кудуликанской свиты, образуя линейно вытянутые тела. Д. С. Коржинский, впервые выделивший древнестановые граниты, описывая их в районе пос. Тынды, обращал внимание на пластовую форму их залегания, включения отдельных пачек гнейсов, "не повернутые друг относительно друга ксенолиты амфиболитов" и т. д. Часто эти граниты выглядели как линзы, не имеющие корней. С этой наиболее ранней гранитизацией в Становом хребте связано появление золотосодержащей сульфидной минерализации. М. Д. Крылова отмечает при описании тех же гранитов значительную неоднородность древнестановых гранитов, образовавшихся при гранитизации весьма различных пород, в том числе и интрузивных основного состава.

К заключительным интрузивным проявлениям, представленным крупными массивами в южной части Станового хребта, относятся биотит-роговообманковые порфировидные граниты и гранодиориты, слагающие, в частности, Чубачинский массив (150 X 50 км), встречающиеся на протяжении нескольких сот километров. В восточной части Станового хребта, в бассейне рек Сутам и Гонам, к этой же группе гранитоидов относятся аплитовидные пластовые тела, залегающие согласно с вмещающими породами. В отличие от древнестановых гранитов последние имеют рвущие контакты, представляя собой, по-видимому, посторогенные интрузии. Их возраст различными методами был определен в 1900 млн. лет. С ними генетически связаны ноля пегматитов того же возраста.

К самым поздним интрузиям этой эпохи, вероятно, следует отнести лейкократовые биотитовые граниты, сопровождаемые рассеянной вольфрамо-оловянной минерализацией, прорывающие субганскую "синийскую" толщу А. Н. Неелова, также датируемую 1740-1890 млн. лет.

Для Становой зоны характерно отсутствие аляскитовых интрузий, типичных для краевых зон Алданской плиты (как северной, так и южной), имеющих явно дискордантныи характер по отношению н толщам, слагающим Алданскую плиту.

Аляскиты Алданского щита, как и заключительные интрузии гранитоидов Становой орогенной зоны, тесно связаны с разломами, завершившими ее тектоническое развитие. Со Становым разломом, представляющим собой серию кулисообразно расположенных дислокаций в бассейне рек Алдан и Чульман, протягивающимся на сотни километров, связаны многочисленные поля пегматитов. В центральной части Становой зоны это преимущественно ортитоносные тела (Ян, Чильчи), на востоке - пегматиты Большая Даурка, Юкта; в западной части, в бассейне Олёкмы, это редкометальные метасоматиты Тас-Юрях, Усть-Нюкжа, среди которых наряду с ортитом и монацитом появляются чевкиниты. На западном продолжении той же тектонической зоны появляются кутугинские пегматиты, генетически связанные € интрузией, прорывающей удоканские песчаники.

Определения абсолютного возраста различных радиоактивных минералов этого пояса, выполненных свинцово-урано-ториевым методом (36 определений) дали строго совпадающие результаты по изотопному отношению Рb²⁰⁷/Рb²⁰⁶, отвечающие значению 1860±50 млн. лет (см. рис. 4). Эти данных хорошо совпадали и с параллельно полученными Э. К. Герлингом определениями их возраста аргон-калиевым методом.

Возрастные данные, полученные и для интрузивных, и для пегматитовых образований, подтвердили существование единой магматической эпохи, в течение которой возникли платформенные интрузии Алданского щита и сложный комплекс син- и посторогенных интрузий и пегматитов Становой складчатой области.

Исходя из изложенного выше материала, можно предположить, что в районе Становой складчатой области распространены формации, накопление которых происходило заведомо позднее 2600 млн. лет и закончилось ранее 1900 млн. лет. Так же как в районах распространения кировоград-житомирских интрузий на Украине или беломорской формации Балтийского щита, в зонах среднедокембрийских геосинклиналей, аналогом которых выступает в данном случае Становая орогеническая область, не удается обнаружить никаких признаков древнего основания, за исключением, может быть, свиты Зверева, занимающей краевое положение в этой зоне. Все это позволяет думать, что становой комплекс может быть отождествлен с верхней частью среднего докембрия. Таким образом, предположения о близости во времени накопления осадков станового комплекса и некоторых свит алданского комплекса не лишены основания, хотя метаморфизм этих свит может быть весьма различен.

Интенсивный магматизм области Станового хребта, носивший вначале явно синорогенный характр (древнестановые граниты), по существу оказался синхронным магматическим проявлениям в самом Алданском щите, где интрузии этого времени (аляскиты) имеют четко выраженный платформенный тип. С последними сходны лишь наиболее поздние интрузии Становой орогенической области (лейкократовые интрузии). Обширная зона пегматитов, протягивающаяся вдоль пограничной зоны разломов, разделяющей Алданскую плиту и Становую область, возникла в завершающий этап превращения этой подвижной зоны в платформу, единую с Алданской плитой. Полученное для нее значение возраста 1860±50 млн. лет датирует время завершения Становой орогении.

В 1964 г. были получены убедительные доказательства существования позднедокембрийских интрузий в южных частях Становой зоны. Так, например, в бассейне р. Куэнгрокан, правого притока Олёкмы, в верхнем ее течении обнаружены небольшие массивы сиенитов и сиенито-диоритов площадью 500-600 км² каждый. Возраст одного из них при исследовании акцессорных цирконов составил 1100-1250 млн. лет по трем изотопным отношениям по данным свинцово-уранового метода. Аналогичные данные были получены для ортитов из пегматитов, обнаруженных в районе Тынды (см. табл. 65). Таким образом, на южных флангах Становой орогенической зоны в позднем докембрии действительно протекали магматические процессы, однако в гораздо более скромных размерах, чем предполагалось ранее, когда на основании первых, ошибочно истолкованных данных аргоновых измерений подобный возраст был приписан Ю. К. Дзевановским древнестановым интрузиям. Позднейшие магматические процессы оказали существенное влияние на вмещающие породы станового комплекса. Весьма возможно, что именно с ними связано появление наиболее ранних диафторитов. Так, при изучении радиоактивных минералов пегматитов и метасоматитов западных участков пегматитового редкометального пояса (Тас-Юрях и др.) было обнаружено, что несмотря на обычный для пегматитов возраст минералов - около 1800-1900 млн. лет, полученный по отношению Pb²⁰⁷/Pb²⁰⁶, по всем остальным изотопным отношениям значения возраста оказались гораздо ниже из-за потери радиогенного свинца. Это, естественно, можно связать с влиянием более позднего метаморфизма с возрастом около 1000 млн. лет.

В одном из исследованных образцов - ортите из пегматита близ пос. Тында, имеющем возраст 1140 млн. лет, значения возраста по Pb²⁰⁶/U и Pb²⁰⁸/Th²³² оказались еще более низкими - от 60 до 210 млн. лет, т. е. потеря радиогенного свинца этим минералом происходила уже, по-видимому, в мезозое. Данное наблюдение хорошо согласуется с широким распространением в этих районах наиболее низкотемпературных диафторитов - метаморфически измененных пород алданского и станового комплексов, отвечающих эпидот-амфиболитовой фации.

Н. Г. Судовиков, А. Н. Неелов, Г. М. Другова и др. процесс, выразившийся в перекристаллизации слюд сланцев и замещении их агрегатом хлорита и серицита, связывают исключительно с протерозойским метаморфизмом. Однако явления столь серьезного изменения минерального состава толщ по радиологическим данным могут быть и более юными.

Так, например, породы, подвергшиеся диафторезу, отличаются весьма молодыми значениями возраста при измерении его аргон-калиевым методом - от 150 до 200 млн. лет. Потерю аргона в породах, вызвавшую такое поразительное "омоложение" возраста докембрийских толщ, Н. Г. Судовиков и А. Н. Неелов пытаются объяснить глубинным опусканием всего региона в мезозойское время, на которое указывают подобные значения, полагая, что повторная перекристаллизация их при этом могла и не происходить. Однако имеются наблюдения совместного нахождения крупнокристаллических пегматитов, датируемых аргон-калиевым методом 1900 млн. лет, и вмещающих их гнейсов, подвергшихся диафторезу, интенсивно серицитизировапиых и эпидотизированных, для которых аргоновый метод показывает значение возраста в 200 млн. лет!

По-видимому, региональное "омоложение", т. е. получение массовых значений возраста аргон-калиевым методом, заведомо более юных, нежели истинный возраст пород, обнаруженное для южных частей Становой орогенической области, указывает не столько на маловероятный эффект погружения фундамента, сколько на активное влияние мезозойского магматизма, охватившего данную краевую часть докембрийской провинции. В настоящее время еще далеко не всегда удается выделить среди разновозрастных плутонов Станового хребта мезозойские интрузии, однако сам факт их существования доказан. Эти интрузии явились отражением активных магматических событий, протекавших в Монголо-Охотском поясе, обрамлявшем с юга Сибирскую платформу, и активно воздействовали на ее южный край.

Восточный склон Алданского щита

Восточная окраина Алданского щита представляет исключительный интерес для геохронологии докембрия, поскольку на этой территории удается установить взаимоотношения древнейших, рассмотренных нами выше, глыб докембрия с позднедокембрийскими отложениями.

В пределах восточной окраины Алданского щита, по В. М. Моралеву и А. Л. Ставцеву, могут быть выделены следующие структурные единицы (рис. 43):

Рис. 43. Тектоническая схема восточной части Алданского щита и сопредельных областей. По В. М. Моралеву: 1 - выступы кристаллического фундамента Алданского щита: Идюмо-Хайканское (I), Маймакано-Батомгское (II), Омнинское (III) поднятия; 2 - поднятия фундамента, перекрытые чехлом осадочных пород - Дыгдинский вал (IV); 3 - поднятия, связанные с мезозойскими интрузиями: Аимо-Кеткапское (V), Томптоканское (VI), Одолинское (VII); 4 - прогибы, выполненные синийскими и кембрийскими отложениями: Алданский (VIII), Майский (IX), Уяно-Улканский (X), Меркюэльский (XI); 5 - Вилюйская синеклиза, 6 - Восточно-Алданская зона переходной складчатости; Челатское краевое поднятие (XII), 7 - Верхоянская складчатая область: Аллах-Юньский синклинорий (XIII), 8 - мезо-кайнозойские прогибы Охотского вулканического пояса: Предджугджурский (XIV), Охотский (XV), 9 - взбросы: Нельканский (XVI), Челатский (XVII), 10 - интрузии центрального типа, предкембрийские

1) выступы древнего кристаллического фундамента - Идюмо-Хайканское, Маймакано-Батомгское и Омнинское поднятия, а также поднятия Дыгдинского вала, перекрытого чехлом поздних осадочных пород;

2) поднятия, обусловленные внутриплатформенным мезозойским магматизмом - Аимо-Кеткапское, Томптоканское, Одолинское;

3) прогибы древнего фундамента, выполненные синийскими и кембрийскими осадками - Алданский, Майский, Уяно-Улканский, Меркюэльский с амплитудами прогибания не более 2500 м и углами наклона крыльев 1-3°. Эти прогибы представляют собой краевые прогибы Алданского щита, переходные к расположенной восточнее области геосинклинали;

4) наиболее отчетливо эта двойственная роль структур восточного склона Алданского щита проявилась в строении Восточно-Алданской зоны переходной складчатости, имеющей меридиональное простирание и обрамляющей с востока Алданский щит. Суммарная мощность синийских и кембрийских отложений этой зоны достигает 13 000 м.

При движении с запада на восток происходит не только возрастание мощности чехла этих отложений, но и характерное осложнение складчатости всей толщи, выражающейся в сужении меридионально вытянутых складок шириной от 20-30 км на западе до 5-7 км на востоке. Одновременно отмечается и общее увеличение дислоцированности пород. Углы падения складок на востоке возрастают до 80-90°, вместо 50-60° на западе, появляются крупные меридиональные дислокации; Нельканский и Челатский разломы, определяющие последовательное ступенчатое погружение отдельных зон (рис. 44).

Рис. 44. Схематический профиль через Восточно-Алданскую зону. По В. М. Моралеву: 1 - архейско-протерозойский кристаллический фундамент; 2 - синийские отложения; 3 - кембрийские отложения; 4 - мезо-кайнозойские эффузивные образования; 5 - разрывные нарушения

Хорошая изученность литологии синийских осадков этих районов (В. А. Ярмолюк, С. В. Нужнов и др.), измерения абсолютного возраста глауконитов из ряда свит этого разреза позволили выделить среди них несколько разновозрастных серий (табл. 60) и сопоставить разрезы синийских отложений платформы и отдельных прогибов. На основании подобного сопоставления был сделан вывод об однородности фаций и мощностей раннесинийских серий (учурской и майской) в пределах Майского прогиба и Восточно-Алданской зоны. Начиная с уйского времени (кандыкская свита) происходит заметное возрастание мощности позднесинийских осадков восточнее Нельканского и особенно Челатского разломов, сопровождающееся изменением состава фаций - от песчаников на западе до алевролитов и аргиллитов на востоке. Этот процесс асимметричного прогибания Восточно-Алданской зоны, отражавший развитие мощной позднесинийской геосинклинали на востоке, закончился в предкембрийское время, поскольку кембрийские отложения как в пределах Алданского щита, так и в пределах Восточно-Алданской зоны не различаются ни по мощности (800 м), ни по фациям (преимущественно карбонатные породы).

(Примечание. Все определения возраста велись аргон-калиевым методом по глаукониту, за исключением кварцевых порфиров канкулинской свиты, возраст которой был определен свинцово-урановым методом по циркону, выделенному из породы.)

Магматические события позднего докембрия, характерные для геологической истории восточной окраины алданского щита, соответствуют крупным перерывам в осадконакоплении предучурского, предмайского и пред кембрийского времени.

К наиболее раннему магматическому комплексу этого региона относятся Улканский (5,5 тыс. км²) и Угаянский (900 км²) массивы, обнаруженные в верховьях Маймакана и Улкана (правый приток р. Учура) (рис. 45).

Рис. 45. Схематическая геологическая карта района развития раннесинийского интрузивного улканского комплекса. По данным Н. С. Шпак: 1 - четвертичные и мезозойские отложения; 2 - нижнекембрийские и синийские отложения: 3 - уэннинская; 4 - гонамская, 5 - канкулинская свиты; 6 - протерозойские кристаллические образования; 7 - архей, 8 - нижнемеловые интрузии, 9 - протерозойский анортозитовый комплекс; раннесинийские магматические образования: 10 - лейкократовые габбро-диабазы, 11 - силлы диабазовых порфиритов; улканский субвулканический комплекс: 12 - рибекитовые граниты, 13 - граносиениты и граносиенит-порфиры, 14 - кварцевые порфиры и граносиенит-порфиры; 15 - тектонические нарушения. I - Улканский массив, II - Угаянский массив. Цифры па карте - значения возраста (в млн. лет)

Эти массивы имеют активный контакт с протерозойскими толщами и песчаниками канкулинской свиты. Н. Д. Зленко и Н. С. Шпак выделяют в составе этого магматического комплекса следующие фазы субвулканических образований:

1) рибекитовые граниты, граносиениты, граносиенит-порфиры и кварцевые порфиры (собственно улканский субвулканический комплекс);

2) миндалекаменные диабазовые порфириты, диабазы и плагиоклазо-вые порфириты;

3) лейкократовые габбро-диабазы и плагиоклазиты.

Улканский массив представляет собой выход щелочных рибекитовых гранитов и граносиенитов, окаймленных кварцевыми порфирами, образующими пластовые залежи во вмещающих породах (песчаниках) канкулинской свиты. Восточная часть массива, представленная пластовыми телами кварцевых порфиров, залегающих в основании канкулинской свиты непосредственно на древнем кристаллическом фундаменте, перекрыта песчаниками гонамской свиты учурской серии, содержащей гальку кварцевых порфиров и граносиенит-порфиров. Количество подобной гальки в базальных песчаниках гонамской свиты заметно убывает в северо-западном направлении, что характеризует Улканский плутон как область размыва и денудации при отложении толщ учурской серии.

Угаянский массив залегает среди гранитов и гнейсов протерозойского возраста и перекрывается осадками эннинской свиты майской серии. Подобно Улканскому массиву, он сложен граносиенитами и граносиенит-порфирами. Наблюдаемые вокруг массива кварцевые порфиры, по-видимому, относятся к силлам канкулинской свиты, прорываемым интрузиями Угаянского массива. Так, например, Н. Д. Зленко отмечает, что среди кварцевых порфиров известны жилы и штоки граносиенит-порфиров, а жилы мелкозернистых рибекитовых и биотит-рибекитовых гранитов прорывают и те и другие. Петрографическое исследование пород указывает на относительно более свежий облик граносиенитов и рибекитовых гранитов, отличающихся обилием акцессорных минералов, в том числе фиолетовоокрашенного циркона (малакона), чем кварцевых порфиров, для которых типична интенсивная пелитизация калиевого полевого шпата, появление автометасоматического зеленого биотита и т. д.

Среди ксенолитов вмещающих пород в граносиенитах обоих массивов наряду с гнейсами архейских толщ отмечаются также ороговикованные песчаники канкулинской свиты. Таким образом, постканкулинский возраст улканского магматического комплекса очевиден.

С Улканским массивом рибекитовых гранитов связаны многочисленные дайки пегматитов, которые характеризуются богатой минерализацией.

Измерения абсолютного возраста свинцово-урановым методом этих радиоактивных минералов, выделенных из кварцевых порфиров канкулинской свиты, рибекитовых гранитов и пегматитов Улканского массива, показали исключительно хорошую сходимость результатов по изотопному отношению Рb²⁰⁷/Рb²⁰⁶, давших значение 1900±50 млн. лет (см. табл. 65). Аналогичные значения были получены Н. И. Полевой по биотитам аргон-калиевым методом. Следовательно, и эффузивы канкулинской свиты, и субщелочные интрузии улканского комплекса можно рассматривать как комагматические образования, возникшие в ту же эпоху, что и большинство интрузий Алданского щита и Становой орогенической зоны.

Однако до настоящего времени недостаточно ясна хронологическая последовательность некоторых других магматических проявлений этого региона. Так, например, на юге Улканский массив граничит с массивом анортозитов Джугджура площадью около 5000 км², вытянутым вдоль юго-западной части Джугджурского хребта на протяжении 250 км. А. П. Лебедев и Н. В. Павлов рассматривают его как крупнейшую синтектоническую интрузию древней орогенной зоны, с которой связано сульфидно-никелевое оруденение. Характер контакта анортозитов и субщелочных гранитов Улканского массива, по-видимому, указывает на более поздний возраст последних. С другой стороны, А. П. Лебедев и Н. В. Павлов отмечали сходство анортозитов Джугджура с анортозитами, прорывающими в бассейне Май кембрийские осадки.

Проведенные измерения возраста анортозитов свинцово-урановым методом по выделенному из них акцессорному апатиту дали довольно хорошо сходящиеся результаты порядка 2300±? млн. лет. Низкие содержания урана в апатите не позволяют считать полученное значение возраста достаточно точным. Единственный вывод, который мы можем сделать сегодня, заключается в том, что эта дата имеет существенное значение для оценки времени складчатой структуры Становика - Джугджура, относящейся к среднему докембрию.

В юго-восточной части Алданского щита, в пределах распространения сутамской свиты джелтулинской серии, в непосредственной близости к району развития гранитоидов улканского комплекса и анортозитов Джугджура, известна апатитовая минерализация метасоматическоге происхождения. Обычно она развивается по зонам трещиноватости в осевых частях складок либо по зонам дробления вдоль диабазовых даек и пегматитов северо-западного простирания, секущих смятые в складки и метаморфизованные до их вторжения толщи.

Метасоматические тела представлены сильно измененными гнейсами по контакту с дайками, которые при этом почти не изменяются, играя роль экранов для просачивающихся по трещинам растворов. Минеральный состав их характеризуется хлоритом, замещающим темноцветные минералы гнейсов, альбитом и серицитом, развивающимися по полевым шпатам, фторапатитом и щелочными амфиболами. Эта ассоциация минералов сопровождается более поздней прожилковой, в состав которой входят манганокальцит и доломит, пирит, халькопирит и галенит.

Измерения абсолютного возраста пегматитов, предшествующих этой минерализации, выполненные аргон-калиевым методом, показали 1770, 1830 и 1990 млн. лет. Измерения возраста фторапатитов из метасоматитов, выполненные свинцово-урановым методом, дали несколько более юное значение возраста - 1700 млн. лет (см. табл. 65). Приведенные данные, вероятно, свидетельствуют о самых поздних магматических посторогенных проявлениях на флангах Алданской плиты, синхронных крупным магматическим событиям в восточных складчатых зонах, обрамляющих Алданский щит.

Рассмотренные выше значения возраста, полученные по цирконам для улканских гранитоидов, указывали на наличие серьезного позднейшего метаморфизма, выразившегося в значительном снижении значений возраста двух цирконов по свинцово-урановым и свинцово-ториевому отношениям (они не превышали 1000 млн. лет). Определения возраста, выполненные ранее аргон-калиевым методом для сиенитовых фаз гранитоидов, показали-940 млн. лет. Более того, циркон, выделенный из глыб щелочных гранитов в элювиальных развалах, показал при исследовании его свинцово-урановым методом 1140 млн. лет. Характерно, что в базальных пачках эннинской свиты, датированной по глаукониту 1190 млн. лет, встречается именно такая галька щелочных пород улканского комплекса.

Все это позволяет думать, что в районе Улканского массива магматические проявления были неоднократны. В частности, завершение учурского цикла осадконакопления ознаменовалось очередной вспышкой магматизма, оказавшей заметное влияние на более ранние породы улканского комплекса. Начавшийся затем майский цикл осадконакопления отличался большей длительностью и большими мощностями возникших отложений. Вначале отложения майской серии были представлены песчаниками эннинской свиты с редкими прослоями водорослевых доломитов, сменившимися далее алевролитами и аргиллитами омнинской свиты, затем глинистыми известняками малгинской и монотонными доломитами ципандинской свит, завершают цикл аргиллиты лахандинской свиты, свидетельствующие о постепенном обмелении бассейна, достаточно устойчивого и глубокого в середине майского времени. Общая мощность отложений майской серии составила почти 2000 м. В конце этого времени отмечается поднятие Алданского щита, сопровождавшееся углублением прогиба вдоль его восточной окраины, где продолжалось накопление осадков. В связи с этим самые поздние осадки синия, например кандыкской и усть-кирбинской свит уйской серии, представленные песчаниками и алевролитами, на территории рассматриваемого района имели различную мощность, возраставшую в восточном направлении до 800 м и сходившую на нет на западе.

Хотя по составу осадков уйская серия отвечала началу нового цикла седиментации, углового несогласия между лахандинской и кандыкской свитами не наблюдалось. Да и сам цикл уйской серии был прерван в самом начале в результате тектонических подвижек и обширной трансгрессии нижнекембрийского моря. Осадки кембрия, как уже отмечалось, с резким угловым несогласием залегают на денудированном докембрийском основании восточной окраины Алданского щита, входя в соприкосновение с докембрийскими формациями различной древности. Стабилизировавшийся режим седиментации в кембрии отразился и на постоянстве мощности и фаций кембрийских отложений для этой территории, что совершенно несвойственно позднему синию.

Период длительного накопления осадков значительной мощности в майское время, сопровождавшийся явлениями инверсии в уйское время, естественно, должен был также сопровождаться и явлениями магматизма. Действительно, для восточной окраины Алданского щита характерно появление в предкембрийское время многочисленных интрузий так называемого центрального типа, сопровождаемых метасоматическими образованиями карбонатитов, обнаруживаемых как в пределах Восточно-Алданской зоны переходной складчатости между Алданским щитом и Верхоянской геосинклинальной областью, так и в кристаллических выступах самого Алданского щита. К числу таких массивов относятся (с северо-востока на юго-запад): Горное Озеро, Ингили, Кондёр, Асбарастах. Для всех названных массивов характерны общие черты строения и, по-видимому, один и тот же геологический возраст. Различие в распространенности тех или иных типичных для этих интрузий пород в значительной степени определяется фактором глубинности их формирования и размерами эрозионного среза. Действительно, глубоко вскрытый массив Асбарастах наиболее полно представлен различными магматическими и метасоматическими фациями, присущими подобным массивам. Так, по описанию Н. Д. Зленко и С. П. Стоялова, Асбарастахский массив занимает площадь около 36 км² и имеет в плане округлую форму с резко выраженным концентрически зональным строением. Ядро массива сложено пироксенитами. Вокруг пироксенитов следует узкая зона ийолит-мельтейгитов, а затем мощный (до 4 км) ореол фенитизированйых пород архейского метаморфического комплекса, содержащих мелкие тела нефелин-канкринитовых сиенитов, что указывало на значительный масштаб щелочнометасоматических процессов, развивавшихся по периферии этого массива.

Контакты между пироксенитами и ийолит-мельтейгитами обычно вертикальные. Эти наиболее распространенные породы обычно пересечены жильными телами по кольцевым и радиальным трещинам кимберлитового, ийолит-уртитового и карбонатитового состава, а также прожилками апатита, магнетита и флогопита. Карбонатиты состоят из кальцита, апатита, магнетита. Минералы пригодны для свинцового метода.

Характерно, что многие породы Асбарастаха несут следы изменений, вызываемых развитием поздних интрузивных и метасоматических явлений. Так, по контакту с жилами карбонатитов происходит ослюденение пироксенитов, процессы фенитизации генетически связаны с вторжением щелочных интрузий сиенитового состава, более поздних, чем пироксениты, слагающие ядро массива. Наряду с фенитизацией вмещающих гнейсов интенсивной перекристаллизации подвергаются кальцифиры вмещающих толщ архея, приобретающие при этом черты карбонатитов, распространенных главным образом среди пироксенитов. С этими карбонатными породами архейского фундамента ряд исследователей связывает происхождение карбонатитов Асбарастаха. По находке среди интрузивных пород Асбарастаха ксенолитов измененных синнйских пород геологический возраст его определяется как послееинийский.

Массив Кондёр, обнажающийся по левобережью Май в краевой части Маймакано-Батомгского поднятия, залегает среди алевролитов и аргиллитов эннинской и омнинской свит, общей мощностью около 400 м, залегающих на кристаллических породах фундамента. Центральная часть массива сложена дунитами (5,5 км в диаметре), окаймляемыми перидотитами и во внешней зоне косьвитами - породами авгит-титаномагнетитового состава с высоким содержанием апатита. Контакты всех этих пород строго вертикальные. Наиболее поздние жильные тела, секущие весь массив, представлены (в порядке внедрения): лампрофирами, пегматитами, карбонатитами и щелочными сиенитами. В экзоконтактах интрузии отмечалось небольшое ощелачивание пород, выразившееся в образовании биотитовых роговиков по песчаникам эннинской свиты.

Среди карбонатитов выделяется три типа: ранние, преимущественно кальцитового состава, доломитовые и, наконец, поздние карбонатиты, содержащие сульфиды (галенит, халькопирит и др.). Как отмечает А. А. Эльянов, описавший массив Кондёр, ни среди пород фундамента, ни в синийских отложениях, прорываемых этим массивом, не отмечено карбонатных горизонтов. А. А. Эльянов связывает с этим обстоятельством магматический генезис карбонатитов Кондёра. По нашему мнению, отсутствие продуктивных карбонатных горизонтов на пути магм и растворов, формировавших Кондёрский массив, обусловило ничтожную распространенность рудной минерализации в карбонатитах, обычно для них типичной.

Нижний предел возраста массива Кондёр определяется тем, что вмещающие его синийские отложения, залегающие во всем районе строго горизонтально, вздернуты вокруг массива и имеют вертикальное залегание, свидетельствующее о его более позднем вторжении.

Массив Ингили, расположенный в 120 км к северо-востоку от массива Кондёр, в среднем течении р. Ингили, залегает среди протерозойских гнейсов, протыкающих синийские отложения. Последние представлены непрерывным разрезом от омахтинской свиты до кандыкской. В пределах узкой шириной 3-4 км кольцевой полосы вокруг массива гнейсов синийские толщи так же вздернуты, как и вокруг Кондёра. Следует отметить, что эти вертикально стоящие горизонты синия трансгрессивно перекрываются горизонтально лежащими осадками юдомской свиты (Сm₁), не несущими каких-либо следов контактового изменения.

Сам массив Ингили, подобно остальным аналогичным массивам, имеет концентрическое строение и сложен ийолит-мельтейгитами - породами нефелин-пироксенового ряда, имеющими кольцевой ореол фенитизации (шириной 2-3 км) протерозойских пород фундамента. К числу позднейших жильных и метасоматических пород, распространенных в массиве, относятся карбонатиты нескольких генераций.

Наиболее удаленный в северо-восточном направлении массив Горное Озеро, находящийся в ядре Восточно-Алданской зоны переходной складчатости, залегает среди известняков лахандинской и алевролитов кандыкской свит. Массив представлен исключительно нефелин-канкринитовыми сиенитами, несущими следы активного карбонатного метасоматоза, приводящего к образованию полей карбонатитов, сопровождаемых цирконом, пирохлором, сфеном.

Таким образом, все рассмотренные выше массивы обладают определенным сходством, указывающим на общность их происхождения. Очевидно, идентично и время их образования, хотя для каждого массива нижний и верхний пределы времени их становления по геологическим наблюдениям достаточно далеки друг от друга.

Изменчивость в распространенности отдельных фаций изверженных пород и метасоматитов, по мнению Н. Д. Зленко, объясняется глубинностью среза. Так, в качестве критериев глубинности она выдвигает следующие признаки:

1) ослабление интенсивности щелочного и карбонатного метасоматоза, (фенитизации и карбонатитизации);

2) сокращение распространенности щелочных интрузивных пород;

В соответствии с этим Н. Д. Зленко рассматривала массив Кондёр как наиболее глубоко эродированный участок, массив Асбарастах она относила к средним глубинам эрозии, Ингили и в особенности Горное Озеро - к наименее вскрытым массивам (рис. 46).

Рис. 46. Схематическая геологическая карта Асбарастахского массива. По С. П. Стоялову: 1 - галечники; 2 - фениты; 3 - карбонатиты шильные; 4 - поля развития карбонатитов; 5 - тингуаиты; 6 - нефелиновые сиениты; 7 - ийолит-мельтейгиты; 8 - кимберлиты; 9 - рудные пироксениты; 10 - пироксениты; 11 - архейские гнейсы, кальцифиры, граниты

Однако сопоставление особенностей минерализации этих массивов и вмещающих их пород указывает и на другую, не менее важную зависимость, существующую между степенью распространенности карбонатных пород во вмещающих толщах, пересекаемых интрузиями центрального типа, и интенсивностью щелочно-карбонатного метасоматоза и редкометальной минерализации.

Действительно, в Кондёрском массиве, где ультраосновные интрузии протыкают гнейсы среднего докембрия и песчанико-алевролитовые свиты синия, редкометальная минерализация отсутствует, а количество щелочных и карбонатных метасоматитов минимально; в массиве Асбарастах, где можно было ожидать максимальный эрозионный срез, оруденение и натрово-карбонатный метасоматоз возрастают в соответствии с мощностью пересекаемых кальцифиров. Следует отметить, что наиболее типичная для Асбарастаха минерализация весьма отчетливо напоминает минерализацию гибридных пегматитов западной части Алданского щита, связанную с гранитизацией древних архейских комплексов (магнетит, титаномагнетит, апатит, флогопит). Максимальных масштабов эти явления достигают в массивах Ингили и Горное Озеро, где в их становлении существенную роль сыграли карбонатные породы синия. В отличие от двух предыдущих участков в них появляется гатчеттолит.

Таким образом, вещественный состав постмагматической минерализации, сопутствовавшей этим интрузивным массивом, в основном зависел от состава пронизываемых ими толщ. По-видимому, имел значение и эрозионный срез, в связи с чем массивы Горное Озеро и Ингили должны представлять собой менее вскрытые структуры, чем Асбарастах и Кондёр.

Для решения генетических вопросов и уточнения возраста указанных массивов были произведены серии измерений абсолютного возраста найденных в них минералов, а также изотопного состава свинца галенитов (см. табл. 61 и 65).

В результате многократно повторенных измерений возраста аргон-калиевым методом по слюдам, выполненных В. М. Комаровой в лаборатории ВАГТ^* получены значения, варьирующие от 609 до 688 млн. лет. Данные измерений свинцово-урано-ториевым методом по радиоактивным минералам группировались в основном вокруг значения 650±20 млн. лет. Эти даты весьма точно отвечают самым верхам синия, поскольку значение 600 млн. лет является границей нижнего кембрия - синия. Значительные вариации полученных величин возраста связаны с недостатком используемого в аналитической работе материала, а также с теми изменениями, которым подверглись массивы интрузий спустя значительное время после их образования. Наряду с явными следами подобных изменений, устанавливаемых минералогически, на тот же самый эффект указал и аномальный изотопный состав свинца галенитов массивов Горное Озеро и Кондёр, свидетельствующий о захвате различных количеств радиогенного свинца сульфидами.

^* (Радиологические работы лаборатории ВАГТ не апробированы Комиссией по определению абсолютного возраста геологических формаций при ОНЗ АН СССР.)

Так, например, один из таких галенитов с аномальным свинцом был обнаружен в районе Горного Озера в соседстве с гатчеттолитом, показавшим явный дефицит свинца. Последнее подтверждалось заниженными значениями возраста гатчеттолита по Pb/U и Pb/Th (около 370-420 млн. лет). Иначе говоря, эти минералы испытали существенную потерю свинца не более 370 млн. лет назад. В этом случае аномальный состав свинца галенитов может быть вызван добавкой радиогенного свинца, вынесенного из радиоактивного минерала при метаморфизме, к первоначальному обыкновенному свинцу месторождения. Исходя из этого предположения, легко вычислить изотопный состав радиогенного свинца добавки и произвести расчеты соотношения тория к урану в минерале-источнике, откуда этот свинец был вынесен. Для аномальных свинцов массивов Кондёр и Горное Озеро это отношение окажется 0,72-2,6, совпадая с отношением тория к урану в гатчеттолите, либо отвечая какому-то промежуточному среднему значению этого отношения в других минералах.

Весьма характерно, что серия измерений возраста аргон-калиевым методом отдельных образцов слюд метасоматитов наряду с повторяющимися значениями 650-600 млн. лет, очень часто показывала значения возраста 300-350 млн. лет, особенно для Горного Озера и Кондёра, т. е. для участков с уже отмеченными переотложениями радиогенного свинца и находящихся на крайних восточных флангах Алданской плиты (табл. 62). Следовательно, можно предположить, что существенная часть минерализации описываемых массивов связана с явлениями поздней палеозойской, а возможно, и мезозойской регенерации их первичного вещества.

Подобно тому как в пределах южного склона Станового хребта были отмечены явления юного метаморфизма древнейших метаморфических комплексов, порожденные мезозойским магматизмом, так и в этом районе могло иметь место влияние того же мезозойского магматизма, который особенно развит в прилегающем хребте Джугджур. Это влияние могло проявиться в виде регенерации ранее возникших минеральных комплексов. Весьма показательно, что изотопный состав свинца сульфидов (см. табл. 61) относительно молодых плутонов, явно не отвечая геологическому возрасту, свидетельствует о более древнем их заложении и выносе свинца из более древних комплексов пород.

Из изложенного в данном разделе материала следует, что Алданский щит подвергался исключительно сильному влиянию мезозойского магматизма. Не только краевые складчатые зоны позднеархейского времени (Становой хребет, Учуро-Майская провинция), но и ядро Алданской плиты подверглись в конце юры или начале мела глубоким расколам и проникновению по ним субщелочных и щелочных магм. Этот процесс вызвал интенсивный мезозойский метаморфизм вмещающих древнейших комплексов горных пород и формирование новых "наложенных" рудных провинций специфического состава, выразившихся в распределении рудной минерализации как в ореоле субщелочных мезозойских плутонов, так и вдоль крупных региональных разломов Алданской плиты. Ю. К. Дзевановский связывает этот процесс с пологопадающими нарушениями, вызвавшими проникновение мезозойских магм из областей позднейшей мезозойской складчатости. Однако эта точка зрения, объясняющая механизм движения магматических расплавов, не решает вопрос о причинах специфической структуры Алданского щита, его исключительной раздробленности и активизации в середине мезозоя, не свойственной другим докембрийским континентам планеты.

Байкальская горная страна

Западным продолжением Алданского щита является Чарская глыба, занимавшая в бассейне р. Чары площадь около 20 000 км². Она отделена от собственно Алданского щита Олёкминским прогибом, выполненным отложениями станового комплекса. Ю. К. Дзевановский, относящий эти толщи к протерозою, выделяет в ее составе три свиты:

К западу, до западного побережья оз. Байкал включительно, простирается складчатая зона Байкальской горной страны. Она отличается высокогорным, сильно расчлененным рельефом, ограничена на севере бассейном р. Лены, на юге, в области верховьев р. Витим, мезозойской складчатой зоной Восточного Забайкалья.

Согласно Л. И. Салопу, в этой области на раздробленном архейском фундаменте возникла геосинклинальная система байкалид, складки которой в виде дуг охватывают архейские срединные массивы. В них выделяются Байкальская, Северо-Муйская и Южно-Муйская глыбы, сложенные биотит-амфиболовыми и гиперстеновыми гнейсами и мигматитами. Геосинклинальные области в нижнем протерозое разделяются Л. И. Салопом на две зоны: внешнюю - Чуйско-Патомскую, с ее восточным продолжением в виде Кадаро-Удоканской зоны, и внутреннюю - Муйскую. Состав толщ, слагающих эти зоны, различен: от сравнительно сильно гранитизированных гнейсов и амфиболитов чуйской толщи до песчаников и гравелитов удоканской и спилито-кератофиров муйской серии.

Время формирования этих осадков определяется в первую очередь тем, что в их основании (в муйской серии) обнаружены конгломераты с галькой гранито-гнейсов и мигматитов, слагающих массивы Чарской глыбы. Определения возраста по ортиту из пегматитов и мигматитов фундамента показали 2650 млн. лет. В результате гранитизации пород чуйской и удоканской серий возникли гранитоиды куандинского комплекса, измерения абсолютного возраста которого аргон-калиевым методом дали 1650 млн. лет. Эти данные весьма близко совпадают с ранее проведенными измерениями возраста пегматитов этого же комплекса по свинцовому методу (1700 млн. лет). Кутукинские интрузии розовых гранитов, прорывающие песчаники удоканской свиты в их южной части, по многократным определениям возраста аргон-калиевым методом в лаборатории ВАГТ показали 1950 млн. лет. Эти данные были подтверждены свинцово-урано-ториевым методом при измерении возраста гадолинита и монацита из пегматитов, секущих те же интрузии (см. табл. 65). Следовательно, формирование указанных выше толщ происходило в интервале 2700-2000 млн. лет, что сближает их с вероятным временем накопления толщ станового комплекса.

В центральной части Удоканской мульды среди песчаников четкандинской свиты отмечаются небольшие штоки субщелочных интрузий, вызывающих активную альбитизацию песчаников в широком ореоле ее экзоконтактов, сопровождаемую появлением браннерита, измеренный возраст которого (1100 млн. лет) совпал со временем появления субщелочных интрузий в верховьях Олёкмы. Это пока единственное указание на определенную роль позднедокембрийского магматизма в Байкальской горной стране.

Как показали геологосъемочные работы, проведенные ВАГТ в 1962- 1963 гг., Чарской глыбы в прежнем представлении фактически не существует. От нее остались лишь небольшие массивы мигматизированных гнейсов в верховьях р. Саку, хребте Кодар (южнее Катугинского массива), в верховьях левых притоков Чары; вся же остальная территория фундамента сложена толщами предполагаемого станового комплекса, прорванного гранитами с возрастом 2000 млн. лет.

На прилагаемой карте (рис. 47) отчетливо видно характерное окончание Алданской плиты, раздробленный край которой образовал сложную мозаику внутренних массивов в Байкальско-Становой орогенической зоне.

Рис. 47. Схематическая геологическая карта Чарской глыбы с возрастными значениями горных пород. По Л. И. Горелову: 1 - аллювий; 2 - щелочные интрузии; 3 - куандинский комплекс интрузий палеозоя; 4 - нижнепротерозойские интрузии (Каларский, Каменский и другие массивы); 5 - амфиболиты; 6 - кембрийские отложения; 7 - удоканский комплекс; 8 - гнейсы и мигматиты Чарской глыбы; значения возраста; полученные: 9 - свинцовым методом по акцессорным минералам, 10 - аргоновым методом по слюдам; 11 - разломы

К более позднему времени, по Л. И. Салопу, относится накопление весьма разнородных и мощных толщ осадков так называемого среднего протерозоя на флангах внешнего пояса байкалид, в то время как в центральной внутренней зоне возникли поднятия платформенного типа. Эти толщи представлены в районе Байкало-Патомского прогиба тепторгинской свитой кварцито-песчаников и серицит-хлоритовых сланцев, залегающих с угловым несогласием на породах чуйской серии, прорванных кавактинскими интрузиями и перекрываемых терригенными осадками патомской серии. В южной части того же района в это время происходило накопление аркозов и туфов акитканской серии (мощностью до 7000 м).

В верхнем протерозое Л. И. Салоп отмечает очередную тектоническую перестройку страны, которая привела к образованию Байкало-Патомского краевого и Верхневитимского внутреннего прогибов. В последнем мощность осадочно-вулканогенных отложений с пропластками обогащенных органическим материалом известняков достигает 13 000 м. Аналогичной мощности достигают молассовые осадки патомской серии (до 15 000 м), заполнившие Приленскую зону Байкало-Патомского прогиба.В Прибайкалье в это же время отмечается накопление кварцитовидных песчаников и доломитов байкальской серии. В последнем случае указанные толщи местами интенсивно мета-морфизованы в результате контактового воздействия более поздних интрузий. Так, в Байкальском прогибе интенсивное развитие получили гранитоиды синорогенного мамско-оронского и позднеорогенного тельмамского комплексов. С указанной позднепротерозойской орогенией связывается резкое угловое несогласие между верхнепротерозойскими осадками и перекрывающими их кембрийскими отложениями.

Измерения абсолютного возраста цирконов, выделенных из отдельных массивов гранодиоритов тельмамского комплекса, показали, что, согласно свинцово-урановому методу (по изотопному отношению Рb²⁰⁷/Рb²⁰⁶), их возраст варьирует от 1500 до 1800 млн. лет. Исходя из близости этих дат времени формирования древнейших формаций синия, в данном районе отсутствующих, можно допустить, что толщи, выделенные Л. И. Салопом как верхнепротерозойские, формировались в интервале 1900-1500(?) млн. лет. Этот вывод вскрывает глубочайшее противоречие, существующее в современных тектонических построениях, сделанных для данного региона. В частности, речь идет об отсутствии здесь какой бы то ни было "Байкальской" складчатости, поскольку последняя интрузивная деятельность в докембрии в данном районе завершилась около 1700 млн. лет назад.

Как мы увидим далее, магматическая деятельность 600-1000 млн. лет и связанная с нею складчатость и орогенез типичны для южного полушария. В частности, они широко отмечаются в Африке, Южной Америке, Индии, Австралии. На территории СССР, в том числе в Байкальской горной стране, тектоно-магматические события этого времени практически отсутствовали.

В геологической истории формирования Байкальской горной страны, как и всего юго-востока Сибирской платформы, значительную роль сыграли палео-мезозойские интрузии, впервые обнаруженные в пределах Байкало-Патомского прогиба. Абсолютный возраст посторогенных нефелиновых сиенитов измерен Э. К. Герлингом аргон-калиевым методом и показал 250-230 млн. лет, им же был отмечен широкий метаморфизм окружающих пород патомской серии такого возраста. Столь юный возраст щелочных интрузий этого района подтвержден в последнее время свинцово-урановым методом (ВСЕГЕИ). Метаморфические породы этого региона, в том числе гнейсы, относившиеся к продолжению древней формации Чарской глыбы, дали аналогичный результат при исследовании возраста содержавшихся в них слюд аргон-калиевым методом. Эти измерения позволили с значительной достоверностью провести на юге Байкальской горной страны границу влияния мезозойского метаморфизма, подобно тому, как это было сделано для региона Станового хребта.

Аналитические данные и возраст акцессорных минералов Алданского щита приводятся в табл. 63.