Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Раннедокембрийские комплексы в структуре Восточной Азии
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология
Автореферат диссертации по теме "Раннедокембрийские комплексы в структуре Восточной Азии"
ргз' ОД
РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ТЕКТОНИКИ И ГЕОФИЗИКИ
На правах рукописи
КАРСАКОВ Леонид Пантелеймонович
РАННЕДОКЕМБРИЙСКИЕ КОМПЛЕКСЫ В СТРУКТУРЕ ВОСТОЧНОЙ АЗИИ
Специальность 04.00.01 - общая и региональная геология
ДИССЕРТАЦИЯ
в виде научного доклада на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Хабаровск 1995
Работа выполнена в Институте тектоники и геофизики Дальневосточного отделения Российской Академии Наук
Официальные оппоненты - доктор геолого-минералогических наук,
Буряк В.А. (ДВИМС, г.Хабаровск)
доктор геолого-минералогических наук, проф.Зимин С.С.(ДВГИ, г.Владивосток);
доктор геолого-минералогических наук , проф.Сорокин А.Г] (АмурКНИИ, г. Благовещенск)
Ведущая организация (предприятие): Объединенный институт геологии, геофизики и минералогии Сибирского отделения Российской Академии наук (г.Новосибирск).
Защита диссертации состоится 6 декабря 1995 г. в_ на заседании
диссертационного совета Д.002.06.05 Президиума Дальневосточного отделения РАН: 680063, г.Хабаровск, Ким Ю Чела, 65.
С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке Института тектоники и геофизики ДВО РАН.
Отзывы направлять по адресу: 680063, г.Хабаровск.Кнм Ю Чена, 65, ИТиГ, Ученому секретарю совета.
Диссертация в виде научного доклада
разослана " 6 " октября 1995 г.
Ученый секретарь диссертационного совета доктор геолого-минералогических наук В.Г.Варнавский
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность проблемы. В раннем докембрии, охватывающем не менее 2/3 геологической истории Земли, был сформирован основной объем континентальной коры. В дорифейских комплексах сосредоточены огромные ресурсы минерального сырья, в том числе специфического, отсутствующего в фанерозое. В связи с этим большое внимание уделяется всестороннему изучению этих комплексов в фундаментах древних платформ и структурах подвижных поясов. Их исследование позволяет познать глубинное строение земной коры, ее эволюцию, что очень важно для прогнозирования месторождений полезных ископаемых.
Территория Восточной Азии (*) включает Сибирскую, Северо-и Южно-Китайские платформы, область сочленения Тихоокеанского и Центрально-Азиатского складчатых поясов, где имеются широкие ареалы распространения раннедомбрийских комплексов. Здесь обнажаются разнообразные комплексы всех подразделений стратиграфической шкалы раннего докембрия, между которыми в ряде мест наблюдаются непосредственные геологические соотношения. Немаловажно и то, что дорифейские комплексы находятся в различных структурных позициях, что позволяет проследить пре образование раннедокембрийской коры при различных наложенных процессах. Поэтому раннедокембрийские комплексы в этом регионе являются одними из типовых объектов для изучения общих вопросов корообразования на ранних этапах развития Земли. Имеющиеся в литературе данные по раннему докембрию этого района рассматривались либо по отдельным аспектам, либо по ограниченным территориям, комплексно не анализировались и воедино не сводились. Необходимость в этом ощущается прежде всего потому, что появились новые геолого-геохронологические данные по раннедокем-брийским комплексам Восточной Азии, которые вносят существенные коррективы в сложившиеся представления о геологии и металлогении региона. Кроме того, в связи с принятием новой стратиграфической шкалы докембрия Северной Евразии (Уфа,1990; Семихатов и др., 1991) встала проблема упорядочения и корреляции раннедокембрийских комплексов, что очень важно в условиях развернувшихся картососта,-
(*) Под Восточной Азией, согласно Географическому энциклопедическому словарю (1989), понимается "природная страна Азия, примыкающая к Тихому океану, к югу 60 °с.ш., включающая восточные части России, Китая, Японию, КНДР и Южной Кореи". Эти площади, кроме Японии, составляют континентальную часть Восточной Азии.
вительских работ с участием геологов разных стран в международных проектах по изучению Тихоокеанского и Центрально-Азиатского складчатых поясов, а также картограграфированием приграничных районов России и Китая.
Цель и задачи исследования. Основной целью работы было обобщение и систематизация собственных и опубликованных данных по геологическому строению и истории развития раннедокембрийских комплексов, определение их роли в эволюции дорифейской континентальной коры на примере фундамента Сибирской и Китайских платформ и блоков раннедокембрийских пород в области сочленения Тихоокеанского и Центрально-Азиатского складчатых поясов. Для ее достижения решались следующие задачи:
- структурное положение раннедокембрийских комплексов;
- стратиграфия, магматизм, тектоника, метаморфизм раннедокембрийских структурно-вещественных комплексов древних платформ и блоков Центрально-Азиатского и Тихоокеанского поясов;
- сравнительный анализ раннедокембрийских комплексов основных структурных элементов, корреляция разрезов;
- определение главных особенностей эволюции дорифейской коры Восточной Азии.
Фактический материал и личный вклад автора. В основу работы положены, главным образом, результаты личных исследований, но широко использовались и опубликованные данные других геологов. Изучение докембрия Востока Азии автор начал в 1959 г. в призводст-венных организациях и с 1974 г. продолжил в Институте тектоники и геофизики ДВО РАН. Они включали полевые геологосъемочные и тематические работы. Автор принял участие в изучении практически всех крупных выходов докембрия Востока Азии. Детальные его исследования были сосредоточены в районах Станового хребта, хр. Джугджур, Малого Хингана, Гонжинского, Мамынского и Чегдомын-ского выступов, Притуранья, Сихотэ-Алиня. В районах Алдана, Тыркана, Олекмы, Батомги, Баладека, Приморья автор изучал докембрий при проведении геологических работ в зоне БАМ, в составе ряда международных экспедиций по изучению древнейших пород Алдано-Станового региона (МПГК № 280), при составлении российско-китайской Геологической карты Приамурья под руководством Л.И.Красного. Ознакомлению с докембрием Востока Азии способствовали систематическое научное консультирование автором сотрудников местных геологосъемочных экспедиций, многолетнее руководство автором секцией
докембрия ДВ РМСК, редактирование геологических карт и участие в экспертизе и аппробации карт и отчетов в ДВ филиале НРС.
Подавляющая часть исследований проводилась в рамках плановых НИР Института тектоники и геофизики ДВО РАН, по проектам МПГК 224 "Доюрская эволюция Восточной Азии" и 283 "Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана", при составлении Тектонической карты Дальнего Востока и сопредельных территорий масштаба 1:
2 ООО ООО (1983) под редакцией Ю.А.Косыгина и Л.М.Парфенова, Карты метаморфических формаций юга Дальнего Востока масштаба 1:500 ООО (1990) под редакцией Ю.А.Косыгина и автора, Геологических карт региона БАМ масштаба 1:1 500 000 (1978) под редакцией Л.И.Красного и масштаба 1: 500 000 (1983) под редакцией Е.Б.Бельтенева и И.Н. Тихомирова, Карты метаморфических фаций региона БАМ масштаба 1:
3 000000 (1987) под редакцией В.А.Глебовицкого, Геологической карты Хабаровского края и Амурской области масштаба 1:2 500 000 (1991) под редакцией Л.И.Красного и ряда международных карт: Циркум-Тихооке анской тектонической - масштаба 1:10000000 (1990) под эгидой Циркум-Тихоокеанского совета по минеральным и энергетическим ресурсам, Геологической - Приамурья и сопредельных территорий - масштаба 1:2 500000 под редакцией Л.И.Красного.
Методика исследований опиралась на принципы историко-гео-логического подхода к решению поставленных^задач, предусматривающего комплексный анализ всех аспектов геологии с определенным акцентом в зависимости от геологической специфики отдельных этапов развития региона, на изучение наиболее значимых для данного рубежа процессов - магматических, тектонических, метаморфических или их различных сочетаний. В качестве теоретической базы для петрологических исследований метаморфических процессов использовалась концепция метаморфических фаций и метаморфических серий, методы геотермо- и барометрии, термобарогеохимии и парагенетический анализ минеральных ассоциаций.Основным методом историко-геологических построений послужил структурно-вещественный анализ породных комплексов, основы которых заложены в трудах акад. Ю.А. Косыгина и его учеников. В процессе работы широко использовались данные микрозондового анализа минералов, петрогеохимического изучения состава пород, изотопных датировок возраста пород и др.
Научная новизна. Работа направлена на решение кардинальных проблем эволюции земной коры древних платформ и подвижных поясов.' Ее новизна складывается из новизны результатов, полученных как в
процессе изучения объекта, так и из настоящего обобщения. К наиболее важным из них относятся:
в области стратиграфии и тектоники:
- на основе детального геологического картирования установ-лена и существенно уточнена в ряде районов последовательность раннедокем-брийских образований в типовых разрезах Станового и Батомгского мегаблоковСибирской платформы, Аргуно-Мамынского и Буреинско-Ханкайского мегаблоков Центрально-Азиатского пояса;
- проведена корреляция раннедокембрийских образований. Все новые данные автора включались в периодически уточняемые региональные корреляционные схемы, обсужденные и принятые на стратиграфических совещаниях и утвержденные Межведомственным стратиграфическим комитетом (МСК);
- разработаны геолого-геофизические модели глубинного строения дорифейских сиалических блоков (совместно с Ю.Ф. Малышевым, Ю.А.Косыгиным} Дальнего Востока.
В области петрологии и металлогении:
- на основедетального геолого-петрологического изучения выделен и изучен чогарский метаморфический комплекс гранулитов с редкими минеральными парагенезисами (в том числе сапфирин-кварц и др.), отражающими особо высокотемпературные и высокобарические условия образования; показайЙ, что подобные комплексы характерны для областей сжатия и они эксгумированы на поверхность вдоль надвиговых зон (древние зоны коллизионного типа );
-выделены и описаны комплексызеленокаменных поясов поздне-архейского возраста в Становом (гилюйский) и Батомгском (чумикан-ский) мегаблоках, показана их роль в золотоносности этих районов;
- выделены и описаны раннедокембрийские магматические комплексы, существенно уточнена и дополнена схема расчленения дорифейского магматизма Алдано-Станового региона, Аргуно-Ма-мынского и Буреинско-Ханкайского мегаблоков;
- проведено систематическое изучение флюидных включений (совместно с Н.В.Бердниковым) в минералах пород раннедокембрийских комплексов Восточной Азии;
- ячшелены разновозрастные комплексы расслоенных рудо-ностных, габброидов, с которыми связаны месторождения "П-Ре-Р руд (совместно с А.МЛенниковым, А.Н.Михалевским, Г.В.Рогановым).
к ,, Практическое значение. Научные результаты, изложенные в настоящей работе и публикациях автора, использованы и используются при геологическом картировании в районах распространения метамор-
фических комплексов, составлении специализированых карт, интерпретации геофизических материалов, металлогеническом анализе и геодинамических построениях. В частности, они уже нашли отражение на листах Государственной карты м-ба 1:200 ООО, 1:1 ООО ООО (новая серия), на Геологической карте региона Байкало-Амурской магистрали м-ба 1 : 1 500 ООО (1978), м-ба 1:500 000 под редакцией Е.Б. Бельтенева, И.Н. Тихомирова (1984), на Тектонической карте Дальнего Востока и сопредельных территорий, м-ба 1:2 000 000 подредакцией Ю.А.Косыгина и Л.М.Парфенова (1983), на Карте метаморфических поясов СССР под редакцией К.О.Кратца (1975), на Карте метаморфических формаций юга Дальнего Востока м-ба 1:1 500 000 под редакцией Ю.А.Косыгина и Л.П.Карсакова (1990) и др.Разработанные актором схемы стратиграфического расчленения нижнего докембрия уч гены в рабочих корреляционных схемах нижнего и верхнего докембрия Забайкалья и Дальнего Востока, утвержденные Межведомственны!! стратиграфическим комитетом СССР (1991), а материалы по магматическим комплексам докембрия - в схемах магматизма юга Дальнего Зостока. Составленные автором и при его участии геологические и reo. юго-структурные карты, схемы, разрезы использовались при изученш глубинного строения и полезных ископаемых зоны БАМ, написании отчетов производственных организаций, в монографии "Геология зоны БАМ" и др., прогнозных исследованиях рудного и нерудного сырья научными и производственными организациями (ВНИИнеруд, ВСЕГЕИ, ДВИМС, ПГО Дальгеология, Амургеология, Таежгеология). Петрологические разработки автора отражены в трехтомном учебнике "Петрография", составленном группой профессоров МГУ. Металлогенически'-. выводы автора нашли отражение на листах подготовленной к изданию Прогнозно-металлогенической карты региона БАМ м-ба 1: 500 000 (^ед.Ю.Б.Богданов).
Апробация результатов исслесований и публикации. Фактические данные и выводы по теме диссертации изложены в более 150 публикациях, научных и научно-производственных отчетах, в т.ч. в 6 монографиях и 11 картах. Результаты исследований выносились на обсуждение в различных международных, всесоюзных, региональных совещаниях, конференциях и симпозиумах (более 20), включая 27-ой, 28-ой Международные геологические конгрессы (Москва, 1984; Вашингтон, 1989), XIY Тихоокеанский научный конгресс (Хабаровск, 1979), Международные симпозиумы по проекту IGCP 283 "Геодинамика Палеоазиатского океана", Новосибирск, 1993; Циркум-Тихоокеанского совета по энергетике и минеральным ресурсам "Тектоника, энергетические и минеральные ресурсы северо-западной Пацифики", Хабаровск, 1989; 2-
ой "Тектоника и метталогения зон активизации", Благовещенск, 1991; на всесоюзных совещаниях по троговым комплексам региона БАМ и их металлогении, Новосибирск, 1983; по докембрию в фанерозойских складчатых областях, Фрунзе, 1989; по проблемам эндогенных режимов формирования земной коры в докембрии, Воронеж, 1983; по металлогении докембрия, Иркутск, 1981; Киев, 1992; по разра ботке общей шкалы докембрия, Уфа, 1990; по проблемам метаморфизма, Ленинград, 1974; Свердловск, 1976; Апатиты, 1978; на YII Всесоюзном петрографическом совещании, Новосибирск, 1986; на региональных совещаниях по геологии и геохронологии Сибирской платформы и ее обрамления, Иркутск, 1987; на IY Восточно-Сибирском петрографическом совещании, Иркутск, 1985; на 2-ом, 3-ем, Фом ДВ петрографических совещаниях, Владивосток, 1965; Хабаровск, 1982; Южно-Сахалинск,1988; на 2-ом,3-ем,4-ом ДВ региональных стратиграфических совещаниях, Владивосток, 1965; 1978; Хабаровск, 1990; и др. Результаты исследований докладывались на конференциях и заседаниях научно-технического совета ПГО Дальгео-логия, Амургеология, в Геологосъемочной, Зейской экспедициях,Ученом совете и коллоквиумах Института тектоники и геофизики.
Весьма полезны были творческие и деловые контакты с A.M. Алакшиным, Н.В.Бердниковым, А.М.Ленниковым, Ю.Ф. Малышевым,
A.Н.Михалевским, А.Н.Нееловым, Г.В.Рогановым, Л.М.Парфеновым,
B.И.Шульдинером и др.. Большое значение в постановке научной направленности исследований имели консультации с Ч.Б.Борукаевым, В.А. Глебовицким, И.Н.Говоровым» Н.Л. Добрецовым, В.Л.Дуком, В.И. Кицулом, Л.И.Красным, Е.А.Кулишом, А.А.Маракушевым, Л.Л. Перчуком. В разные годы отдельные вопросы, касающиеся диссертации, обсуждались с О.А.Авченко, В.А.Бажановым, Е.В.Бибиковой, В.М. Бирюковым, А.А.Бухаровым, В.А'.Буряком, А.С.Васькиным, A.C. Вольским, С.Н.Гавриковой, М.З.Глуховским, Б.Л.Годзевичем, Г.М. Друговой, В.А.Жариковым, Ю.П.Змиевским, М.Г.Золотовым, В.М. Кастрыкиной, И.В.Козыревой, В.А. Кудрявцевым, В.П.Кирюлюком, М.В.Мартынюком, М.А.Мишкиным, Н.А.Московченко, Е.П. Миронюком, И.В.Панченко, Н.И.Поповым, А.И.Сезько, А.П.Смеловым, А.М.Смирновым, Е.В.Скляровым, И.А. Томбасовым, М.Т.Турбиным, Д.В.Утробиным, Р.Ф..Черкасовым, B.C. Шкодзинским и другими специалистами.
Плодотворны были дискуссии о раннедокембрийских комплексах Китая й Кореи с сотрудниками Пекинского университета - проф. Хе Гоци, Шеньянского института геологии и полезных ископаемых - проф. Чжао Чунь Цзином, проф. Тан Кедуном, Ган Шенфеем, управления геологии и
полезных ископаемых Хэйлунцзянской провинции - проф. Ван Инем, Ченом, Куинпукского национального университета Кореи - проф. Ки-Хонг-Чангом.
Успешному выполнению исследований по теме диссертации способствовали творческая обстановка, поддержка и внимание со стороны руководства Института-тектоники и геофизики ДВО РАН - Ю.А. Косыгина, Ч.Б.Борукаева и Н.П. Романовского.
В оформлении диссертации большую помощь оказали Т.Ю.Бойко, Г.Ю.Климова, Л.Н.Куликова, Г.Н.Равцова. Всем им автор очень признателен.
Основные защищаемые положения.
1. Раннедокембрийские комплексы Восточной Азии участвуют в строении кристаллических фундаментов Сибирской, Северо- и ЮжноКитайской платформ и блоков Центрально-Азиатского и Тихоокеанского поясов. На основе геолого-геохронологических данных проведена корреляция раннедокембрийских комплексов этого региона и показано, что нижний докембрий Востока Азии представлен пятью крупными стратонами, два первых из которых относятся к нижнему архею, третий - к верхнему архею, четвертый и пятый - к нижнему протерозою общей стратиграфической шкалы докембрия.
2. Зоны сочленения мегаблоков древних платформ имеют надаигово-чешуйчатое строение. На примере взаимоотношения Станового и Алданского мегаблоков показано, что по надвиговым зонам пластины пород нижних горизонтов земной коры эксгумированы на верхние и совмещены с более молодыми комплексами. Зона стыка мегаблоков трассируется Каларо-Майским поясом гранулитов высоких давлений, полосой развития бластомилонитизированных и повторно метаморфизованных пород, габбро, габбро-анортозитов, гипербазитов и тектонических клиньев комплексов пород более молодого возраста. Она является областью интенсивного сжатия и одним из примеров позднеархейско-раннепротерозойской зоны коллизионного типа, аналогичной Лапландской, Лимпопо, Гренвильской и др. на других кратонах.
3. В неогейских складчатых поясах Восточной Азии распространены блоки раннедокембрийской коры двух типов: 1) комплексы, сохранившиеся без существенной переработки (остаточные срединные массивы - Охотский); 2) комплексы, глубоко преобразованные, нередко переплавленные и трансформированные в широкие ареалы гранитоидов с реликтовыми фрагментами раннедокембрийских образований; по геолого-геофизическим данным ими сложены блоки с редуцированной
(Аргуно-Мамынский, Буреинско-Ханкайский мегаблоки) и ремобилизо-ванной (Сихотэалинские, Катазиатские) корой.
4. Помимо известных крупных месторождений (меди, железа,, слюды, графита и т.д.) выделяются новые типы раннедокембрийской рудоносности: в базитовых комплексах (титан), гранулитовых и зеленокаменных поясах (золото). Доказывается связь ТьРе-Р руд с более древним комплексом расслоенных габброидов, чем анортозиты, что резко расширяет перспективы поисков руд такого типа.
СТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ОСОБЕННОСТИ РАННЕДОКЕМБРИЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ ВОСТОЧНОЙ
АЗИИ
Восточная Азия имеет сложное геологическое строение и ее континентальная часть включает следующие крупнейшие тектонические элементы: Сибирскую, Северо-Китайскую и Южно-Китайскую платформы, восточное окончание Центрально-Азиатского (ЦАСГ1) и западную часть Тихоокеанского (ТП) складчатых поясов с срединными массивами (по другой терминологии - микроконтинентами, кратон-ными террейнами), и с более мелкими блоками докембрийских комплексов (террейнами). В них раннедокембрийские комплексы занимают различные тектонические позиции (рис. 1).
Элементы раннедокембрийской структуры наиболее четко сохранились на юго-востоке Сибирской платформы, в пределах крупнейшего
Рис.1. Позиция раннедокембрийских комплексов в структуре Восточной
Азии.
I - рифейско-фанерозойские отложения чехла платформ, срединных массивов и впадин их мсзозойско-кайнозойской активизации; Риннедокембрийские комплексы фундаментов древних платформ: юго-восток Сибирской платформы: 2 - нижний ар-хей (а - алданий, б - становий); 3 - верхний архей (сахаборий); 4 - нижний протерозой (а г удоканий, б,- улканий); Ссверо- и Южно-Китайская платформы: 5 - нижний архей; б - архей нерасчлененный; 7 - нижний протерозой. Раннедокембрийские комплексы в срединных массивах и блоках Центрально-Азиатского и Тихоокеанского складчатых поясов:-8 - нижний архей; 9 - докембрий нерасчлененный (местами включая рашшн палеозой); 10 - структуры Центально-Азиатского пояса; 11 - структуры ^Тихоокеанского пояса; 12 - разрывные нарушения: а - главнейшие, (цифры в кружках); 1 - Ампшск>'й, 2 .-. Улканский, 3 - Нельканский, 4 - Становой, 5 - Джелтулакский, 6 -Унахинск- , 7 - Сугджарский, 8 - Удыхынский, 9 - Монголо-Охотский, 10 - Южно-'Тукури' ^скнй, 11 - Приаргунский, 12- Западно-Тураиский, 13 - Муданцэянский. 14 '- Дуц-Хуа-Мишанский (Дунми), 15 - Арсентьевский, 16 - Танлу; б - другие; 13 -^Г.еолслические границы; 14 - граница разновозрастных блоков в фундаменте платформы Янцзы (по Zheng-Xiang и е1 а!., 1995).
обнажающегося здесь выступа фундамента - Алдано-Станового щнта.Северная часть щита известна в литературе как Алданский щит, южная рассматривается как Становая складчатая область. Они разделены Становым структурным швом. Северная часть Алдано-Станового щита подразделяется на Олекминский мегаблок (Олекминскую гранит-зеленокаменную область), Алданский мегаблок (Алданскую гранулито-гнейсовую область) и Батомгский мегаблок (Батомгскую гранит-зеленокаменную область).
В составе Северо-Китайской платформы раннедокембрийские комплексы обнажаются в северной, северо-восточной ее частях вдоль северной окраины платформы ("Ось Внутренней Монголии"), в провинции Шаньси, на Шаньдунском полуострове. Северо-Китайская платформа отделена от расположенной к югу от нее платформы Янцзы, Циньлин-Дабешанской фанерозойской коллизионной зоной сложного строения.
На восточном окончании ЦАСП известен ряд массивов и блоков раннего докембрия, которые ранее рассматривались либо как Северовосточный выступ фундамента Китайской платформы (Смирнов, 1963; 1976), либо объединялись в Буреинский срединный массив (Геология СССР, 1966 и др.). Картирование выявило сложное строение этого региона, показало, что распределенные здесь блоки докембрия не связаны с Китайскими платформами, представляют собой структурные элементы ЦАСП и не являются частями единого срединного массива. Эти блоки сгруппированы нами в два мегаблока: Аргуно-Мамынский и Буреинско-Ханкайский, отделенные друг от друга палеозойскими складчатыми зонами (Карсаков, Малышев, 1987).
В северо-западном секторе Тихоокеанского складчатого пояса также известны крупные выходы раннедокембрийских структур на севере региона (Охотский, Омолонский и др. срединные массивы), блоки меньших размеров на Сихотэ-Алине - это Сергеевский и Хорский блоки, с большой долей условности - Анюйский выступ метаморфит.
На востоке Азии наиболее уверенно раннедокембрийские образования выделяются и расчленяются на Сибирской и Северо-Китайской платформах..Но лучше всего изучен ранний докембрий Сибирской платформы, где вскрыт разрез нижнего и верхнего архея, нижнего протерозоя, а последний перекрыт рифейскими отложениями. Для них имеются данные по изотопным датировкам комплексов пород. Хотя возрастная последовательность некоторых раннедокембрийских комплексов дискуссионна, разрез Сибирской платформы принимается за стратотипический и с ним сравниваются разрезы других платформ и
складчатых поясов их обрамления. В последние годы интенсивные геохронологические исследования успешно ведутся в Китае и быстро накапливаются данные по изотопным датировкам возраста древней-шмх комплексов, особенно фундамента Северо-Китайской платформы. Здесь установлены комплексы с возрастом 3,8 млрд лет (Liu et.al., 1992).
В Тихоокеанском поясе раннедокембрийские образования во внешних зонах (Охотский массив) близки по характеру к одновоз-растным образованиям фундамента платформ. Верхнедокембрийский их чехол схож с осадками чехла платформ. Во внутренних зонах Тихоокеанского пояса докембрийские образования распознаются с большим трудом, уверенно не выделяются. Малые размеры выхода, перерабо-танность пород наложенными процессами и изолированность блоков раннего докембрия затрудняют их расчленение и корреляцию.
СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЮГО-ВОСТОКА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
На юга-востокеСибирской платформы обнажается один из крупнейших выступов ее фундамента - Алдано-Становой щит - область обширного распространения раннедокембрийских комплексов. Геологию и петрологию Алдано-Станового региона изучали многие геологи. Общеизвестны классические работы прежних лет Д.С.Коржинского, обобщающие труды Д.К.Дзевановского, Е.М.Лазько, А.Н.Неелова, Н.В. Фроловой, Е.П.Павловского, Л.Й.Салопа, Н.Г.Судовикова. Многочисленные работы по раннему докембрию этого региона принадлежат В.А.Глебовицкому, М.З.Глуховскому, Г.М.Друговой, В.Л.Дуку, Л.П. Карсакову, В.П.Кирюлюку, В.И.Кицулу, И.В.Козыревой, С.П. Кориковскому, В.Б. Котову, В.А.Кудрявцеву, А.М.Лейгесу, Л.М. Минкину, Е.П.Мирошоку, В.Н.Мошкину, А.Ф.Петрову, В .А. Руднику, B.C.Федоровскому, И.М.Фрумкину, В.И.Шульдинеру, Р.Ф.Черкасову и многим другим. Они показали очень сложное геологическое строение этого района.
По современным представлениям структура раннего докембрия региона гетерогенна и по геолого-геофизическим и изотопно-геохимическим данным она подразделяется на четыре мегаблока - Алданский, Олекминский, Батомгский и Становой, являющихся фрагментами разнотипных тектонических областей - гранулито-гнейсовой и гранит-зеленокаменных. Они прошли в раннем докембрии полициклический путь развития в различных эндогенных режимах и кратонизировались в конце раннего протерозоя. В неогее юго-восточная окраина Сибирской
платформы испытывала тектоно-магматическую активизацию в связи с тектоническими процессами в южном складчатом обрамлении платформы.
СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ СХЕМА АЛДАНО-СТАНОВОГО РЕГИОНА В КООРДИНАТАХ СТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ШКАЛЫ ДОКЕМБРИЯ Ш-90
Проблема расчленения и корреляции раннедокембрийских образований Алдано-Станового щита остается острой и актуальной, несмотря •на почти столетнюю историю изучения. В процессе подготовки к 1У Дальневосточному региональному стратиграфическому совещанию (Хабаровск, октябрь 1990г.) и к Всесоюзному совещанию по общим вопросам расчленения докембрия (Уфа, октябрь 1990г.) были проанализированы материалы по геологии докембрия Восточной Сибири и Дальнего Востока и была выработана схема расчленения и корреляции этого огромного региона (Карсаков, Бажанов и др., 1990; Карсаков, Бибикова и др., 1990, и др.). Она обсуждена на вышеотмеченных совещаниях и рассмотрена и на пленуме МСК России. Обобщенная схема расчленения и корреляции нижнего докембрия Алдано-Станового щита приведена в левой части корреляционной схемы (см. приложение). Она скоррелирована также с общей и региональной стратиграфической шкалой, в ней приведены наиболее обоснованные цифры изотопного возраста пород. Отметим некоторые особенности этой схемы: -выделениеглавных стратиграфических подразделений основано на комплексном анализе строения разреза, формационного состава, структурного положения, характера складчатости, метаморфизма, магматизма и других признаков с последующей привязкой к общим подразделениям стратиграфической шкалы докембрия на основе сопоставления их типовых комплексов, возраст которых датирован изотопными методами. Несовершенство методов и критериев расчленения и корреляции обусловливает дискуссионность ряда вопросов расчленения и корреляции рассматриваемых образований. Из-за неоднократного структурно-метаморфического преобразования докембрийских пород, нарушающих изотопно-геохимические системы, геологический возраст нередко не совпадает с изотопным.
-региональным стратиграфическим подразделениям присвоены собственные названия - алданий, становий, сахаборий,удоканий и улканий - из числа тех, которые широко известны в литературе (Ч.Б. Борукаев, Л.М.Парфенов, Ю.А.Косыгин, С.В.Нужное, В.А.Кудрявцев, Л.М.Салоп и др.). Возраст образований, отнесенных к вышеперечис-
ленным стратонам, за последние 15-20 лет неоднократно пересматривался в связи с уточнением изотопных датировок. Это сильно затрудняет использование геологических материалов разных лет исследований. Введение региональных стратиграфических подразделений, привязанных к конкретным типовым комп лексам пород, создает удобство для сравнения и корреляции местных стратонов разных зон на иерархическом уровне крупнее "серии".
Нижний докембрий в разрезе Алдано-Станового щита представлен пятью крупными комплексами, которые являются подразделениями региональной шкалы. Первый сверху комплекс - улксший - представлен осадочными и вулканогенными субаэральными формациями орогенного типа, с которыми тесно связаны проявления малоглубинных гранитоидов улканского комплекса. Возраст их заключен в интервал 1,6-1,8 млрд лет. На востоке региона, в Учуро-Майском районе осадочно-вулканогенные образования улкания перекрыты нижнерифейскими отложениями с базальными конгломератами в основании.
Второе подразделение-удоканий в стратотипе подразделяется на три серии - кодарскую, чинейскую и кеменскую. Верхняя часть его разреза сложена молассоидными формациями, низы карбонатно-герригенными. Нижняя кодарская серия залегает со структурным несогласием на отложениях нижележащих слоев сахабория и характеризуется повышенным метаморфизмом и многоэтапной складчатостью по сравнению с вышележащими отложениями удоканского комплекса. Чинейская серия отличается от кодарской характером разреза, по метаморфизму и более спокойным структурным планом складчатости. Прибрежно-дельтовые осадки ке менской серии содержат обломки кислых эффузивов и гипабиссальных гранитоидов. Перекрывается удоканий платформенными отложе ниями венд-кембрия, а рвущие ее кодарские гранитоиды с изотопным возрастом около 1800 млн лет - осадками рифея тепторгинской серии. Возраст этих гранитоидов маркирует верхнюю границу удокания.
11-РЬ возраст вулканогенных, цирконов из туфопесчаников удоканской серии составляет 2180+ 50 млн лет (Бережная и др., 1988).
Следующее стратиграфическое подразделение нижнего докембрия - сахаборий - представлено вулканогенно-терригенными сериями, слагающими зеленокаменные пояса региона и их аналоги. Наиболее изученным представителем сахабория является олодинская серия, сложенная в нижней части метавулканитами основного и ультраосновного состава, выше - метавулканитами среднего и кислого состава с небольшим количеством метаосадочных пород. Метаморфизм пород серий зональный - от эпидот-амфиболитовой до амфиболитовой фации,
повышаясь к краям троговых структур. U-Pb возраст цирконов из метаоф-фузивов среднего состава 2960 ± 70 млн лет( Бибикова и др., 1989). Это значение хорошо согласуется с Sm-Nd определениями. Верхняя граница сахабория определяется возрастом прорывающих их гранитов (2510± 30 млн лет).
Верхнее подразделение нижнего архея - становий - состоит из чередующихся толщ биотит-роговообманковых и биотитовых гнейсов станового, олекминского, батомгского комплексов. В пределах полей развития этих комплексов широко распространены диорито-гнейсы, а зеленокаменные комплексы сахабория слагают узкие протяженные тектонические клинья, резко дискордантные к структуре вмещающих толщ олекминского и станового комплексов. Имеющиеся цифры изотопного возраста противоречивы и колеблются в широком интервале 3,7-2,4 млрд лет. Они получены разными методами, в разные годы, в разных лабораториях и требуют в настоящее время уточнения, подтверждения современными прецези онными методами исследо-ваний. Древнейшие цифры (3,45± 0,4 и 3,7 ± 0,3 млрд лет) получены Л.А. Неймарком (1981) для пород никиткинской серии, иликанской серии 3,15-3,35 млрд лет. Время наложенных преобразований 2640 ± 70 млн лет (Pb-Pb изохрона) соответствует границе сахаборского и удокан-ского циклов. Породы станового комплекса прорваны интрузией тоналитов с U-Pb возрастом по циркону 2785 ± 6 млн лет (Gavrikova et, al., 1990). Для олекминских плагиогнейсов указываются цифры 3,0 и 3,2 млрд лет (SHRIMP, Nutman et. al., 1990; Baadsgaard et. al., 1990). Sm-Nd геохимические характеристики олекминского инфракрусталь-ного комплекса соответствует их формированию в интервале 3,0-3,5 млрд лет (Сальникова, 1993);
Нижнее подразделение нижнего докембрия Сибири - ачданий -представлен широко распространенными гнейсово-гранулитовыми образованиями алданского комплекса в Алданском мегаблоке и его аналогами в других мегаблоках. В наиболее изученном разрезе алданского комплекса выделяются три стратиграфических уровня, соответствующие иенгрской, тимптонской и джелтулинской сериям. Важное значение для корреляции имеет иенгрская серия, представленная кварцитами и высокоглиноземистыми гнейсами. Они содержат детри-товый1 циркон, геохимический аналог цирконов из подстилающих серию тонал1*т-трондьемитовых гнейсов с возрастом 3570 ± 60 млн лет и более (Бибикова и др., 1989). В тимптонской серии преобладают гиперстеновые плагйогнейсы, верхняя джелтулйнская серия сложена карбонатно-Гнейсовой толщей. Возраст древних комплексов алдания в
настоящее время трудно датировать изотопными методами. и-РЬ изотопный возраст циркона из пироксен-амфиболовых сланцев куруль-тинской серии достигает 3460+ 16 млн лет, Бт-Мс! возраст сланцев 3540 ± 370 млн лет, что соответствует, по-видимому, возрасту заключительной стадии гранулитового метаморфизма (Бибикова и др., 1988).
АЛДАНСКИЙ МЕГАБЛОК
Алданский мегаблок (по другой терминологии литоплинт), ограниченный с запада Амгинским, с востока - Улканским, а с юга - Становым разломами, является ареалом почти сплошного распространения пород гранулитовой фации, в связи с чем его выделяют как гранулито-гнейсовую область (Алданская ГГО, Докембрийская...,!988). Нередко его рассматривают как древнейшее консолидированное ядро Алданского щита - Алданский"кристаллический массив. Древнейшими образованиями Алданской ГГО являются нестратифицированные ортогнейсы инфракрустального комплекса тоналитового и гранито-вого • состава, представленные эндербито-, чарнокито- и гранито-гнейсами (Кицул, Дук и др., 1979; Ранний докембрий...,1986 и др.). Фрагменты их сохранились в Центрально-Алданском районе. Они фиксируют древнейший цикл эндогенной активности в регионе, сформировавший огромные массы первичной сиалической коры. Эт-^ геохимические характеристики пород инфракомплекса свидетельствуют о том, что процесс их формирования отвечал интервалу 3,5-3,8 млрд лет (Сальникова, 1993; Котов и др., 1994, 1995). По-видимому, это был длительный неодноактный процесс, о чем свидетельствуют 11-РЬ датировки возраста по циркону для тоналитогнейсов, гранито- и плагиогранитогнейсов - 3570± 60, 3390± 10 млн лет (Древнейшие породы...,1989), 3,33 млрд лет (Мштап е1.а]., 1990).
Супракрустальные толщи Алданской ГГО объединены в албанский комтекс. Более древняя часть комплекса - кварцито-глинозейистая, соответствует иенгрской, а более молодая - карбонатно-глиноземистая -надиенгрской частям алданского разреза в понимании Д.С. Коржинского. Наблюдаются изменения состава супракрустальных толщ по латерали, отражающие первичную структурно-формационную зональность формирования (Фрумкин,1971; Неелов, Милькевич, 1979; Дук, 1989 и др.).Тоналитовое основание щита перекрыто толщами высокозрелых глубокодифференцированных осадков, превращенных при метаморфизме в кварциты и высокоглиноземистые гнейсы курумканской (или верхне-
алданской) свиты иенгрской серии, которые обычно сопоставляются с формациями стабилизированных областей (Дзевановский, Миронюк, 1968; Глуховский, Ставцев, 1973; Кулиш, 1983 и др.) и осадками типа шельфовых (Дук, 1989). В кварцитах присутствуют дегритовые цирконы, являющиеся аналогами древнейших цирконов пород серогнейсового фундамента.
С ними синхронны предположительно толщи курультинской и зверевской серий в Олекминской и Становой областях, характеризующиеся преобладанием в разрезе плагиогнейсов и кристаллических сланцев, отвечающих по составу грауваккам, туффитам, субщелочным базальтам и андезитам. К началу II цикла они были деформированы и, по-видимому, метаморфизованы (Дук и др.,1979; Балаганский, 1979; Геология Якутской...,1981). Супракрустальные толщи II цикла представлены вулканогенно-карбонатно-терригенными (гранат-биотитовые, силлиманит- и кордиеритсодержащие гнейсы, двупирок-сеновые гнейсы, кальцифиры, кварциты) отложениями сеймской толщи, ритмичнослоистыми вулканогенно-терригенно-карбонатными отложениями (гранат-биотитовые гнейсы, кальцифиры, двупироксеновые сланцы) кюриканской и иджекской толщ и преимущественно вулканогенными образованиями (амфиболовые, биотит-амфиболовые, диопсид-амфиболовые гнейсы, сланцы, линзы кальцифиров) федоровской 'толщи (Ранний докембрий..., 1986). Основной объем продуктов раннеар-хейского магматогенного и ультраметагенного породообразования связан со II алданским циклом (Шемякин, 1991). В этом же цикле породы алданского комплекса были метаморфизированы в условиях гранулитовой фации и были сформированы главные структуры Алданской ГГО. Кульминационные условия метаморфизма II цикла уничтожили, по-видимому, минеральные ассоциации I цикла (Глебовицкий и др., 1982). Латеральные неоднородности проявления гранулитового метаморфизма установлены давно (Маракушев, 1965; Кицул, 1971 и др.). Наиболее высокотемпературный и глубинный метаморфизм проявился в южной части Алданской ГГО и в менее умеренных условиях в ее западной и северной частях. Вариации условий метаморфизма отражали изменения тектонической обстановки. Эти различия послужили в свое время основанием для выделения сутамской и алданской фаций глубинности (Маракушев, 1965). Наиболее высокие температура и давление (Т=960° С и Р= 10,2 кбар) достигались в Су гамском блоке, причем они отвечали нижнему пределу по температуре и верхнему пределу по давлению (Ара-нович, 1991). Массовые определения Р-'Г параметров минеральных равновесий алданского комплекса выявило до пяти дискретных значений
Р-Т параметров (ступеней) равновесия, характеризующих сложную метаморфическую историю региона.
Главными структурными элементами Алданской ГГО являются Нижнетимптонская и Суннагинская куполовидные структуры и разделяющая их Центрально-Алданская линейная субмериднональная зона. Эта зона имеет четко выраженный тектонический характер границ, трассируемых, интенсивно бластомилонитизированными в условиях гранулитовой фации "карандашными гнейсами". Закартированы Тимптонский древний надвиг, глубинные тектонические покровы. В северной части располагается Иджекский аллохтон, южнее Сеймский и Сутамский блоки. Надвиги выявлены и в западной части Алданской ГГО, где они выражены зонами рассланцевания и конгломератовидными породами. Во фронтальной части аллохтонов нередко выдвинуты породы с наиболее глубинными и высокотемпе ратурными парагенезисами. Куполовидные структуры деформируют поверхности древних надвигов. Согласно существующим представ лениям (Ранний докембрий..., 1986) формирование перечисленных структур произошло в течение раннеар-хейского этапа развития Алданского щита и в дальнейшем принципиально не изменилось. Но в последние годы получены изотопные данные о более молодом возрасте алданских толщ, времени их формирования (Котов и др., 1994, 1995; Ковач и др., 1995). Эти данные требуют коренного пересмотра существующих представлений о геологии Алдана. Но прежде, видимо, следует их обсудить на представительном совещании исследователей докембрия этого региона.
В позднем архее и в раннем протерозое Алданский мегаблок испытал тектоно-термальную переработку. В его западной части образовались зеленокаменные пояса, происходили надвиговые движения с перемещением масс с востока на запад, внедрились интрузивные образования. Складчатость проявлена прерывисто, вдоль шовных зон.
ОЛЕКМИНСКИЙ МЕГАБЛОК
Олекминский мегаблок расположен к западу от Алданского. С востока он ограничен Амгинской, с запада Жуинской и с юга Становой зонами разломов. В свете современных данных о строении Олекмин-ского мегаблока здесь выделяются нижнеархейские курультинский и олекминский, верхнеархейский сахаборский и нижнепротерозойский удоканский комплексы (Ранний докембрий...,1986; Эволюция раннедокембрийской..., 1987).
Древнейшим супракрустальным комплексом мегаблока являются толщи курультинской серии одноименного колмплекса и ее аналогов, обнажающихся в нескольких крупных блоках: Курультинском.Оломо-китском, Чарском и др. Наиболее изучены толщи Курультинского блока. Е.П.Миронюком они объединены в курультинскую серию в составе следующих свит: каруракская, иманграканская, чебаркасская и авикская свиты. Две нижние свиты сложены меланократовыми и кристаллическими сланцами (амфибол-двупироксеновых, двупироксеновых, биотит-пироксеновых), отвечающими пикрито-базальтам, андезитобазальтам и базальтовым коматиитам. Отличия между свитами сводятся к присутствию в нижней кислых амфибол-пироксеновых, гранат-биотитовых, гранат-пироксен-биотитовых плагио-гнейсов. Бт-Ыс! изохронный возраст основных пород курультинской серии составляет 3507 а 123 млн лет (Древнейшие породы..., 1989).
Чебаркасская свита резко контрастна по составу относительно других свит курультинской серии и поэтому имеет в известной мере маркирующее значение. Она сложена гранат-биотитовыми, гранат-силлиманитовыми гнейсами с прослоями и линзами амфиболитов, амфибол-двулироксеновых кристаллических сланцев, кварцитов, в т.ч. магнетитовых, гиперстен-магнетитовых. Первичный состав пород отвечает грауваккам, пелитам с прослоями базальтов, андезитов.
Завершает разрез курультинской серии авикская свита, представленная преимущественно биотит-гиперстеновыми гнейсами. Петрохимические исследования показали близость их к тренду
Рис.2. Схематическая геологическая карта месторождения Бол. Сэйим (внизу
- геологический разрез по линии А-Б-В). 1,2 - нижний архей: 1 - кристаллические сланцы основного состава (двупирок-сеновые, роговообманково-двупироксеновые), 2 - плагиогнейсы двупироксеновые, гранат-гиперстеновые и гранатовые, гранат-силлиманитовые гранулиты, пла-гиогранито-гнейсы; 3-7 - раннеархейские интрузивные обра зования: 3-5 - сэйимский комплекс габброидов (3 - меланократовые метагабброиды и метапироксениты (а) и их рудные разновидности (б), 4 - мезократовые, реже лейкократовые метагабброиды (а) и их рудные разновидности (б), 5 - жильные мелкозернистые габброиды, диабазы, 6 - крупнозернистые мезо- и лейкогаббро каларского габбро-анартозитового комплекса, 7 - жилы щелочных лейкогранитов и кварц-полевошпатовых пегматитов; 8 - жилы раннепротерозойских слюдяных кортландитов и пироксенитов; 9 - геологические границы (а - достоверные, б - предполагаемые); 10. - разрывные нарушения (а - установленные, б - предполагаемые); 11 - элементы залегания полосчатости пород и кристаллизационной сланцеватости; 12 - места заложения скважин и их номера. '
магматических пород (Дук и др., 1986). Поэтому рядом'исследователей они исключаются из стратифицированных и рассматриваются как образование древнейшего инфракрустального комплекса. Описанным свитам курультинской серии в Чарской зоне соответствуют несмуринскня, давачанская и имангрская свиты, а в Оломокитском блоке - оломокитская серия.
Среди кристаллических толщ курультинской серии встречаются мелкие тела пироксенитов и амфиболитов (Миронюк и др., 1971). До недавнего времени они чаще всего не отделялись от меланократовых толщ курультинской серии, либо включались в состав каларского габбро-анортозитового комплекса. Соотношение габброидов с вмещающими породами и габбро-анортозитами Каларского массива изучено на примере Сэйимского массива на восточном окончании Каларского массива (Карсаков, Михалевский, 1990). Габброиды ранее рассматривали как краевую фацию Каларского массива. Детальные наши исследования показали, что распространенные здесь расслоенные габброиды совместно с вмещающими плагиогнейсами, гранатовыми, гранулитовыми и кристаллическими сланцами метаморфизованы в условиях гранулитовой фации, смяты в подковообразную синформу шириной 1000 метров с крутопадающим на север шарниром и прорванны габбро-анортозитами Канарского массива (рис.2). Расслоенные метагабброиды выделены нами в самостоятельный сэйимский интрузивный комплекс. Комплекс рудоносный. Установление рудоносных габброидов, более древних, чем габбро-анортозиты Каларского массива, существенно расширяет перспективы поисков фосфорно-титатового оруденения в пределах Алдано-Станового региона, поскольку ареалы распространения расслоенных габброидов гораздо шире, чем зоны распространения анортозитов. В частности, Н.В. Поповым (1991) они установлены на севере щита - вСуннагинском горсте и других местах, нами (Карсаков, Роганов,1995) прослежены к востоку от Каларского массива в бассейне верховьев реки Ларбы, в междуречье Иенгры-Тимптона.
В курультинском комплексе широко распространены гранитои ды. Гранодиориты, гоналиты, плагиограниты, чарнокиты, близкие к "серым гнейсам" других районов докембрия. Возраст метаморфизма и гранитооб-разования в курультинской серии по Е.В.Бибиковой и др. (1989) составляет 3460 ± 16.млнлет. Метаморфизм пород курультинского комплекса происходил в условиях гранулитовой фации: температура по гранат-биоти-товому термометру 860-890°С, по двупироксеновому - 828-935°С. В последующем породы курультинского комплекса претерпели многоэтап-
ные и разновозрастные днафтористические изменения в амфиболитовой фации и ниже.
Нижнеархейский олекминский комплекс слагает большие площади Олекминском мегаблоке и является основанием для верхнеархейских и нижнепротерозойских комплексов. Эндогенные процессы, связанг.че с формированием и развитием олекминского комплекса, существенно отличаются от позднеархейских и отделены от них периодом кратони-зации, предшествующей заложению позднеархейских структур (Другова и др., 1987). Супракрустальные толщи олекминской серии подразделяются обычно на крестяхскую и хойкинскую свиты. В составе первой из них преобладают биотитовые плагиогнейсы, во второй - биотит-амфиболовые, амфиболовые плагиогнейсы и кристаллические сланцы и амфиболиты. Также присутствует в них небольшое количество кварцито-гнейсов, гранатсодержащие гнейсы, редкие линзы железистых кварцитов. В последние годы многие исследователи биотитовые плагиогнейсы стали относить к предполагаемому фундаменту. Действительно, как показали изотопные геохимические исследования, в этом регионе широко распространены инфракрустальные образования, возраст которых датируется в интервале 3500-3000 млн лет ( Сальникова, 1993 ). Ввиду сильной переработки пород Олекминской области в позднем архее и в раннем протерозое возрастное обоснование многих породных ассоциаций в этом районе требует дальнейших исследований.
Магматические породы основного состава в олекминском комплексе представлены амфиболитами, амфибол-плагиоклазовыми кристаллическими сланцами, являющимися по геологическим и петрохими-ческим признакам вулканитами толеитовой серии. Они отличаются от кристаллических сланцев курультинского комплекса низким содержанием ТЮ,. Встречены здесь также секущие дайковые тела (Другова и др., 1983). В.М.Шемякин и А.Б.Котов (1985) в рамках олекминского комплекса выделили домигмати говые ран нескладчатые магматогенные гранитоиды, слагающие небольшие (до 3-5 км:) согласные пластовые массивы. Эти гранитоиды представлены гранодиоритами, по нашим наблюдениям, еще и кварцевыми диоритами. Они широко распространены среди пород-олекминского комплекса но чаще всего не вычленены из стратифицированных толщ. Эти ран'.ескладчатые гранитоиды очень сходны с такими же гранитоидами в Становом мегаблоке. Синскладчатые гранитоиды представлены плагногранито-гнейсами, образующими жилы в гнейсах и сланцах, а также перемещенные тела с интрузивными контактами. Более'
поздними являются плагиомикроклиновые граниты,' слагающие относительно крупные (100-120 км2), меридионально вытянутые массивы камкаДинского комплекса.
•' Породы олекминской серии метаморфизованы в условиях высокотемпературной амфиболитовой фации. Температура метаморфизма 650-700°С, давление 5-6 кбар (Бушмин и др., 1989). Условия метаморфизма были благоприятны для миг матизации и гранитообразо вания, что привело к широкому распространению гранито-гнейсов и интрузивных гранитов. В позднеархейский этап развития породы олекминского комплекса подверглись бластомилонитизации и повторному метаморфизму вдоль локальных зон вблизи границ разновозрастных блоков и тектонических нарушений. Условия повторного метаморфизма изофациальны с метаморфизмом пород верхнеархейской борсалинской серии. Складчатые структуры олекминского комплекса сохранились лишь местами. Это субмеридиальные сжатые складки виргируют на юге в субширотном направлении (Ю.К.Дзевановский, 1958). Главные структуры в Олекминской области принадлежат позднеархейскому этапу, сформированы одновременно с деформациями толщ верхнеархейских зеленокаменных поясов.
Возраст олекминского гнейсо-мигматитового комплекса точно не датирован из-за проявленных в пределах Олекминской ГЗО поздних наложенных процессов. Бт-Ис! возраст олекминских гнейсо-гранитов (2835 ± 94 млн лет) близок к и-Рв возрасту цирконов из этих пород -2862 ± 14 (Пухтель и др., 1989; Вааёзяаагс! е1. а)., 1990). Эти датировки отражают время ультраметаморфизма и гранитизации в позднеархейское время. Сохранившиеся среди гнейсо-гранитов в виде останцов тоналит-трондъемитовые гнейсы имеют Бт-Ыс! возраст 3235 ± 174 млн лет, а цирконы из них 3212± 8 млн лет (КиШап е1. е1., 1990). Наиболее древние амфиболиты и сланцы (тирехмастахская толща), встречающиеся по реке ,Олекме, в зоне Тунгурчинского надвига имеют Згл-Ис! возраст 3278 ± 144 и 3401 ± 357 млн лет. По-видимому, они отражают время формирования супракрустальных толщ древшейшей мафитовой ассоциации (Пухтель и
1992) ранней генерации зеленокаменных поясов;. ,, Верхнеархейский сахаборский комплекс слагает узкие линейные структуры, наложенные на олекминский и курультинский комплексы. Контакты этих структур с нижнеархейскими комплексами тектонические. Линейные пояса выполнены породами олондинской,.борсалинской, тунгурчинской и др. серий. Литологический состав серий меняется по латерали: терригенность супракрустальных толщ повышается к востоку
•и к запасу от осевого, наиболее изученного Олонинского зеленокаменного пояса. В разрезе этого пояса преобладают вулканиты коматиит-базальтовой, толеитовой и известково-щелочной серий, с большим объемом андезитов и дацитов. В значительном количестве присутствуют и осадочныеотло жения (Эволюция раннедокембрийской..., 1987; Смелов, 1989; Попов и др., 1990; Пухтель, Журавлев, 1993). Олондинский пояс (трог), впервые выделенный М.З.Глуховским, представляет собой Y-образную структуру, разветвляющуюся на севере на две ветви. Максимальная ширина структуры 10 км, длина более 40 км. U-Pb возраст цирконов из дацитов центральной части пояса показал 2960 ± 70 млн лет (Бибикова и др., 1984), что и было принято за время формирования поясов. С запада на восток поперек Олондинского пояса происходит закономерная смена толеитовых вулканитов известково-щелочными, причем между ними располагается толща терригенных и вулканогенно-осадочных пород. По Н.В.Попову с соавторами (1995) наблюдаемая последовательность породвОлондинском поясе обусловлена надвиговыми перемещениями. К подошве надвига приурочены тела метагипербазитов с возрастом 3000± 117-2959± 17 млн лет (Пухтель, Журавлев, 1993). Кроме ранне-складчатых ультраосновных и основных пород интрузивные образования в Олондинском поясе представлены дифференцированным габбро-диорит-плагиогранитовым комплексом с U-Pb возрастом 2986 ± 12, 2998 ± 18, 3005 ± 10 млн лет (SHRIMP. Baadsgaard et. el., 1990). Прорывающие олондинскую серию тела тоналито-гнейсов имеют U-Pb возраст 2802 ± 7 млн лет, которые широко распространены и вне пояса, в межпоясном пространстве, где прорывают более древние тоналитовые гнейсы и мигматиты по ним. Доля осадочных пород, представленных метагра-увакками и другими незрелыми слабо дифференцированными осадками, резко возрастает среди пород тунгурчинской борсалинской серий, появляются карбонатные породы, железистые кварциты, в так называемых парагнейсовых поясах.
Метаморфизм позднеархейского цикла был неоднородным. Степень метаморфизма меняется отзеленосланцевой до амфиболитовой фации. Меняется и режим метаморфизма по латерали. В Олондинском поясе это высокоградиентный метаморфизм андалузит-силлиманитовой фациальной серии (Т=550°С, 3-4,5 кбар; Другова и др., 1985,1988) и в Тунгурчинском поясе - и метаморфизм кианит-силлиманитовой фациальной серии (Т=500-600°С,Р=5,6 кбар.) (Смелов, 1986). Проявление кианит-силлиманитового типа метаморфизма связано, по-видимому, с надвигообразованием (Богомолова, 1986; Смелов, 1986). В породах основания зеленока менных
•
поясов метаморфизм и гранитизация сопровождается куполообразо-ванием.
Возраст верхнеархейских образований геологически определяется тем, что образования борсалинской серии в Бырылахской структуре перекрыты метаосадочными породами нежнепротерозойской тарагайской толщи с возрастом не менее 2 млрд лет, а на р. Олондо на крутозалегающих тонкослоистых метавулканитах олондинской серии пологолежат мелкозернистые метапесча;:чки, кварцито-песчаники и мраморы удоканского комплекса (Эволюция. .., 1987).
Нижнепротерозойский удоканский комплекс слагает протоплат-форменный Кодаро-Удоканский прогиб на югеОлекминской области и серию мелких грабенов в ее северных частях (Олдонгсинская, Нижне-ханинская,Угуйская). Вопросы счратификации литологии, петрохимии и метаморфизма удоканского комплекса рассмотрены во многих работах (Богданов и др.; ¡966; Бирюлькин и др., 1983; Кориковский, 1967; Кренделев и др., 1983; Лейтес, 1965; Салоп, 1964; Сочава, 1986; Федоровский, 1971'.. ¡985). Удоканская серия впервые выделена Л.И. Салопом, который обосновал ее нижнепротерозойский возраст, разделил на 11 свит и определил ее мощность (9000-10800 м). Наиболее полная сводка по тиграфии удоканской серии содержится в работах B.C. Федоровск» ' В процессе крупномасштабных геологосъемочных работ в последние .оды получены новые данные, уточняющие существующие представления о строении прогиба и, частично, о разрезе удоканского комплекса (Томбасов, Синица, 1990). В разрезе комплекса выявлено структурно-метаморфическое несогласие, которое принято за границу между кодарской и чинейской сериями. Верхняя кеменская серия залегает согласно на чинейской. При сохранении трехсерийного членения удоканского комплекса объе»' и их внутреннее строение изменились. Кодарская серия вкль чает ^рюряхскую и веселинскую свиты. Борюряхская свита, сложенная метаморфизованными алевропесчаниками, насыщенными прослоями кварцитов, гравелитов и конгломератов, вверх по разрезу переходит однообразную толщу метапесчаников, мета-левролитов флишоидного строения с линзами известково-терригенных пород. Выделяемые ранее в основании разреза образования ор гуряхской свиты оказальсь динамосланцами по разновозрастным образованиям но периферии грабена. Зеркало складчатости двух нижних свит нередко ориентировано перпендикулярно к контуру грабена, в том числе рассланцованных сланцев. Толщи кодарской серии испытали больше этапов складчатости, чем вышележащие. Чинейская серия включает согласно залегающие икабийскую, аянску tvi», ИНЫрСКуЮ> ЧИТКсШДИНСКуЮ,
александровскую и бутунскую свиты, сложенные турбидитами с прослоями карбонатных-пород. В верхней кеменской серии (талаканская, сакуканская и намингинская свиты) сосредоточены основные прослои медистых песчаников. В бутунской свите в известняках и доломитах обнаружены строматолиты, удокании и онколиты, а в верхней кеменской серии - медузоиды. Стратиграфическое значение их неясно.
Нижнепротерозойский комплекс дислоцирован слабо. Метаморфизм в нем высокоградиентный, меняется от зеленосланцевой фации в центральной части Удоканского прогиба до амфиболитовой в краевых. (Кориковскин, 1967; Эволюция..., 1987).
Удоканский комплекс является стратотипом нижнего протерозоя Восточной Сибири и Дальнего Востока (удоканий) служит возрастным репером в региональной стратиграфической шкале. Нижняя граница комплекса определяется возрастом подстилающих гранитогнейсов куан-динского комплекса (2630 ± 40 млн лет,Rb-Sr метод, Виноградов и др., 1986; 2560-2630 млн лет, U-Pb метод по циркону, Морозова и др., 1989), верхняя - возрастом гранитов кодарского комплекса (1760 ± 50,1860 ± 50 млн лет, U-Pb метод, Рублев и др., 1981; 1800 ± 100 млн лет, Rb-Sr метод, Таусон и др., 1983), которые секут все свиты удоканской серии. K-Ar и U-РЬ определения по метаморфическим минералам удоканской серии не выходят за пределы 1860-2100 млн лет. Возраст осадконакопления удоканской серии оценивается цифрой 2180 ± 50 млн лет, полученной по магматическим цирконам (U-Pb метод) из пепловых прослоев чинейской серии (Бережная идр., 1988). Близкий возраст (2202 ± 41 млн лет, Sm-Nd метод) имеют пикриты, завершающие формирование Олондинского зеленокаменного пояса (Пухтель, Журавлев, 1992). Rb-Sr датировки пород верхней свиты удоканской серии и их аналогов в Ханинском грабене показали близкие результаты -1939 ± 101 млн лет (Покровский и др., 1995) и 1950 ± 11 млн лет (Горохов идр., 1989) соответственно.
БАТОМГСКИЙ МЕГАБЛОК
Батомгский мегаблок занимает восточную часть Алдано-Ста нового щита. С юго-запада он ограничен Улканской зоной разломов, на юго-востоке джугджурской ветвью Станового разлома, а на востоке -Нельканской зоной надвигов (рис.1). Метаморфиты мегаблока, ранее относимые к единому комплексу, нами расчленены на три комплекса: омнинский, батомгский и чумиканский (А.Н.Неелов и др., 1971). Каждый комплекс характеризуется не только спецификой разрезов, но
и присущими ему магматическими образованиями, метаморфизмом и металлогенией.
Наиболее древний омнинский комтекс слагает тектонический блок в междуречье Маймакана и Чумикана. Кристаллическая толща комплекса в нижней части представлена чередующимися между собой биотитовыми, гранат-биотитовыми (нередко с силлимантом), роговообманково-клинопироксеновыми плагиогнейсами с пачками клинопироксен-роговообманковыми кристаллическими сланцами; в верхней части толщи в отличие от нижней присутствуют мраморы, диопсид-форстеритовые кальцифиры, карбонатсодержащие кристаллические сланцы и роговообманково-скаполитовые плагиогнейсы. Минеральные параге-незисы пород омнинского комплекса в основном соответствуют высокотемпературным условиям амфиболитовой фации. Но среди них встречены кристаллические сланцы с двумя пироксенами, и с буровато-зеленой обманкой, а также чарнокиты сортопироксеном, что свидетельствует о достижении условий метаморфизма низов гранулитовой фации.
Батомгский комплекс включает батомгскую серию, раннесклад-чатые основные породы, кварцевые диориты, плагиограниты. Батомгская серия сложена однообразной биорит-роговообманковых, роговообман-ково-клинопироксеновых, биотитовых, гранат-биотитовых плагио-гнейсов и кристаллических сланцев, среди которых местами присутствуют мраморы и гранатовые амфиболиты. Серия при среднемасштабном картировании была расчленена на три свиты, объем, состав и взаимоотношение между которыми в настоящее время уточняются. С толщами батомгской серии ассоциируют мелкие тела габбро-амфиболитов, массивы гнейсовидных кварцевых диоритов и плагиогранитов. Метаморфизм пород соответствовал условиям амфиболитовой фации. Они интенсивно мигматизированы и смяты в складки субмеридионального направления. По характеру разреза, магматизма, условиям метаморфизма батомгский комплекс близок к становому, с которым он сопоставляется. По петрохимии оба они относятся к известково-щелочному типу дифференциации и сходны с тоналит-трондьемитовыми сериями других регионов.
Чумиканский комплекс слагает тектонические клинья, блоки в одноименной тектонической зоне СВ простирания шириной до 15 км в междуречье Учура и Маймакана. Супракрустальные толщи комплекса (чумиканская серия) по данным крупномасштабного картирования подразделена на две толщи: нижнюю краснухинскую и верхнюю ичанг-скую. Краснухинская толща сложена порфироидами и порфиритоидами с прослоями и линзами биотитовых сланцев, метапесчаников, кварцитов, в том числе железистых. В низах толщи залегает пачка метатерригенных
пород. Мощность толщи более 750 м. В низах верхней ичангской толщи преобладают филлитовидные сланцы и метапесчаники, в верхней -мраморы, тремолитовЫе сланцы с прослоями и линзами кварцитов, актинолитовых сланцев и порфиритоидов. Мощность толщи более 500 м.
Интрузивные образования чумиканского комплекса представлены мелкими телами пироксенитов, серпентинизированных перидотитов, относительно крупными (100 км2 и более) телами гнейсо-диоритов, гнейсо-гранодиоритов и гнейсо-гранитов. Они имеют четкие, нередко секущие контакты с вмещающими породами, реликтовые структуры магматической кристаллизации. Локализованы они как в Чумиканской зоне, так и в ее обрамлении среди пород батомгского комплекса.
Кристаллические толщи чумиканского комплекса имеют сходный с толщами зеленокаменных поясов состав: метавулканиты основного и среднего состава, слюдяные сланцы, кварциты, мраморы. Метаморфизм пород комплекса зональный, от зеленосланцевой в центральной части структуры до эпидот-амфиболитовой, низов амфиболитовой фации на ее краях. Следует подчеркнуть, что к Чумиканской тектонической зоне приурочены золоторудные проявления и в ней локализованы россыпи золота.
Архейские толщи Батомгского мегаблока радиологическими методами практически не изучены. Об их относительном в'озрЯсте можно судить по возрасту перекрывающих отложений. В южной части Батомгского выступа кристаллические толщи Батомгского мегаблока перекрыты несогласно залегающими осадочно-вулканогенными толщами улканского комплекса с возрастом 1735-1700 млн лет (Ларин и др., 1995). К?-Аг возраст диоритов и пегматитов, прорывающих чумиканскую серию 2,2-2,3 млрд лет, по-видимому, омоложен.
Улканский комплекс являтся стратотипом для верхнего Карелия Восточной Сибири и Дальнего Востока, выделяется в региональной шкале как улканий. Он является репером для установления возрастных соотношений метаморфических комплексов раннего докембрия в регионе, поскольку образования улканского комплекса перекрыты нижнерифейскими отложениями платформенного чехла Сибирской платформы. Отложения улканского комплекса залегают в свою очередь с резким угловым несогласием на коре выветривания метаморфических пород Алдано-Станового щита и маркируют время окончательной консолидации кристаллического фун дамента Сибирской платформы. Они неоднократно описывались в литературе. Здесь отметим некоторые из новых данных. Нижняя топориканская свита мощностью 250 м (поданным бурения) сложена светло-серыми кварцевыми и кварцитовидными песчаниками, гравелитами с маломощными прослоями конгломератов в
основании. Вышележащая улкачанская свита представлена мета-базальтами и их лавобрекчиями с редкими прослоями песчаников и гравелитов. Ранее метабазальты улкачанской свиты (Ю.Н.Гамалея) относились к низам элгэтэйской свиты. Метабазальты содержат многочисленные угловатые обломки анортозитов, гнейсов и прорваны лейкогаббро-диабазами.
Залегающая выше по разрезу элгэтэйская свита имеет наибольшее распространение. Она залегает с резким угловатым несогласием на улкачанской свите. В составе ее преобладают красные, красновато-коричневые трахириодациты,трахидациты,трахириолиты,риолиты, их лавобрекчии.туфы и игнимбриты. Среди них присутствуют базальты и прослои песчаников. Осадочные породы базальных горизонтов свиты довольно часто содержат валуны и гальки хорошей окатанности улкачанских метабазальтов, реже габброидов. Эти данные указывают на значительный перерыв в осадконакоплении в предэлгэтэйское время, сопровождающийся эрозией магматических образований низов разреза Улканского прогиба.
Выше элгэтэйской свиты с глубоким размывом залегает бириндин-ская свита нижнего рифея, в составе которой присутствуют гальки и валуны трахириолитов, метадиабазов, гнейсов, а также прорывающих элгэтэйскую свиту гранитоидов улканского интрузивного комплекса. Бириндинская свита относится к базальным слоям нижнего рифея в учурском голостратотипе рифея.
Интрузивные породы представлены габброидами гекунданского (оломского) и гранитоидами улканского интрузивных комплексов. Мелкие штоки, дайки, реже массивы габбро, лейкогаббро, анорто зитов, габбро-диабазов гекунданского комплекса локализованы по периферии Улканского плутона. В целом же они образуют пояс, пересекающий Батомгский выступ в северо-восточном направлении. Они встречаются в виде валунов в основании улкачанской свиты, довольно крупных ксенолитов среди улканских гранитов. По данным Е.П.Миронюка (1986) и нашим (Карсаков и др. ,1977) они прорывают анортозиты Джугджурского комплекса. Обычно это расслоенные интрузии, центральная часть которых сложена анортозитами, габбро-анортозитами, сменяющимися к контактам порфировидными габбро, габбро-диабазами. Ю.Н.Гамалея указал на наличие даек и мелких тел, целиком сложенных однородными анортозитами. Особенностью их минералогического состава является присутствие авгита-пижонита, изредка феррогортонолита, тита нистого биотита, наличие титаномагнетита, ильменита и апатита (1,5-2,0%). Наиболее
крупные месторождения Тл-Ре-Р руд на Джугджуре связаны с оломским комплексом габброидов (Карсаков и др., 1977; Роганов, Карсаков, 1991).
Улканский интрузивный комплекс сформировался в течении трех фаз внедрения. Эти фазы нередко ранее описывались в объеме самостоятельных комплексов (бырайского, улканского, ныгвагаиского соответственно). Первая фаза интрузивного комплекса представлена сиенитами, монцонитами, монцогаббро, слагающими краевые зоны массивов. Преобладают сиениты. Породы часто сильно метасоматически изменены под воздействием более поздних фаз интрузивного комплекса. В неизмененных сиенитах присутствуют крипторешетчатый микроклин, феррогастингсит, в монцонитах - авгит, ферросалит, реже фаялит. Плагиоклаз зонален.
Вторая фаза улканского интрузивного комплекса включает биотитовые, рапакививидные, феррогастигситовые и аляскитовые граниты, слагающие главную часть Улканского плутона (Недашковс-кий, Ленников, 1991; Гурьянов, 1995г.). Доминируют однородные крупнозернистрые и порфировидные граниты. К этой же фазе относятся южноучурские граниты, нередко рассматри вающиеся как более древние. Эти гранофировые граниты в краевых частях массива контаминированы и здесь появляются амфиболовые, фаялитовые разности, сменяющиеся далее к контакту кварцевыми диоритами.
Щелочные граниты третьей фазы слагают мелкие тела и массив (Ныгваганский) площадью до 30 км2. Щелочные граниты преимущественно средне-крупнозернистые, порфировидные, иногда с миаролами, и пегматоидные. В них присутствуют астрофиллит, рибекит, эгирин и биотит.
Последовательность внедрения фаз в улканском комплексе установлена на основании взаимоотношений между ними: породы второй фазы рвут породы первой, породы третьей - образования первой и второй. Улканский интрузивный комплекс прорывает кристаллические толщи архея, джугджурские анортозиты, габброиды гекунданского комплекса, осадочно-вулканогенные толщи улканской серии, включая вулканиты элгэтэйской свиты. и-РЬ возраст циркона граносиенитов Южно-Учурского массива и кислых вулканитов улканской серии 1727± 6 млн лет, гранитов второй фазы 1715 ± 5 млн лет и щелочных гранитов третьей фазы 1703 ± 18 млн лет (Ларин и др., 1995).
Сопоставимость геологического и радиологического возраста позволяет надежно датировать все магматические породы Улканского массива поздним карелием. Для джугджурских анортозитов получены две
Бт-Ыс! минеральные изохроны - 1702 ± 27, 1705± 30 млн лет (Суханов, Журавлев, 1989) и 11-РЬ возраст по циркону 1735,6 ± 5,3 млн лет(Неймарк и др., 1992; Ларин и др., 1995). На основе близости возраста и изотопно-геохимических характеристик анортозиты объединяются этими исследователями с улканскими гранитоидами в единую магматическую ассоциацию, при этом гранитоиды рассамтриваются как продукты плавления нижней коры при проникновении базитовых расплавов из мантии.
СТАНОВОЙ МЕГАБЛОК
Становой мегаблок вытянут в субширотном направлении от бассейна р.Витима на западе до Охотского моря на востоке и ограничен с севера Становой, а с юга-Монголо-Охотской зонами разломов (рис. 1).
Становая область консолидировалась, как и весь фундамент Сибирской платформы, в-раннем протерозое и в дальнейшем подверглась неоднократной тектоно-магматической активизации, особенно интенсивной в мезозое, что послужило основанием для от несения ее к эпиплатформенному орогенному поясу (Хаин, 1964), плутоногену (Красный, 1964), орогенно-магматической системе (Глуховский и др., 1972).
Основу строения Становой системы составляют раннедокембрийс-кие структурно-вещественные комплексы: нижнеархейские зверевско-чогарский, зейский, становой, верхнеархейский гилюйский, нижнепротерозойский джелтулакский (Карсаков, 1980, 1983). На востоке Станового мегаблокараннедокембрийские образования перекрыты терригенно-карбонатными, карбонатными и другими толщами позднепротерозойского и раннепалеозойского возраста (Карсаков, Васькин, 1975; Кириллова, Турбин, 1979), слагающими фрагменты Аяно-Шевлинского перикра-тонного прогиба. С мезозойской тектоно-магматической активизацией региона связано образование наложенного структурного комплекса, представленно го терригенно-вулканогенными толщами, вулканитами и крупными трещинными телами гранитоидов, надвигание структур Становой области наОлекмо-Алданскую и общее складчато-глыбовое, складчато-покровное строение (Карсаков, 1991).
Нижнеархейские комплексы в Становой области представлены зверевско-чогарским, зейским и становым комплексами. Они слагают достаточно крупные блоки среди более молодых толщ станвого комплекса.
Супракрустальные толщи нижнего архея зверевско-чогарского комплекса в западной части Становой области объединены в могочинс-кую серию, в центральной - в зверевскую, ларбинскую и дамбукинскую, а
на востоке - в токскую и джанинскую. Могочинская серия в одноименном блоке расчленена на пять согласно залегаю щих свит, отличающихся друг от друга набором и количественным соотношением слагающих их пород (В.И.Шульдинер, 1969). Иминская свита представлена довольно монотонным чередованием амфибол-плагиоклазовых кристаллических сланцев и биотит-амфи боловых гнейсов. В разрезе чадорской свиты доминируют биотитовые и амфибол-биотитовые гнейсы с прослоями кристаллических сланцев, кальцифиров и кварцитов. Шуругинская свита играет роль маркирующего подразделения. Она сложена биотитовыми сланцами и гнейсами с гранатом, силлиманитом и кордиеритом. Присутствуют горизонты кальцифиров, амфиболитов и кварцитов. Состав амазарской свиты сходен с составом иминской. Венчает разрез прутовская свита, сложенная амфибол-плагиоклазовыми и гиперстен-плагио-клазовыми кристаллическими сланцами, гиперсте новыми и гранат-гиперстеновыми гнейсами. Общая мощность могочинской серии 900011000 м.
В Зверевском блоке разрез зверевско-чогарского комплекса один из наиболее полных. В качестве низов комплекса здесь обычно выделялась кабактинская серия (Кудрявцев, 1966 и др.) меланократовых пород. Это мнение получило широкую известность в литературе. Наши исследования (Карсаков и др., 1988) показали, что в "стратотипе" этой серии распространены гиперстеновые гнейсы и гранито-гнейсы, среди которых основные и ультраосновные породы играют незначительную роль. При обсуждении этого вопроса с В.А.Кудрявцевым, выделившим эту серию, выяснилось, что меланократовый состав серий получился потому, что гиперстеновые гнейсы и гранито-гнейсы были приняты им за интрузивные чарнокитоиды и исключены из разреза. По своему однообразию и составу эти породы близки к инфракрустальным образованиям, подстилающим алданский комплекс.
Супркрустальные толщи зверевской серии в верховьях реки Тимптон начинаются с толщи биотит- и грачат-гиперстеновых, биотит-гранатовых гнейсов сыгынахской свиты, содержащей прослои двупироксеновых сланцев, кварцитов, амфиболитов (Ветлужских и др., 1966). Она перекрыта муравьевской свитой роговообманковых сланцев и амфиболитов. В вышележащей джалиндинской свите, на ряду с основными сланцами, широко распространены различные гранатсодержащие гнейсы. Следующая холодниканская свита сложена высокоглиноземистыми гнейсоми и кристаллическими сланцами, тесно ассоциирующими с кварцитами. Специфический состав придает холодниканской свите маркирующее значение при корреляции разрезов нижнего докембрия. В
верхней курбуликитской свите наблюдается переслаивание биотит-, гиперстен-роговообманковых, гиперстен-плагиоклазовых сланцев, биотитовых, биотит-гиперсте новых и биотит-гранатовых гнейсов.
В Ларбинском блоке кристаллические толщи подразделяются на три толщи, в нижней и верхней из которых преобладают кристаллические сланцы с пироксенами, железистыми кварцитами в нижней толще. Средняя толщина представлена монотонными по составу лейкократовыми гранатовыми гранулитами с графитом, биотит-гранатовыми гнейсами с линзами эклогитоподобных пород (Кастрыкина, 1990).
В Дамбукинском и Сивакано-Токском блоках нижнеархейские породы, выделенные в дамбукинскую и токскую серии соответственно имеют трехчленный разрез с собственными наименованиями свит (Карсаков и др., 1990). Особенностью разреза их является наличие в средней толще высокоглиноземистых гнейсов, сланцев, кварцитов.
Аналогичное трехчленное деление комплекса установлено и на " востоке Становой системы, в пределах Джугджурского и Чогарского блоков, где нижнеархейские супракрустальные толщи объединены в джанинскую серию в составе курелахской, ульчунской и иктандинской свит (Карсаков и др., 1978).
Из-за фрагментарности и разобщенности площадей распространения супракрустальных серий нижнего архея Становой области вопросы их корреляции остаются дискуссиоными. Как один из возможных вариантов корреляции - сопоставление кварцитовой свиты (верхнеалданской) иенгрской серии с холодниканской. В целом в разрезе зверевско-чогарского комплекса намечаются две ритмосерии, начинающиеся с биотит-гранатовых, гранатовых гнейсов, плагиогнейсов, часто с кварцитами. Первая ритмосерия включает сыгынахскую, муравьевскую, джалиндинскую, иминскую, чадорскую, куреляхскую, дубакитскую свиты, а вторая - холодниканскую, курбуликитскую, шуругинскую, • амазарскую, пуртовскую, ульчунскую, иктандинскую, камрайскую, ульдегитскую свиты. Такое начало ритмосерий отличается от представлений, когда, опираясь на "основной" состав кабактинской серии, считали, что ритмосерии древнейших отложений Восточной.Сибири начинаются с основных пород.
Характерной особенностью зверевско-чогарского комплекса является насыщнность ее разреза кристаллическими сланцами основного состава с низким содержанием калия, наличие высокомагнезиальных кристаллических сланцев. Они близки к толеитовым базальтам.
С зверевско-чогарским комплексом тесно связаны тела метамор-физованных основных и ;ультраосновных пород (майско-джанинский
интрузивный комплекс), чарнокитов, эндербитов и гранитов. В составе майско-джанннского комплекса и его аналогов есть анортозиты, принадлежащие к расслоенной серии. Ранее эти метаанортозиты ошибочно были отнесены к анортозитам древнеджугджурского комплекса. Кислые породы в зверевско-чогарском комплексе распространены ограниченно.
Изотопные датировки пород зверевско-чогарского комплекса противоречивы. Для могочинской серии получены датировки от 3600 млн лет (РЬ-РЬ, ТЭИ, Искандерова и др., 1979) 1950± 60 млн лет, 1873± 3 млн лет (Гаврикова и др., 1991), для ларбинских диафторированных гранулитов - 2600 млн лет (Бибикова и др., 1984).
Образования зверевско-чогарского комплекса испытали воздействие неоднократно наложенных процессов и являются полиметаморфическими образованиями. Поэтому для корректной интерпретации изотопных цифр требуется сравнение результатов, полученных одним методом. К сожалению, пока они единичны и выполнить условия такой интерпретации невозможно, вследствие чего для определения возраста приходится ориентироваться на геологические данные. Нет сомнения, что в дальнейшем возрастная датировка комплексов уточнится.
Метаморфизм пород комплекса неравномерный. В наиболее высокотемпературных и глубинных условиях метаморфизированы породы комплекса в Сивакано-Токском и Чогарском блоках, где температура сапфирнн-кварцевых парагнейсов достигала 1000°С,дав ление 10-11 кбар. Меньшие параметры метаморфизма наблюдаются для могочинской, дамбукинской серий Т=750-800°С, Р=6,5-7 кбар (Гаврикова и др., 1991). Отметим, что в чогарском гранулитовом комплексе достигались кульминационные условия метаморфизма не только в регионе (Карсаков, 1978), но, по-видимому, вообще в гранулитовых комплексах кратонов. Вследствие этого составы минералов в этом комплексе обладают рядом отличительных- характеристик: низкая железистость граната в метапелитах (39-41), высокая глиноземистость ортопироксена (до 12 мас.%), повышенная фтористость и титаноностность биотитов и амфиболов, появляется специфический парагенезис сапфирин-кварц и др.
Звйский комплекс выделен автором (Карсаков, 1980; 1983) из состава станового комплекса на основании следующих данных: 1) специфический состав толщ, не повторяющихся в разрезе станового комплекса; 2) секущие интрузивные контакты диорито-гнейсов, широко распространенных и характерных для станового комплекса, с породами которого они имеют согласные контакты; 3) региональный диафторез пород в условиях высоких ступеней амфиболитовой фации; 4) отсутствие • региональной мигматизации, характерной для станового комплекса.
Комплекс сложен биотитовыми, гранат-биотитовыми плагиогнейсами, биотит-роговооб манковыми, клинопироксен-роговообманковыми, клинопироксеновыми кристаллическими сланцами, карбонатными, известково-силикатными породами, вмещающими плагиограниты, ортикулярные диопсидовые граниты и т.д.. Породы комплекса в большинстве выходов представлены высокотемпературными диафтори-тами, среди которых в редких случаях сохраняются реликты недиафто-рированных разностей.
Образования зейского комплекса объединены в ряд серий - зейскую, удско-майскую, кирано-лавлинскую, слагающих самостоятельные структурные зоны. Зейская серия в Зея-Купуринском междуречье на востоке Становой системы имеет трехчленное строение (Карсаков и др., 1988). В низах нижней (талаканской) свиты серии преобладают биотит-роговообманковые гнейсы, в средней и верхней ее частях - мраморы и биотитовые гнейсы; с мраморами ассоциируют графитовые гнейсы. Залегающая на ней согласно сиваканская свита представлена гранат-биотитовыми,гранат-двуслюдяными,биотитовыми плагиогнейсами,реже биотит-роговообманковыми кристаллическими сланцами. Довольно часты прослои и линзы (до 75м) мраморов, гранаг-клинопироксеновых, цоизит-клинопироксеновых кристаллических сланцев, скарноидов. Унинская свита - гранатсодержащие биотит-роговообманковые сланцы с прослоями и линзами гранатовых, роговообманково-биотитовых, биотитовых, гранат-биотитовых плагиогнейсов и амфиболитов. Завершает разрез намугинская свита.
В Удско-Майском блоке между Джугджурским и Чогарским блоками зейский комплекс представлен удско-майской серией, включающей три свиты (Карсаков и др., 199!): вангинскую, салгинскую и эдягучайдахскую. Особенностям разреза удско-майской серии является наличие в средней части монотонных гранат-эпидот-био.титовых гнейсов, которые как вниз, так и вверх сменяются толщами достаточно пестрого состава, присутствие в нижней и верхней свитах дистенсодержащих гнейсов, а в средней - клинопироксенсодержащих гнейсов и прослоев кальцифиров. Частое переслаивание пород различного состава, наличие продуктов преобразования дифференцированных осадков - карбонатных и глиноземистых пород, увеличение доли гранат-биотитовых гнейсов вверх по разрезу, общая повышенная известковистость пород указывает на осадочную природу пород Удско-Майского блока. Амфиболиты, биотит-роговообманковые сланцы могли быть вулканитами основного состава.
В центральной и западной частях Становой области зейский комплекс представлен однообразной толщей биотитовых, гранат-биотитовых плагиогнейсов с характерной бластомилонитовой узловатой ("очковой") текстурой. Эта толща в разные годы картировалась как чильчинская, штыкжакская.унахинская, чимчанская и др. Она залегает в сводах крупных антиклинальных и куполовидых структур, крылья которых сложены супракрустальными толщами станового комплекса. Природа и возраст описанной толщи дискуссионы. Ее относили то к нижней свите станового комплекса, то рассматривали как диафториты по гранулитам и гнейсам нижнего архея.
Зейский комплекс метаморфизован в условиях амфиболитовой фации, в ее наиболее высокотемпературной части, о чем свиде тельствует присутствие биотит-гранат-силлиманитовых гнейсов (Карсаков, 1983). Наличие в его составе роговообманково-двупироксеновых кристаллических сланцев (междуречье Унин-Купури, р Джиктанда и др.) указывает на то, что степень метаморфизма достигала в ряде мест гранулитовой фации. Некоторые исследователи указывают на диафтори-товую природу пород толщи. Температура метаморфизма оценивается в б20-640°С при давлении 8-10 кбар.
Кирано-лавлинская серия (Гурьянов, Карсаков, 1990) слагает одноименный блок (70 х 25 км) на востоке Становой области, расположенный северо-восточнее Удско-Майского блока. Она состоит из двух свит: куманской и лавлинской. Куманская свита на 90% сложена грубопо-лосчатыми биотитовыми плагиогнейсами с маломощными прослоями гранатсодержащих и роговообманковых плагиогнейсов и амфиболитов. Лавлинская свита залегает согласно на куманской и завершает разрез кирано-лавлинской серии. Она состоит из грубополосчатых роговообманковых, часто гранат-, зпидот-, биотитсодержащих плагиогнейсов, среди которых встречаются линзы, прослои и пачки амфиболитов, биотитовых, эпидот-гранат-двуслюдяных, эпидот-биотитовых, гранат-биотитовых плагиогнейсов, амфиболовых сланцев и мраморов. Анализ материалов показывает, что куманская и лавлинская свиты, выделенные В.Н. Мошкиным, удовлетворительно коррелируются с двумя верхними толщами удско-майской серии, но обособленное структурное положение выходов этих свит, отличие их от разрезов толщ удско-майской серии обусловило необходимость их выделения в самостоятельную кирано-лавлинскую серию.
При реконструкции первичного состава пород амфиболиты определяются как базальты, андезито-базальты, плагиогнейсы - как андезиты, дациты и их туфы. Гранатовые и биотитовые гнейсы являются химическими
аналогами аркозов, полимиктов и кислых магматитов. Наряду с этим в составе серии присутствуют мраморы - типичный представитель осадочных пород. Все это в целом свидетельствует о первично вулканогенно-осадочном происхождении пород кирано-лавлинской серии. В удско-майской серии, по данным М.А.Мишкина (1983), преобладают вулканиты.
Возраст кирано-лавлинской серии более молодой, чем джанинской. Ориентировочные радиологические датировки (7 проб) по изотопным отношениям РЬ2"7 /РЬ2"6 и РЬ2"6 /и235 гранитоидов, ассоциирующих с метаморфитами, составляют 2,86-3,38 млрд лет. Правда, эти цифры требуют проверки другими методами.
Становой комплекс объединяет супракрустальные толщи разнообразного состава, метаморфизованные в амфиболитовой фации, а также различные интрузивные и ультраметаморфические породы.По характеру разреза, особенностям магматизма и метаморфизма этот комплекс резко отличается от нижнеархейских образова ний. Становой комплекс слагает крупные блоки - покровы, в пределах которых он представлен купуринской, усть-гилюйской, или канской и тунгирской сериями.
Купуринская серия, выделенная автором, слагает одноименную зону на востоке Становой области. Здесь наблюдается наиболее полный разрез станового комплекса. Разрез купуринской серии характеризуется груборитмичным чередованием толщбиотит-роговообманковых гнейсов и сланцев с толщами биоти говых, реже высокоглиноземистых сланцев и гнейсов с прослоями амфиболитов, кварцитов и редких линз карбонатных пород. В нижней части разреза преобладают биотит-роговообманковые гнейсы и кристаллические сланцы.Серия подразделена автором на ряд свит (снизу вверх): мукульминскую, нерундинскую, некригскую, тыжакс-кую, гамиканскую. В составе мукульминской и некригской свит преобладают биотит-роговообманковые сланцы, среди которых присутствуют прослои биотит-роговообманковых и роговообманково-биотитовых гнейсов. В некригской в отличие от мукульминской присутствуют также прослои магнетитовых кварцитов. Состав основных кристаллических сланцев меланократовый, в большинстве случаев первоначально был представлен основными вулка.нитами. Нерундинская свита сложена также, главным образом, биотит-рого-вообманковыми кристаллическими сланцами, среди которых не редко присутствуют прослои и пачки биотитовых двуслюдяных сланцев, кварцитов, мраморов. Тыжакская свита в известной мере играет роль маркирующего горизонта из-за специфического состава - гранат-биотитовые, гранат-биотит-силлиманитовые гнейсы и сланцы, кварцито-
сланцы, в меньшей мере биотит-роговообманковые кристаллические сланцы. Выше тыжакской свиты залегает гамиканская, сложенная типичными для станового комплекса биотит-роговообманковыми гнейсами и реже кристаллическими сланцами.
Усть-гилюйская серия (Рассказов, 1967;Ялынычев, 1975) развита в Алмазаро-Гилюйском блоке. Наиболее представительный разрез серии по р.Зея в низах сложен переслаивающимися биотит-роговооб-манковыми кристаллическими сланцами, гнейсами, амфи-болитами, в меньшей мере биотитовыми, гранат-двуслюдяными гнейсами и сланцами. Эта часть разреза выделяется в арбинскую свиту. Средняя и верхняя части (мо говинская и минжакская свиты) серии представляют собой однородную толщу биотит-роговообманковых кристаллических сланцев, гнейсов, реже амфиболитов с единичными прослоями гранат-биотит-силлимани-товых гнейсов. К западу от р.Зея в разрезе усть-гилюйской серии встречаются биотитовые гнейсы, прослои мраморов, кварцитов, в том числе железистых. Аналогом усть-гилюйской серии на западе Амазаро-Гилюй-ской зоны является никиткинская серия, подразделяемая читинскими геологами на паньковскую,утанакскую и часовинскую свиты.
Иликанская серия распространена в одноименной синклинорной зоне. Эта мощная (5000-6000 м) толща при среднемасштабном картировании описана как джигдалинская (кудуликанская) свита. Разрез ее изучен плохо. При крупномастабном картировании джигдалинская толща подразделена на три "подсвиты", которые по объему соответствуют свитам. В составе нижней подсвиты - биотит-роговообманковые и роговообманковые гнейсы и кристаллические сланцы с редкими прослоями амфиболитов, роговообманково-биотитовых и биотитовых гнейсов. Мощность 3000-3500 м. Средняя подсвитасложена роговообман-ково-биотитовыми, биотитовыми, биотит-роговобманковыми гнейсами, иногда гранатсодержащими, с прослоями амфиболитов, гранатовых амфиболитов, дистен-гранат-биотитовых, двуслюдяных гнейсов' и кварцитов; мощность 500-1200 м. Для верхней подсвиты характерны роговооб манковые, биотит-роговобманковые, роговообманково-биотитовые гнейсы, иногда гранатсодержащие, амфиболиты и гранатовые амфиболиты. Они содержат прослои биотитовых гнейсов, железистых кварцитов, кварц-магнетит-роговообманковых пород, гранат-биотитовых и двуслюдянных гнейсов, слюдистых кварцитов. Мощность 1500-3000 м.
Тунгирская серия распространена в западной части Становой системы. Она подразделяется на гулинскую, пинжакскую и люндорскую свиты (Шульдинер, 1969). Гулинская свита сложена амфибол-плагиокла-зовым и клинопироксен-амфибол-плагиоклазовыми кристаллическими
сланцами и плагиогнейсами при подчиненной роли амфиболитов, биотитовых гнейсов, реже срафитовых и флогопит-диопсидовых мраморов. Согласно залегающая выше пинжакская свита представлена переслаиванием кварцито-гнейсов и биотитовых, биотит-силлиманитовых и двуслюдяных гнейсов, часто графитсодержащих. Венчающая серию люндорская свита образована преимущественно биотитовыми гнейсами, иногда содержащими гранат, силлиманит, двуслюдяными и амфиболовыми их разностями. Присутствуют единичные прослои кварцито-гнейсов и диопсидовых пород.
Характерными особенностями супракрустальных серий станового комплекса являются однообразный состав, повсеместная насыщенность их разреза телами диорито-, гранодиорито- и плагиогранито-гнейсов, близких по составу к "серым гнейсам" дру гих регионов. Они образуют согласные тела среди стратифицированных отложений, участвуют в строении складчатых структур. По существу эти образования являются сквозными элементами, позволяющими достаточно уверенно идентифицировать породы станового комплекса разных структурных зон, в пределах которых толщи объединены в серии.
Интрузии, пространственно сопряженные с толщами станового комплекса, представлены доскладчатыми габбро-амфиболитами, мета-пироксенитами, токско-алгоминским комплексом кварцевых диоритов и гранодиориов, древнестановыми плагиогранито-гнейсами. Метаморфи-зованные основные и ультраосновные породы слагают мелкие тела, нередко будинированные, залегающие согласно кристаллизационной сланцеватости в стратифицирующихся гнейсах.
Кварцевые диориты, диориты и гранодиориты токско-алгоминс-кого интрузивного комплекса слагают согласные крупные (более 500 км2) и многочисленные мелкие тела и жилы среди породгстанового комплекса, реже образуют трещинные тела среди пород нижнеархейских комплексов. Контакты тел диоритов четкие с гру быми апофизами, приконтактовых изменений не наблюдается; довольно часто встречаются ксенолиты вмещающих пород. Гнейсовидность пород наиболее ярко выражена в мелких телах и в краевых частях крупных массивов. Эти характерные интрузии станового комплекса, несмотря на метаморфизм, легко узнаются при картировании среди совместных с ними метаморфизованных вмещающих пород. Все поколения геологов изучавшие Становую область, одинаково четко выделяли эти интрузии и прослеживали от самого востока области до ее запада. В известной мере они позволяют идентифицировать выходы пород станового комплекса в разных блоках
и зонах. Аналогичные интрузии широко распространены в Батомгской и Олекминской областях.
Другими характерными магматическими образованиями станового комплекса являются гранитоиды древнестанового комплекса. Древнестановой комплекс плагиогранито-гнейсов и гранито-гнейсов развит во всех зонах становид. Он является неотъемлемой составной частью супракрустальных толщ станового комплекса, слагая лейкосому мигматитов, а также мало-мощные согласные тела, иногда сгруппированные в обширные (до 100 км2) ареалы, в которых субстрат находится в подчиненном количестве. Такие мигматит-плутоны широко распространены в Тунгирской зоне и, в меньшей степени, в Купуринской и Иликан-ской. Границы ареалов расплывчаты из-за развития широких диффузионных зон мигматизации и гранитизации вмещающих пород (до 3 км). Особенностью древнестановых гранитов является зависимость их состава от состава вмещающих пород: среди биотитовых гнейсов преобладают : биотитовые плагиограниты и граниты, иногда с гранатом, силлиманитом, среди амфиболовых гнейсов - роговообманковосодержащие граниты. Среди гранитоидов наблюдаются секущие тела, особенно в Удско-Майской зоне. Плагиограниты, по наблюдениям А.Ф.Васькина, образуют здесь межпластовые инъекционные тела мощностью 0,15-1,5 м, реже конформные и субконформные интрузии площадью 0,5-90 км2, тяготеющие к зонам разломов, ограничивающих Удско-Майский блок. Ореолами мигмати-зации такие интрузии не сопровождаются. С древнестановыми гранитами связаны жилы ортитоностных и керамических пегматитов.
Метаморфизм пород станового комплекса происходил в условиях высокотемпературных субфаций амфиболитовой фации. По гранат-биотитовому термометру температура метаморфизма варьирует в пределах 600-675°С и близка во всех сериях. Лишь в усть-гилюйской серии встречены гиперстенсодержащие парагенезисы (Другова, Глебовицкий, 1965), свидетельствующие о достижении в локальных участках условий метаморфизма гранулитовой фации. Микрозондовое изучение минералов пород станового комплекса показало их обратную зональность, что свидетельствует о полиметаморфических преобразованиях (Козырева и др., 1986; Авченко, 1991). Давление при метаморфизме достигало 5-8 кбар. Изотопный возраст пород и минералов станового комплекса в районе пос.Нагорного 3100-3300 млн лет(1_Т-РЬ и РЬ-РЬ методы; Неймарк и др., 1981).
Вер.хпеарлеискай гтюйский комплекс выделен автором из состава станового и более молодых образований. В этот комплекс объединены супракрустальные толщи, выполняющиетроговые приразломные струк-
туры вдоль зон шовных дислокаций и крупных зон разломов, а также сопровождающие их интрузивные образования. Образования гилюйского комплекса аналогичны троговому комплексу Олекминской ГЗО (Карсаков, 1980, 1983,1988). Попытки выделения такого комплекса в пределах Становой области были и раньше. При этом в качестве такого комплекса предполагались толщи удско-майской и усть-гилюйской серий, скорее всего из-за линейного характера блоков.
Наиболее крупные выходы гилюйского комплекса известны в Таксакандинской и Джелтулакской шовных зонах, менее значительные-в других зонах (Сугджарской, Унахинской, Становой, -Удыхынской). Особенно широко образования комплекса распространены в бассейне р.Гилюй, откуда комплекс получил свое название (Карсаков, 1980).
В Таксакандинской зоне на востоке Становой области кристаллические толщи гилюйского комплекса подразделены автором на две свиты - марпачанскую и покровскую. Марпачанская свита сложена биотитовыми двуслюдяными гнейсами и сланцами с прослоями амфиболитов, кварцитов (в том числе железистых) цоизит-пироксен-роговообманковых сланцев, роговообманковых гнейсов, реже мраморов. При довольно пестром составе свиты для нее характерна выдержанность общего состава - доминирование биотитовых гнейсов и сланцев, кварцитов. Мощность свиты 2100м.
Покровская свита представлена эпидот-биотитовыми, роговооб-манково-биотитовыми, биотит-роговообманковыми гнейсами с прослоями и линзами амфиболитов, кварцитов, кальцифиров. Мощность 1800-2000м.
В западных районах Становой области супракрустальные образования гилюйского комплекса объединены в талгинскую толщу, где она сложена пачкой переслаивания амфиболитов, кварцитов, тремолитовых сланцев, биотитовых генйсов с прослоями двуслюдяных сланцев с дистеном, которая вверх по разрезу сменяется чередованием биотитовых и амфибол-биотитовы\ гнейсов с кварцитами,амфиболитами. Мощность линз кварцитов местами достигает 300 м.
Толщи гилюйского комплекса в зоне Джелтулакского разлома выполняют узкую шовную структуру. Стратиграфия их изучена еще слабо. Породы гилюйского комплекса метаморфизованы неравномерно - от эпидот-амфиболитовой фации до амфиболитовой. Температура метаморфизма гранат-ставролитовых парагенезисов с дистеном не превышает 525-500°С, а давление 4,5-5,5 кбар. В области реоморфизма гранитоидов температура была, вероятно, несколько вьние'.
Гранаты из пород гилюйского комплекса имеют, как правило, прямую зональность (Козырева и др., 1985; Панченко, 1985). Этот
петрологический критерий еще раз подтверждает самостоятельность и более молодой, чем становой, возраст гилюйского комплекса.
Нижнепротерозойский джелтулакский комплекс. К нижнему протерозою в Становой области отнесены филлитовидные биотитовые и двуслюдяные сланцы, кварциты, мётапесчаники, метаконгломераты, метаэффузивы, сохранившиеся в наибольших выходах в тех же зонах, что образования трогового комплекса. Характерными особенностями терригенных пород нижнего протерозоя являются преобладание в их составе кварца, наличие пород первично-глинистого состава, что указывает высокую степень дифференциации осадков, Иногда среди нижнепротерозойских отложений присутствуют карбонатсодержащие разности.Наиболее полный разрез нижнепротерозойских отложений изучен в Джелтулакской зоне, где они выделены в джелтулакскую серию (Судовиков и др., 1965). Серия подразделена на ряд толщ, из которых в нижней преобладают кварциты, кварцито-сланцы и слюдяные сланцы (со ставролитом, андалузитом, дистеном, гранатом), углисто-графитистые сланцы, в верхней - филлиты, кварцито-сланцы, метапесчаники, метаэффузивы. Общая мощность 2300 м. В метапесчаниках отмечена медная минерализация удоканск'ого типа (Коген, 1979).
Восточнее, в бассейнер.Гилюй, нижнепротерозойские отложен.:" включают слюдяные кварциты, темные двуслюдяные шелковистые сланцы, метаморфизованные конгломераты. Гальки в конгломератах хорошо окатаны и представлены лейкогранитами, метазффузивами кислого состава, филлитовидными сланцами.
Нижнепротерозойские толщи метаморфизованы отзеленосланце-вой до верхов ставролитовой фации. Температура метаморфизма достигала 530-580°С, давлениебыло близко к 3,5-4 кбар (Карсаков,1983). Микрозондовые изучения гранатов из пород гилюйского комплекса показали, что на фоне широкой прямой зональности гилюйских гранатов наблюдается узкая кайма с обратной зональностью (Козырева и др., 1985; Панченко, 1985). Обратная зональность обусловлена, по-видимому, наложенным метаморфизмом нижнепротерозойского этапа.
Нижнепротерозойские отложения Становой обл?'.1 и сопоставимы с удоканским комплексом, который резко несогласно перекрывает образования трогового комплекса верхнего архея (Структурная эволюция..., 1979; Кудрявцев, 1968). Возраст джелтулакской серии составляет 1810 млн.лет (Судовиков и др., 1965).
ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ МЕГАБЛОКОВ АЛДАНО-СГАНОВОГО ЩИТА
Взаимоотношения мегаблоков Алдано-Станового щита всегда вызывали интерес широкого круга исследователей, поскольку зоны их сочленения представлены крупнейшими структурными швами между разнородными тектоническими областями и характеризуются широким развитием чешуйчато-надвиговых структур.
Алданский мегаблок от Станового отделяет Становой разлом - один из крупнейших раннедокембрийских линеаментов юго-востока Сибирской платформы. Указанные мегаблоки отличаются друг от друга, как было охарактеризовано выше, составом, строением и степенью мобильности земной коры.
Становой разлом, впервые выделенный Ю.К.Дзевановским (1958) и описанный Ю.Б.Казьминым (1962), протягивается в субширотном направлении от р.Витим на восток до хр.Джугждур. Его протяженность превышает 1000 км. В раннем докембрии он служил структурным швом между Олекмо-Алданской и Становой областями, а в мезозое складчатые сооружения Становой области по нему были надвинуты на Олекмо-Алданскую область. Поэтому интегральная структура этой гигантской зоны разлома сложна. Она представляет собой широкую зону проявления надвигово-чешуйчатой тектоники, в которой имеет место тектоническое смешение блоков, линз, чешуй разновозрастных метаморфических комплексов как Алданского и Олекминского,так и Станового мегаблоков, сопровождающихся разнотипными бластомилонитами и диафторитами. Поэтому Л.И.Красный (1988) относит эту зону к рангу межблоковых, граничных систем. В этой зоне присутствуют в различной степени диафторированные блоки раннеархейских гранулитов, пород амфибо-литовой фации станового комплекса, местами сохранились тектонические клинья прогрессивно-метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций сахаборского трогового комплекса (например, Куртахский, Тас-Юряхский и др.). Диафториты, местами достигающие в ширину 10 км, маркируют осевую линию Станового разлома. Они неоднократно охарактеризованы в литературе (Кориковский., Казмии, 1964; Другова, Неелов, 1960; Глуховский, Сундерова, 1979 и др.). Таким образом, Становой структурный шов можно представить как гигантскую зону тектонического меланжа, в которой матрикс представлен рассланцованными,бластомилонитизированными породами.
Главные черты геологического строения области сочленения мегаблока отражены в геофизических полях, в том числе особенности
пространственного расположения раннедокембрийских структурно-вещественных комплексов на глубину, которые не могут быть выявлены традиционными геологическими методами исследований с поверхности.
Если гравитационное поле Алданского мегаблока характеризуется общим пониженным фоном с субмеридиональным простиранием локальных аномалий без относительно протяженных зон повышенных горизонтальных градиентов, то поле Станового мегаблока отличается линейной морфологией, значительной протяженностью аномальных зон разного знака, их субширотным простиранием (рис.3). Аномалии магнитного поля также имеют преимущественно широтное направление. Граница между мегабло-ками в гравитационном поле выражена очень четко протяженной зоной узких линейных сопряженных аномалий разного знака. В ее осевой части фиксируется довольно интенсивная положительная полосовая аномалия в виде цепочки линейных и изометричных максимумов, с обеих сторон оконтуренная относительно узкими линейными минимумами. Эта аномальная триада простирается более 1 ООО км от бассейна р. Калар на западе до районаУдской губы Охотского моря на востоке, испытывая резкие изгибы, но сохраняя в целом субширотное генеральное простирание.
Анализ геолого-геофизических материалов показывает, что гравитационные аномалии зоны Станового шва бтражают пространственное распределение в верхней части земной коры различных метаморфических комплексов преимущественно раннего докембрия. Осевой (Каларо-Майский) линейный максимум почти на всем протяжении соответствует поясу выходов на поверхность пород гранулитовой фации высоких давлений, непосредственно прилегающих к осевой линии Станового разлома с севера. В том же поясе расположены мелкие тела и крупные массивы анортозитов, габбро-анортозитов, метагабброидов и метагипербазитов. В целом соответствие Каларо-Майской зоны положительного аномального поля Каларо-Майскому гранулитовому поясу устанавливается вполне определенно. С севера и юга центральный максимум Каларо-Майской зоны обрамлен полосами пониженного поля соответственно Чаро-Тырканской и Калакано-Майской. Природа этих аномалий определяется поясами гранитоидов. Контакты глубинных гранулитов со структурами Становой области прослеживаются на значительные глубины, доходящие по данным В.А.Абрамова (1993) до 300 км при наклоне на север. В.А.Абрамов, как и М.З.Глуховский предположил существование здесь в раннем докембрии древнейшей зоны субдукции.
Установление резких контактов между комплексами этих пород имеет принципиальное значение для понимания природы глубинных гранулитов. Разница в глубинности образования гранулитов от толщ,
Рис.3. Каларо-Майский граиулитовый пояс на стыке Станового мегаблока с Алдано-Олекминским (в
гравитационном поле).
1 - контуры линейной аномальной зоны; 2,3 - линейные аномалии относительного повышенного (2) и пониженного (3) ноля; 4 -Пограничная гравитационная ступень (по Ю.М.Малышеву, 1977); 5,6 - локальные аномальные. 5 - минимумы, 6 - максимумы; 7 - преобладающие простирания аномалий; 8 - контуры овальных структур (по М.З.Глуховскому, В.М.Моралеву, М.И.Кузьмину, 1977): ВА - Верхне-Алданской, Ст - Сутамской, Ал - Альванарской. Аномальные области: А - Алдаио-Олекминская, Б -Становая, В - Витимская. Линейные аномалии: 1 - Чаро-Тырканская, II - Каларо-Майская, III - Калакано-Майская.
метаморфизованных в амфиболитовой фации, не менее, чем 15 км. Локализация локальных гранулитов Каларо-Майского пояса на границе крупнейших раннедокембрийских структур, выраженной Становой шовной зоной, приводит к выводу об их образовании в обстановке интенсивного сжатия (коллизии), которая способствовала их тектоническому перемещению в верхние этажи земной коры. Каларо-Майский гранулитовый пояс можно рассматривать как выход нижних частей земной коры. Об этом свидетельствуют также типичные для глубинных частей земной коры ("базальтового слоя") физические свойства (скорость сейсмических волн, плотность) метаморфических пород сутамского уровня глубинности. Механизм их эксгумации, по-видимому, был близок к модели Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина (1991), предложенной для подъема эклогитов и других высокобарических комплексов, образовавшихся в зонах субдукции на глубинах 90-100 км.
Возраст Каларо-Майского пояса гранулитов точно не установлен. Возникновение его произошло,вероятно, в позднеархейско-раннепроте-розойское время, Полосовой избирательный характер гранитонасыщения может указывать на существование гранито-гнейсовых куполов, объединенных в протяженные гранито-гнейсовые валы, образование которых тесно связано с эволюцией термодинамического режима зоны Станового структурного шва. Установленные закономерности пространственного положения структурно-вещественных комплексов раннего докембрия, по нашему мнению, указываютна преобразование верхней части земной коры в коллизионной зоне сжатия. Этот же механизм способствовал выведению на поверхность глубинных гранулитов Каларо-Майского пояса, формированию в его пределах линейных синформных структур, сложенных, в основном плотными основными кристаллическими сланцами. Сжатие на границе мегаблоков сопровождалось сдвиговыми дислокациями. На их существование указывают резкие сигмоидальные изгибы линейных аномалий и ограничивающих их полос высоких горизонтальных градиентов гравитационного поля. Наиболее крупная "сигмоида" гравитационных аномалий наблюдается в районе устья р.Нюкжи. В северозападном направлении одинаково смещаются гравитационный максимум и обрамляющие его минимумы. Величина смещения аномалий примерно соответствует расстоянию между Имангакитским и Куранахским частями Канарского анортозигового массива по линии сдвига, названного Чара-Нюкжинским. Амплитуда горизонтального перемещения по сдвигу достигает 25-30 км в районе устья р.Нюкжи уменьшается в северо-западном направлении.
Каларо-Майский пояс глубинных гранулитов обнаруживает общие черты строения с другими мобильными поясами раннего докембрия, такими как Гренвиллский, Лимпопо, Лапландский, Льюисский, Дальсландский и другие.
Строение зоны сочленения Олекминского мегаблока с Алданским представлено сложной системой пластических надвигов архейского и раннепрогерозойского возраста (Докембрийская reo логия..., 1988; Котов и др., 1995). В ходе формирования этих надвигов в зоне сочленения Олекминского и Алданского мегаблоков произошло тектоническое совмещение пород инфракрустальных и супракрустальных комплексов обоих мегаблоков. В эти движения вовлечены прорывающие их граниты с возрастом около 3000 млн лет. Тектонические покровы прорваны гранитоидами с возрастом около 2500 млн лет. Западная граница области широкого распространения тектонических фрагментов пород этих мегаблоков совпадаете Амгинским структурным швом. Надвигообразование в этом районе проявилось неоднократно в интервале 3000-1900.млн лет (Котов и др., 1995; Сальникова, 1993). По геофизическим данным, зона сочленения этих мегаблоков (Чарского и Алданского блоков, по В.А. Абрамову, 1993) выражена полого наклонным к востоку коро-мантийным разломом (38-40°), прослеживающимся в тектоносфере Алданского щита на глубину до 200-300 км. Это наиболее древняя из выявленных в регионе "наклонная палеозона",схожая с зоной Беньофа и Вадати. Столкновение блоков произошло в позднем архее (Глебовицкий и др., 1994).
СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ КИТАЙСКИХ ПЛАТФОРМ
До недавнего времени Китайские платформы рассматривались как единое тектоническое сооружение. В лучшем случае в его пределах выделяли два мегаблока с "осью Циньлин" между ними. По современным данным бывшая единая Китайская платформа разделяется на две самостоятельные платформы - Северо-Китайскую (Сино-Корейску ю) и ЮжноКитайскую (Янцзы) с различной историей развития (рис. 1; Ren et al., 1987; Хаин, Божко, 1988). Северо-Китайская платформа древнейшая в восточном Китае, ее фундамент сформировался в раннем протерозое (около 1700 млн лет), после завершения лулянской складчатости (Ма et al., 1989, Ren, Chen, 1989). В этом отношении Северо-Китайская платформа схожа с Сибирской и Восточно-Европейской платформами. Чехол платформы представлен слабо дислоцированными верхнепротерозойскими и фанерозойскими отложениями. В отличие отСеверо-Китайской фундамент
Южно-Китайской платформы рифейский, стабилизировался около 700 млн лет, а формирование чехла набольшей части ее площади начиналось не раньше синийской эпохи (600-700 млн лет). Эти две платформы отделены друг от друга субширотной фанерозойской зоной Циньлин-Дабешань, которая на востоке сдвинута на северо-восток по разлому Танлу (Тап-Lu) на расстояние 200-300 км, в район юго-востока Шаньдунского полуострова и далее прослеживается на Корейский полуостров (Ernst et al„ 1988).
Северо-Катайская платформам севера ограничена палеозоидами Центрально-Азиатского складчатого пояса субширотного простирания. Восточнее провинции Хэбэй прямолинейность ее границ нарушена. Здесь она имеет ломаные очертания из-за смещений к северо-востоку по Дуньхуа-Мишаньскому (Дунми) разлому, одному из крупных ветвей системы Танлу, и ряда субпараллельных ему разломов.
Кристаллический фундамент Северо-Кигайской платформы обнажен на севере КНДР, в Ляонине, далее на запад вдоль северной окранины платформы ("ось Внутренней Монголии"), в провинции Шаньси, на юге Внутренней Монголии, а также на юго-востоке в провинции Шаньдунь. Он гетерогенен, состоит из разновозрастных блоков - архейских ядер: Ордоса и Цзилу (Ji-Lu) и раннепроте розойских складчатых систем между ними (WangHongzhen, 1985). Эта схема дополнена к уточнена У Цзишанем и Джен Юаньшенем (1992) на основе комплексной интерпретации современных геолого-геохронологических данных. В пределах СевероКитайской платформы этими исследователями выделены три мегаблока: раннеархейские - западный (Северо-Китайский) с ядром Ордос и восточный (Ляо-Лу) с ядром Цзилу и позднеархейский - промежуточный между ними (Аньшанская магматическая дуга - гранит-зеленокаменная область), протягивающийся от провинции Гирин (Циньюань) до провинции Шаньдун (Тайшань) через Аньшань (провинция Ляонин), Циньхундао (провинция Хэбэй). Эта магматическая дуга возникла 2500-2700 млн лет назад в результате субдукции и последующей коллизии двух раннеархейских мегаблоков (протоконтинентов). Протолит серых гнейсов гранит-зеленокаменной области соответствует тоналиту с умеренным индексом фракционирования REE (La/Yb=8-30), сопоставим с таковым свиты TTG Барбертон или штата Минесота США. U-Pb возраст циркона из протолита 3375± 10,3804± 5млрдлет(Ьшее а!., 1992).Супракрус-тальныетолщив низах сложены базальтоидами коматиитовых и толеитовых серий, в средней части разреза бластоамигдалоидньши апобазальтами с почти горизонтальным графиком REE, характерным для основных вулканитов зеленокаменных поясов мира, верхняя - метаморфизованной пироклас-
тикой. Изотопный возраст основных вулканитов 2767 млн лет (Sm-Nd метод), возраст гнейсов варьирует в пределах 2700 (Sm-Nd) - 2595 млн лет (Rb-Sr) (Huang et al., 1986;Jahnet al., 1988).
На крайнем востоке КНР верхнеархейские метаморфиты представлены аньшаньской серией, состоящей из биотитового лепитнита, биотит-амфиболового гнейса и амфиболита с небольшой долей биотитовых сланцев, магнетитовых кварцитов и мраморов. Отсюда они прослеживаются к северу КНДР, где известны как образования, слагающие Мусанский блок. Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации, местами зеленосланцевой. Изотопный возраст их 2680 ± 25 млн лет.
Раннеархейские породы с возрастом 3500 млн лет установлены как в западном, так и в восточном мегаблоках (Jahn et al., 1987). Они распространены главным образом вдоль северной окраины платформы, где образуют гранулитовый пояс субширотного направления шириной 200 км и длиной более 1500 км, протягивающийся от Внутренней Монголии на западе до Ляонина на востоке (Gui et al., 1989). Супкрустальные толщи мегаблока отнесены к семи сериям, состав которых варьирует. Наиболее древняя серия Цяньси с возрастом более 3500 млн лет сложена пироксе-новыми основными гранулитами с прослоями кислых гранулитов в низах разреза и биотитовыми гнейсами с амфиболитами и прослоями гранулитов среднего и основного состава в средней и верхней частях разреза. Присутствуют магнетитовые кварциты. Породы мета-морфизованы в условиях гранулитовой фации: Т - 960-760° С, Р= 10-14 кбар. Время метаморфизма в интервале 2800-3000 млн лет (Kroner et al., 1990). Супракрус-тальные толщи интрудированы чарнокитами с возрастом 2700 млн лет. Аналогом образований этого возрастного уровня в Северной Корее являются, по-видимому, толщи Нанимского массива (Маракушев, 1965).
В последние годы в фукситовых кварцитах серии Цяньси обнаружены обломочные зерна циркона с возрастом 3800-3850 млн лет (Liu et al., 1992), что свидетельствует о присутствии в районе пород более древних, чем метаморфизованные толщи кварцитов. Скорее всего это серогней-совые образования, возможные аналоги тех, которые известны в основании Аньшанской зоны. На северо-западе западного мегаблока СевероКитайской платформы распространены также высокоглиноземистые гнейсы, кондалиты, лептиниты верхнего архея. Метаморфизм верхнеархейских толщ неравномерный - отэпидот-амфиболитовой до гранулитовой фации. Гранулитовая фация проявлена на западе района, во Внутренней Монголии. Верхнеархейские гранулиты этого района изучены нами совместно с Ган Шенгфей в хр.Данциншань (Бердников и др., 1992). Они представлены здесь комплексом пород серии Улашань, в составе которой
присутствуют магнетит-пироксеновые гранулиты, гранат-биотитовые, гиперстен-роговообманковые гнейсы, биотит-роговообманково-пироксеновые, двупироксеновые, роговообманково-двупироксеновые кристаллические сланцы, лейкогранулиты, амфиболиты и диопсидовые мраморы, минеральные парагенезисы пород свидетельствуют об их метаморфизме в условиях гранулитовой фации. Параметры метаморфизма по различным геотермобарометрам варьируют в пределах Т=750-850° С, Р=7-9 кбар (Gan Shengfei, 1992).
В гранулитах проявились четыре этапа деформаций и диафторис-тические изменения вдоль зон бластомилонитизации и разломов. Первые два этапа происходили в условиях гранулитовой фации, третий сопровождался сдвигом с востока на запад. В результате этих движений блоки гранулитов были выведены на поверхность (GanShengfei, 1992). Деформации на четвертом этапе происходили в условиях эпидот-амфиболитовой фации и проявились в породах пояса неравномерно. Криометрические исследования показали, что гранулиты хр. Данциншань первоначально были метаморфизованы в условиях гранулитовой фации умеренных глубин, что позволяет сопоставлять их сгранулнгами Алданского щита. В гранулитах этого хребта проявлены наложенные процессы, сходные с теми, которые имели место в зонах шовных дислокаций хр.Станового.
В центральной и восточной частях мегаблока метаморфизм верхнеархейских пород ниже, соответствует условиям амфиболитовой фации, . местами спускается до зеленосланцевой фации. Многочисленные U-Pb изотопные датировки определяют возраст метаморфизмакак верхнеархейский (Gui et al., 1989). Позднеархейские интрузии представлены извест-ково-щелочными и щелочными гранитами с изотопным возрастом 25582664 млн лет.
Важно подчеркнуть, что в этом высокометаморфизованном архейском поясе Китая в последние годы выявлены месторождения золота (Gan Shengfei, 1993), сходные с теми, которые установлены в блоке Илгран в Австралии, Лимпопо в Африке, Колар в Индии (Groves et al., 1992; Bohmke and Varndell, 1986; Hamilton and Hodgson, 1986;).
В провинции Шаньси, Хэбэй, Шаньдун верхнеархейские образования имеют тот же состав, ту же степень метаморфизма й изотопный возраст ~ 2500 млн лет (Dong et al., 1986), что и в других районах распространения верхнеархейских образований. НаТайхан-Лулянской площади присутствуют биотитовые, силлиманитовые гнейсы, двупироксеновые гранулиты, кварциты. Изотопный их возраст 2800 ± 150 млн лет (Liu, 1984; Dong et al., 1986). Известная серия Утаи по современным изотопным датировкам также относится к позднему архею.
Нижний протерозой на Северо-Китайской платформе залегает с угловым несогласием на подстилающих отложениях верхнего архея (Утай, Аньшань). Он представлен мощными толщами метаконгломератов, кварцитов, филлитов, доломитов, мраморов, содержит страматолиты (Geological map..., 1990). В средней части разреза Хуто присутствуют два слоя метабазальтов, U-Pb возраст которых 2366 ± 163 млн лет. Апатит из фосфатсодержащих слоев из верхней части разреза этой серии дает РЬ-РЬ изохронный возраст 1802± 88 млн лет.
Серия Ляохэ, распространенная в провинции Ляонин, в отличие от серии Хуто более сильно метаморфизована, в связи с чем здесь кроме кварцитов, мраморов присутствуют хлорит-серицитовые, двуслюдяные сланцы, нередко содержащие ставролит, гранат, силлиманит, кианит, амфиболиты. Rb-Sr их возраст 2167 млн лет. В мраморах присутствуют страмотолиты.
Верхняя часть нижнего протерозоя (верхний карелий) представлена несогласно залегающими на подстилающих отложениях кварцитовидны-ми песчаниками, доломитами с прослоями конгломератов с возрастом 1850, 1922 млн лет (U-Pb), 1848 млн лет (K-Ar), богатых калием вулканитов среднего и основного состава с К-Ar возрастом 1621-1678 млн лет (серия Чанчен). В Северной Корее нижнепротерозойские образования слагают Маченренский пояс между Нанимским и Мусанским архейскими блоками (Zhang, 19В5, Crustal evolution of the Korean Peninsula, 1995). Стратифицированные толщи Манченренского пояса объединены в одноименную серию в составе сонжинской амфиболиговой, пугсгечонской карбонатной и намдечонской глиноземистой свит. Манчеренский пояс является восточным продолжением Ляонинской раннепротерозойской структуры СВ Китая, где стратиграфическими аналогами манченренской серии являются свита ляоджит и серия ляохе в составе двух свит (дашикяо, гайксиань). Свита ляоджит коррелируется с основными кристаллическими сланцами. Высокомагнезиальные мраморы дашикяо и глиноземистые породы свиты гайксиань коррелируются соответственно с образованиями пуктечонской и намдечонской свит манченренской серии.
Метаморфизм нижнепротерозойских пород Манченренского пояса неоднородный по величинам температур и давлений, но он относится к андалузит-силлиманитовой фациальной серии. В Кимчекском блоке, сложенном амфиболитами и кристаллическими сланцами нижней свиты манченренской серии, метаморфизм достигал условий гранулитовой фации: Т=750-860°С, Р=6,2-7 кбар. В южном (Саннонском) блоке, где обнажаются толщи двух верхних свит манченренской серии, условия метаморфизма не превышали амфиболитовую фацию (Т=630-650°С, Р=4
кбар), местами зеленосланцевую (Glebovitsky et al., 1994). Возраст метаморфизма такжеразличается. Рубидий-стронциевый возраст амфибо-литового метаморфизма 1810 ± 14 млн лет, в то время как возраст гранули-■гового метаморфизма пород Кимчекского блока - 1640± 200 млн лет (Горохов и др., 1994). Это подтверждается и другими исследованиями (On the geochronological position of Manchollyong..., 1995). Процессы гранулитового метаморфизма этого возраста вдоль локальных зон были распространены, по-видимому, гораздо шире в пределах СевероКитайского кратона. Так, недавно появились изотопные данные о проявлении гранулитового метаморфизма этого возраста вдоль локальных зон среди архейских пород на северной окраине СевероКитайской платформы. В частности, сообщается о Аг39/Аг4" возрасте наложенного гранулитового метаморфизма с возрастом 1801 ± 4,1701 ± 1 млн лет во Внутренней Монголии (Jin Wei. 1994), о U-Pb возрасте гранитов рапакиви 1700 млн лет, о Аг47Аг39 возрасте анортозитов -1656 млн лет, об их Sni-Nd возрасте - ! 735 млн лет (Shen Qihan, 1990). Эти значения воз раста свидетельству ют о полком сходстве времени консолидации фундамента Северо-Китайской платформы с Сибирской. Сравнительное изотопно-геохронологическое изучение фундамента этих двух кратонов свидетельствуют о сходстве и более древних этапов развития в докембрии (Jahn et al., 1990), может быть с небольшим сдвигом во времени.
Южно-Китайская платформа ограничена с севера Циньлин-Дабе-шанской зоной, а с юго-востока к ней примыкает Катазиатская система каледонид. Юг Корейского полуострова на современных тектонических схемах включается в эту платформу. Кристаллический фундамент платформы Янцзы в большей мере закрыт осадочным платформенным чехлом. Незначительные по размеру выходы наблюдаются в западной и северной частях платформы. В Южной Корее раннедокембрийские образования слагают массивы Кенги и Йонами (Собэк) и разделяющую их зону Окчон протерозойского возраста. Древние недиафторизованные породы серии Кенги представлены биотит-кордиеритовыми гнейсами и мигматитами. Вышележащая серия Сосан сложена графит-силлимани-товыми сланцами, магнетитовыми кварцитами, мраморами. Прежние определения их возраста не превышали 2,9 млрд лег (Lee et al., 1987). Возраст гнейсов серии Кенги по последним определениям 3,2-3,8 млрд лет (Sm-Nd метод, Ching- YingLan et al., 1995), а возраст пород Окчонской зоны - 1,4-1,9 млрд лет. Широкое распространение архейских пород в Южной Корее позволяет предполагать их присутствие в необнаженной части Янцзы, где до недавнего времени породы фундамента считались ранне- и позднеархейскими. В последние годы здесь также получены
архейские датировки, правда пока еще редкие (Zheng et al., 1991). Разрозненные данные по фундаменту платформы Янцзы свидетельствуют о присутствии трех типов пород фундамента: первый представлен высокометаморфизованными толщами, вплоть до гранулитовых, второй
- более низкометаморфизованными толщами, дислоцированными в интервале 1,7-1,0 млрд лет и, наконец, третий, дислоцированный и метаморфи-зованный в интервале 850-900 млн лет (Ren et al., 1987). Платформенный режим установился здесь после чанцзянских (Changjiang) движений (700 млн лет). Раннедокембрийское ядро этой платформы с возрастом пород 1700 млн лет, окруженный более молодыми орогеническими поясами, выделяется на северо-западе платформы (Wang et al., 1995; рис. 1).
РАННЕДОКЕМБРИЙСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ВОСТОЧНОГО ФЛАНГА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА
На востоке ЦАСП, между Сибирской и Китайской платформами, среди палеозойско-мезозойских складчатых сооружений известны многочисленные выходы докембрийских пород. Они разделены складчатыми зонами позднего палеозоя и мезозоя. Эти выходы одни исследователи трактуют как реликт крупной консолидированной структуры - северовосточного выступа Китайской платформы (Смирнов, 1963, 1976), другие
- как элементы единого Буреинского массива (Косыгин и др., 1976). Материалы геологического картирования последних лет показывают, что эти выходы докембрийских пород можно сгруппировать в мегаблоки, разделенные герцинидами. На западе региона это Аргуно-Мамынский мегаблок, на востоке - Буреинско-Ханкайский (Карсаков, Малышев, 1988, 1991). В центральной части расположен блок Суннэн, в большей своей части перекрытый отложениями впадины Сунляо. Они являются частью протяженной Тувино-Хинганской оси стабильных сиализирован-ных блоков, намеченных В.А.Амантовым (1986) в Монголии. Эти мегаблоки древней консолидации в палеотектоническом отношении представляли собой в палеозое самостоятельные срединные массивы или микроконтиненты. В дальнейшем они вошли в состав Амурского геоблока по Л.И.Красному (1988) или Амурской плиты по Л.П.Зоненшайну и др. (1990). Мегаблоки неоднократно были активизированы, поэтому определить возраст их консолидации довольно трудно. Они затронуты активными движениями в нижнем палеозое, в конце палеозоя, местами. даже в мезозое. Соответственно, неодинаковы строение слагающих мегаблоки комплексов, положение кровли фундамента, степень его
ремобилизации. Вместе с тем, все кристаллические массивы региона имеют определенные черты сходства, что выражается в широком развитии в фундаменте прежде всего древнейших комплексов архея. В Ханкайском, Буреинском и других блоках архейские образования были исследованы А.М.Смирновым,показавшим их стратиграфическое единство и отнесшим их к маньчжурскому комплексу.В Приаргунье фундамент переработан сильнее.
АРГУНО-МЛМЫНСКИЙ МЕГАБЛОК
Аргуно-Мамынский мегаблок расположен в Верхнем Приамурье. С севера он ограничен системой разломов южного борта Амуро-Охотс-кой складчатой системы, а с юга - системой разломов, проходящей от правобережья р.Аргунь к "Горящим горам" на Амуре, прослеживается к нижнему течению Норы и далее до соединения с зоной Южно-Тукурингрского разлома (рис. 1).
Докембрийские комплексы этого мегаблока обнажаются на Мамынском, Гонжинскомвыступах, в Приаргунье,далееуходятв Монголию. Они перекрыты нижнекембрийскими толщами (в Приаргунье, на Мамынском выступе) и принадлежность их к докембрию не вызывает сомнения. Нельзя говорить так уверенно о возрасте подразделений более древних метаморфических комплексов Аргуно-Мамынского мегаблока. Они датируются на основе взаимоотношений выделенных геологических комплексов и единичных опредений изотопного возраста на основе аналогий формационного состава. В настоящее время нет еще единой схемы стратификации докембрийских образований этого мегаблока, существуют только местные схемы расчленения для каждого крупного выступа.
В составе докембрия Мамынского выступа нами выделяются (Карсаков, Змиевский; 1991) несколько комплексов - нижний (мамынс-кий), средний и верхний. Два первых из них с долей условности отнесены к архею, а верхний - к рифею. Мамынский комплекс глубокометамор-физованных пород обнажается на севере Мамынского выступа (бассейн рек Нинни и Сагоян), в узком тектоническом блоке (2 х 20 км). На геологической карте масштаба 1:200 ООО здесь показан гранитный массив мелового возраста. При крупномасштабном картировании на этом месте были обнаружены диафторированные гранулиты (Карсаков, Бердников, 1992), которые в дальнейшем были выделены в гранулитовын комплекс, названный мамынским. Мамынский комплекс образован высокоглиноземистыми гнейсами и кристаллическими сланцами (с гранатом, кордиеритом, силлиманитом, графитом), гранатовыми гранулитами,
кварцитами, первоначально метаморфизованными в гранулитовой фации. Мощность отдельных пластов и пачек колеблется от 10-40 до 200 м. Гранулиты составляют около половины наблюдаемого разреза (740 м), остальную - гнейсы, сланцы и кварциты (отдельные пласты до 30 м). Гранат относится к пироп-альмандиновому ряду, в котором пироповый минал достигает 35%. Вокруг граната развиваются тонкие короны симплектитовых прорастаний гиперстен-кордиеритового и кварц-кордиеритового состава, характерные для гранулитов в цоколях древних платформ.Силлиманит - крупношестоватый, типичный для гранулитов. Мамынскиегранулиты претерпели низкотемпературный диафгорез, при котором гранат замещается хлоритом, происходит серицитизация плагиоклаза, изменения в составе биотита с выделением сагенитовой решетки рутила, перекристаллизация крупных зерен кварца с образованием мозаичных агрегатов. Следует отметить, что при этом первичные структурно-текстурные признаки породы обычно сохраняются. По петрохимическим особенностям гранулиты Мамынского выступа, как показал Ю.СЛяховкин, могут быть отнесены к метапелитам. Важным компонентом мамынского комплекса является присутствие мелких тел апочарнокитов, аляскитов с голубоватым кварцем.
Верхнеархейский комплекс, так же, как и нижнеархейский, сохранился фрагментарно, но в виде более крупных блоков. На Мамынском выступе такой блок расположен в его северо-западной части (верховье р.Гари). С запада он ограничен метабази г-гипербазитовым меланжевым комплексом. Верхнеархейский комплекс сложен биотитовыми, в меньшей мерероговообманково-биотитовыми тонкополосчатыми гнейсами, реже кварцитами, амфиболитами и мраморами. Доля мраморов и кварцитов невелика. Минеральные парагенезисы в гнейсах соответствуют условиям амфиболитовой фации.
Верхнеархейский комплекс также включает метагабброиды и плагиограниты. Мегагаббро, габбро-амфиболиты слагают согласные с кристаллизационной сланцеватостью тела и массивы (до 50 км2) в гнейсах или ксенолиты среди гранитоидов. Габброиды метаморфизованы, мигма-тизированы и насыщены телами гнейсовидных гранитов. Гнейсовидные биотитовые граниты и плагиограниты тесно ассоциируют с гнейсами. Они образуют субсогласные тела (до 30 км2) и мигматизируют их. Жильный материал пропитывает гнейсовидмую толщу. В верхнеархейском комплексе проявлена достаточно напряженная складчатость северовосточного, до меридионального простирания.
В Верхнем Присшурье докембрийские метаморфические комплексы обнажаются в нескольких изолированных выступах среди перек-
рывакнцих их осадочных образований палеозоя и мезозоя: в Гонжинском, Иримском, ГТутакском и др., которые по геофизическим данным являются выступами единого блока фундамента (Ахмадулин и др., 1975).
Первые, сведения о докембрийских образованиях Верхнего Приамурья содержатся в работах Э.Э.Анерта, В.Н.Зверева, М.М. Иванова, Я.Н.Макерова. В 50-60-х годах они изучались М.С.Нагибиной, М.Н.Петрусевичем, Н.Г.Судовиковым с сотрудниками, А.П.Сорокиным, А.С.Вольским и др. Все эти исследователи сходились в мнении о докемб-рийском возрасте гнейсовых образований выступа.
Метаморфические образования Гонжинского выступа автором совместно с A.C. и И.П.Вольскими (1977) расчленены на две серии: гонжин-скую (нижнюю) и чаловскую (верхнюю). Каждая серия сопровождается характерными только для нее интрузиями основного и ультраосновного состава, гранитоидов и, таким образом, представляет в совокупности с ними образования самостоятельных структурно-вещественных комплексов, подвергшихся складчатости на разных этапах развития региона: в позднем архее (гонжинская серия) и в раннем протерозое (чаловская серия). Кристаллические толщи гонжинского комплекса подразделены на три согласно залегающие свиты (снизу): игакскую, смольнинскую и бекетскую. Игакская свита обнажается в ядрах куполов, однообраз на и характеризуется преобладанием биотитовых гнейсов; реже присутствуют маломощные прослои роговообманковых и биотит-роговобманковых сланцев, кварцитов, карбонатных пород, в низах разреза - пачка (до 100м) графит-гранат-биотитовых гнейсов. Разрез свиты в целом выдержан по простиранию, лишь местами в верхах разреза появляются гранат-содержащие и двуслюдяные разности гнейсов. Мощность свиты более 650 м.
Характерной чертой пестрой по составу смольнинской свиты является наличие пачек и прослоев карбонатных и, в меньшей мере, высокоглиноземистых гнейсов. По характеру разреза она подразделена на четыре подсвиты, первая (снизу) из которых представлена биотит-роговообманковыми, клинопироксен-роговообчанковыми гнейсами и кристаллическими сланцами, вторая - биотитовыми и двуслюдяными гнейсами, третья - переслаиванием биотитовых и гранат-биотитовых гнейсов с метакарбонатными породами (мраморами, скарноидами, кальцифирами), четвертая - переслаиванием биотитовых, двуслюдяных и роговообманково-биотитовыхгнейсов. Мощность свиты 1900-2150 м.
Бекетская свита завершает разрез гонжинской серии. В ее составе преобладают роговообманковые гнейсы, кристаллические сланцы и
амфиболиты. В подчиненном количестве присутствуют гранат-биотитовые, двуслюдяные гнейсы.
Характер переслаивания пород, их состав, условия залегания, особенности минерального состава метаморфических пород гонжинской серии свидетельствуют о том, что они образовались при метаморфизме существенно карбонатно-терригенных и вулканогенных пород в условиях амфиболитовой фации. Биотит-роговообманковые, роговообманковые кристаллические сланцы и амфиболиты, учитывая их слоистое залегание, первоначально бы ли, очевидно, вулканитами основного состава.
Метаморфизованные основные и ультраосновные породы гонжинс-кого комплекса представлены бескорневыми телами, превращенными в процессе регионального метаморфизма в оливин-серпентин-тремолитовые, тальк-тремолит-серпентиновые, плагиоклаз-биотит-тремолитовые, эпидот-илагиоклаз-роговообманковые, клинопироксен-эпидот-плагио-клаз-роговообманковые сланцы. Часть из них являлась, вероятно, излившимися породами, возможно, коматиитового ряда.
Гнейсо-граниты образуют небольшие согласные жилы мощностью 0,3-0,6 м, реже до 50 м и слагают жильный материал мигматитов. Граниты содержат многочисленные реститы вмещающих гнейсов, переход от гранитов к гнейсам диффузный. Встречаются также линзовидно-жильные, ветвистые пигматитовые и послойные разности мигматитов.
Складчатые структуры гонжинского комплекса представлены куполовидными складками с пологими углами падения пород (10-30°) на крыльях, сложенных сжатыми изоклинальными складками.
Чаловский комплекс включает кристалические толщи чаловской серии и сопровождающие интрузивные образования. В чаловскую серию объединены неравномерно метаморфизованные преимущественно в зеленосланцевой фации метаморфизма терригенные, хемогенно-герриген-ные и вулканогенные образования, представленные разнообразными метаморфическими сланцами: хлоритовыми, серицитовыми, биотитовыми, гранат-биотитовыми, актинолитовыми, ставролит-биотитовыми и другими, а также метадиабазами, филлитами,метаалевролитами, метапесчаниками.седиментационными брекчиями. Они распространены по периферии Гонжинского высту па, с неизменным падением в сторону обрамления выступа. Контакты чаловской серии с гонжинской тектонические. Вдоль контакта породы обеих серий рассланцованы, милонитизированы, а породы гонжинской серии еще и диафторированы.
В нижней части (645 м) разреза чаловской серии преобладают мета-песчаники и метаалевролиты, находящиеся в флишоидном переслаивании. В средней части (1220 м) залегают метаморфические сланцы с биотитом,
хлоритом, серицитом, эпидотом и актинолитом. Здесь широко распространены известковистые и вулканические породы. Верхняя часть (520 м) чаловской серии представлена преимущественно метаморфическими сланцами основного состава, ведущую роль в первооснове которых имели вулканиты среднего-основного состава. Мощность чаловской серии не менее 2400 м.
С чаловской серией ассоциируют мелкие тела сильноизмененных дунитов и перидотитов. Среди них встречены анортозитоподобные плагиоклазовые породы. Породы чаловской серии характеризуются неравномерным метаморфизмом, от слабо метаморфизованных с явными признаками первичного происхождения до полностью перекристаллизованных, но в условиях зеленосланцевой фации.
Возраст ■'■ород .Гонжинского выступа по геологическим данным определяется лишь как допалеозойский на основании соотношения с фаунистически охарактеризованными отложениями палеозоя. При среднемасштабном картировании гнейсовые толщи Гонжинского выступа были отнесены к иликанской серии станового комплекса, толщи чаловской серии - к роговикам (А.С.Вольский, Ю.С.Ляховкин). Нашими совместно с А.С.Вольским исследованиями показано, что толщи Гонжинского выступа не являются аналогами свит станового комплекса, в связи с чем они выделены нами в самостоятельную гонжинскую серию. Распространенные в тектонических блоках по периферии выступа (а не в экзоконтакте интрузий, как это представлялось поданным среднемасш-табного картирования) метапесчаники и сланцы объединены в чаловскую серию. Толщи гонжинской серии по особенностям состава лучше всего коррелируются стастахской серией Буреинско-Ханкайского мегабока.
В Приаргунье к нижнему докембрию отнесены толщи диафториро-ванных гранулитовых пород, сохранившиеся в нескольких разрознёйных выходах. Это роговообманково-плагиоклазовые сланцы, амфиболить!, в том числе пироксенсодержащие с коричневой роговой обманкой, лейко-кратовые гнейсы с гранулитовой структурой, кварциты, реже мраморы. Они в большей мере диафторированы. По составу породы Усть-газимур-ского выступа близки к породам Могочинского блока (Шульдинер, 1982). Более широкое распространение имеют биотитовые, гранат-биотитовые гнейсы, амфиболиты верхнерхейской джарольской серии. К ним близки образования серии Синхуатукоу, распространенные на правобережье р.Аргуни, на территории КНР. В отличие от джарольской серии в составе серии Синхуатукоу присутствуют также железистые кварциты и, немного, мраморы. Выше залегают образования серии Ломаху, представленные биотитовыми гнейсами, слюдяными сланцами со ставролитом, мускови-
том, условно считающиеся нижнепротерозойскими. Все образования перекрыты рифейскими кварцевыми песчаниками, кислыми вулканитами серии Линтэн с K-Ar возрастом 579 млн лет. На левобережье р.Аргуни нижний докембрий перекрыт рифейскими отложениями даурской серии с дресвяниками в базальнывых слоях (Шульдинер, 1982). Сходные соотношения метаморфических толщ наблюдаются и в других блоках докембрия, распространенных в промежутке между Аргуно-Мамынским и Хингано-Буреинским мегаблоками.
Б У РЕИ UCKO-XA НКЛ Й СКИП МЕГЛБЛОК
Рассматриваемый мегаблок ограничен на севере Южно-Тукурин-грским, на западе - Западно-Туранским, Муданцзянским, на востоке -Тастахским, Арсентьевским и Дунминским разломами. Угловатые очертания мегаблока обусловленыразломными ограничениями, отделяющими его от смежных складчатых систем (рис.1).
Мегаблок, в свою очередь, разбит молодыми разломами на ряд блоков: Туранский, Мало-Хинганский, Цзямусинский, Ханкайский, некоторые из которых на тектонических схемах выделялись как самостоятельные массивы или, чаще всего, объединялись в составе трех срединных массивов - Ханкайского, Цзямусинского и Хингано-Буреин-ского (Буреинско-Хэганского). По крайней мере с позднего палеозоя этот крупный блок представлял собой единую структуру, ограниченную с запада л юга Селемджинской и Гиринской ветвями герцинид, а с востока - мезозоидами Сихотэ-Алиня. Во всех этих блоках известны выходы докембрийских пород. Существенный вклад в их изучение внесли исследования А.З.Лазарева, В.П.Солоненко, Н.А.Беляевского, Ю.Я. Громова, Л.В.Эйриша, А. А.Маракушева, А.М.Смирнова, М.А. Мишкина, Г. Асано и многих других.
Докембрийские комплексы в пределах Буреинско-Ханкайского мегаблока сохранились фрагментарно. Наиболее крупные выходы известны в Ханкайском, Цзямусинском и Малохинганском блоках. Обычно в докембрии этих блоков выделяют несколько стратиграфических уровней, возраст которых дискутируется.
Метаморфические комплексы в Ханкайском блоке расчленены на иманскую, уссурийскую серии (Мишкин, 1969; Бажанов, 1990; и др.). Иманская серия обычно подразделяется на ружинскую (графит- и диопсидсодержащие мраморы с прослоями биотитовых, двупироксеновых гнейсов, 1000 м) и матвеевскую (биотитовые, биотит-силлиманитовые, гиперстеновые гнейсы, кварциты, кальцифиры, 3000 м) свиты. В последние
годы вслед за А.М.Смирновым к иманской серии относят и тургеневскую свиту (биотитовые, биотиг-амфиболитовые, реже гранат-биотитовые сланцы и гнейсы, кальцифиры, кварциты, 4000 м) (Мишкин и др., 1993). Вышележащая уссурийская серия сложена в низах (нахимовская свита) биотитовыми, амфибол-биотитовыми сланцами и гнейсами, а в верхах (татьяновская свита) - биотитовыми и диопсидовыми сланцами с прослоями графитисто-мусковитовых сланцев, кальцифиров и амфи болитов. Все эти серии перекрыты комплексом осадочных образований рифейского и венд-кембрийского возраста, аналогичным хинганскому комплексу на Малом Хингане.
На структурное положение метаморфит Ханкайского блока высказаны различные точки зрения, согласно которым они слагают либо основу Уссурийской архейской глыбы (Смирнов, 1973), либо ядро куполов (Липкин и др., 1971), либо своды антиклинориев (Мишкин, 1969). Гранулиты Ханкайского массива хорошо известны в литературе и послужили прототипом для выделения ханкайской фации глубинности -наименее глубинной из гранулитовых комплексов (Маракушев, 1965; Мишкин, 1969).
Минеральные парагенезисы Гр74 79+Корд43+Сил+Пл+ Орт+Кв, I р^+Корд^+Би^+Орт+Кв, Гр„В)+Бия+Сил + Пл+ Орт+Кв,Би<М7 + Корд,7 ,()+Сил+Пл+Орт+Кв, параметры метаморфизма Р=5-6 кбар, Т=75б-820°С. Термобарогеохгимическке исследования показали, что гранулиты Ханкайского блока испытали г.олиметаморфизм. В составе флюидных включений преобладает углекислота, присутствует небольшое количество метана, возможно азота (Бердников, Карсаков, 1981). В ханкайских гранулитах встречены реликтовые высокоплотные включения СО, с удельными объемами от 0,92 до 0,95 см3/г, несущие информацию о доханкайском этапе метаморфизма. Этот вывод подкрепляется также данными по микрозондовому изучению состава гранатов из гранулитов Ханкайского блока. Согласно им в ядрах некоторых зерен граната сохранились реликтовые участки, образовавшиеся при температурах более 900°С и давлениях около 9 кбар (Перчук и др., 1983). По-видимому, они соответствовали раннему метаморфизму, парагенезисы которого практически перекристаллизованы в этап формирования "ханкайских гранулитов". Последние в свою очередь претерпели высокотемпературный диафторез амфиболитовой фации (Т=650-750°С, Р=3,0-4,7 кбар), который фиксируется по характерным низкоплотным включениям жидкой углекислоты (Бердников, Карсаков, 1981). М.А.Мишкин и др. (1993) иманскую и уссурийскую серии также относят к разновозрастным
комплексам. Но есть мнение о принадлежности их к одному комплексу рифейского возраста (Бажанов, 1990).
В приамурской части Мапохинганского блока обнажается наи более полный разрез докембрия, который служит также опорным для всего Буреинского региона. При среднемасштабном картировании метаморфические толщи блока были объединены в амурскую се рию и расчленены на три свиты - туловчихинскую, дичунскую и урильскую (Эйриш, 1961). Эта схема расчленения амурской серии стала фактически общепринятой. Исследованиями автора показано, что амурская серия метаморфит неоднородна по многим признакам, важнейшими из которых являются характер разреза, метаморфизм и складчатость, а также различия связанных с ней магматических комплексов (Карсаков и др., 1991). В составе серии могут быть выделены два самостоятельных комплекса -гнейсово-мигматитовый (буреинский) верхнеархейского возраста и сланцевый меланжевый (урильский) - ордовик-силурийского.
Сланцевый комплекс, отвечающий урильской свите Л.В.Эйриша, включает в себя толщу разнообразных сланцев с альбитом, гранатом, линзы и прослои железистых кварцитов. Этот комплекс содержит многочисленные небольшие бескорневые блоки серпентинизированных гиперба-зитов, ортоамфиболитов, доломитов мурандавской свиты, гнейсово-мигматитового комплекса в сланцевом матриксе. Изотопный возраст включений колеблется от 2336 до 414 млн лет (6 определении). Степень метаморфизма - зеленосланцевая фация. В комплексе обнаружены глаукофансодержащие разности сланцев.
Гнейсово-мигматитовый буреинский комплекс объединяетглубоко-метаморфизованные, часто интенсивно мигматизированные слоисто-кристаллические тела и ассоциирующие с ними интрузии основных пород и гранитоидов. Образования этого комплекса наиболее широко распространены в пределах мегаблока. К этому же комплексу относятся также образования тастахской, отчасти амурской серий. Тастахская серия обнажается на Чегдомынском выступе и объединяет саганарскую (нижняя) (биотитовые, гранат-биотитовые гнейсы, прослои амфиболитов, кварцитов, 2700 м) и лепиканскую (биотитовые, графит-биотитовые гнейсы, каль цифиры, мраморы, 1400 м) свиты. В составе амурской серии остались две свиты: туловчихинская (нижняя), представленная в стратотипе однообразными биотитовыми ортогнейсами с прослоями амфиболитов, биотит-роговообманковых гнейсов, и дичунская - амфиболиты, роговообманковыесланцы, режекальцифиры, двуслюдянные сланцы (до 1000 м). Гнейсовые толщи насыщены согласны ми телами гнейсо-гранитов. Послойные инъекции обычно не пре вышают 5-10% объема пород, местами
достигают 30-50%. Последние представляют типичные полосчатые мигматиты.
Возраст буреинского метаморфического комплекса точно не определен. Он имеет тектонический контакт с верхнепротерозойским комплексом. В отличие от образований последнего, имеющих СВ простирание, метаморфические толщи буреинского комплекса слагают субмеридиональные структуры. Тесно связанные с гнейсовым комплексом гнейсо-граниты прорываются раннепалео зойскими гранитоидами биробиджанского комплекса и интрузиями ранне-среднепалеозойских гранитов.
Контакт между выходами сланцевого и гнейсово-мигматитового комплексов тектонический; породы здесь интенсивно рассланцованы и в них найдены глаукофансодержащиеразности.
К нижнепротерозойскому ниманскому комплексу отнесены союзненская, нятыгранская, гуджальская и амбардахская свиты. Характерными породами комплекса являются графитовые сланцы, кварциты, мраморы, в меньшей мере зеленые и глиноземистые сланцы. Мощность комплекса до 2400 м. Метаморфизм неоднороден.
Возрастное положение рассматриваемого комплекса дискути-' руется. Ряд исследователей союзненскую свиту относят к верхнепро-терозонско-нижиепалеозойскому хингансному комплексу, соотношение с которым тектоническое. Возраст, пород хинганского комплекса в последние годы уточнен: верхние свиты отнесены к кембрию, а нижние - к венду. Г.В.Роганов и др. (1987) получили данные о вендском возрасте карбонатной толщи, подстилающей рудоносную. Нижняя возрастная граница хинганского комплекса требует уточнения, поскольку имеющиеся материалы противоречивы. Это относится и к союзненской свите, относительно возраста которой мнения расходятся. На ГУ Дальневосточном стратиграфическом совещании (1990) возраст ее принят нижнепротерозойским.
Выше залегает терригенно-карбонатный хинганский комплекс, многие вопросы стратиграфии которого остаются дискуссионными, несмотря на длительную историю изучения. В одной из последних схем (Роганов и др., 1990) известный разрез комплекса в составе игинчинской, мурандавской, рудоносной и лондаковской свит дополнен кимканской свитой терригенных пород с прослоями метариолитов, гематит-магнетитовых и кремнистых пород, иногда колчеданоносные и ванадие-носные. Возраст комплекса точно не определен. Игинчинская свита отнесена к рифею, остальные - к венд-нижнему кембрию на основе находок в них скелетной фауны.
Докембрийские образования Цзямусинского блока при средне-масштабном картировании китайскими геологами были подразделены на 4 возрастные группы, которые на последних картах отнесены с долей условности к нижнему архею (машаньская серия), верхнему архею (Синдун), нижнему-верхнему протерозою (хэйлунцзянская серия), верхнему архею - нижнему кембрию.
Нижнеархейская машаньская серия, выделенная Г.Асано, в стратотипе подразделяется на две свиты: симашань и ючин (Regional geology..., 1994). Свита симашань представлена гранат-биотитовыми, гранат-силлиманит-кордиеритовыми гнейсами, мраморами с прослоями и линзами дв'упироксеновых кристаллических сланцев. Мощность более 6,5 км. Свита ючин состоит в основном из гранат-биотитовых, диоп-сидовых гнейсов и железистых кварцитов с пачками кварц-слюдяных, графит-слюдяных сланцев с силлиманитом, графитовых мраморов. Мощность 2650 м. Машаньская серия регионально метаморфизована в гранулитовой фации, РТ-условия метаморфизма по разным геотермо-барометрам определяется как 'Г-800-850° С, Р=7,4 кбар, Аг4"/Аг™ возраст 1« 2539 млн лет. Недавно из гранитов, мигматизирующих машаньскую серию, определен возраст реликтового циркона в 2871 ± 8 млн лет (Song Biao et el., 1993).В машаньской серии известны небольшие тела метапироксенитов, амфиболитов, чарнокитов и гранатовых гранитов.
Серия Синдун распространена в районе Боли, Лобэй. Она представлена ассоциацией биотитовых лептинитов и железистых кварцитов, мраморов. Нижняя свита (Дамахэ) состоит из графитовых мраморов, гранат-силлиманитовых лептинитов, андалузитовых лептинитов, переслаивающихся с силлиманит-биотитовыми сланцами, мраморами и амфиболитами. Средняя свита (Дапаньто) сложена в основном диопси-довыми мраморами, железистыми кварцитами, слюдяными сланцами, переслаивающимися с амфиболитами и графитовыми сланцами. Верхняя свита (Тиэньтан) состоит из гранатовых сланцев, биотитовых лептинитов, биотит-роговообманковых сланцев с прослоями мраморов. С формированием серии связаны мелкие тела метабазитов и ультрабазитов, разнообразные гранитоиды, мигматиты, гранодиориты, граниты, в том числе анатекто нические.
Обычно как нижнепротерозойские описываются толщи хэйлун-цзянской серии, распространенные в районе Муданцзяна, Илани ц Лобея. Однако исследования последних лет показали, что в хэйлунцзянскую серию включены разновозрастные стратифицирующиеся и интрузивные образования, в том числе гипербазиты, содержащиерадиолярий кварциты, кремнисто-глинистые и Mn-содержащие породы (Zhang Yixiaet а!., 1989;
ZhangXigzhooet al., 1991;TsaoXi et al., 1992). Комплекс метаморфизован в зеленосланцевой фации,в его породах присутствуетвинчит, кроссит, фенгит,сильпномелан,бурруазит. Минеральные парагенезисы указывают на метаморфизм при высоких давлениях фации голубых сланцев (Sklarov, Zhang Xingzhon, 1991). Возраст основных метаморфических образований силурийский (Zhang and Cao, 1990).
ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ МЕГАБЛОКОВ
Кристаллические комплексы мегаблоков ЦАСП претерпели в неогее тектоно-магмагическую активизацию и вещественные преобразования. В настоящее время они слагают провесы кровли гранитоидных массивов, составляющих основу мегаблоков. Магнитное поле в пределах мегаблоков преимущественно дифференцированное, мозаичное (Карса-ков, Малышев, 1991). На фоне широкого распространения сиалических пород обращает внимание повышенный уровень поля силы тяжести в пределах мегаблоков. В структуре рельефа подошвы земной коры и литосферы рассматриваемые мегаблоки отчетливо не выделяются. Эти особенности указывают на интенсивное разрушение и преобразование корней блоков древней консолидации в фанерозое. По результатам гравитационного и магнитного моделирования вдоль профиля ГЗС Гонжа-Баджал (Малышев, 1991) мощность верхней сиалической коры под Гонжинским и Мамынским блоками Аргуно-Мамынского мегаблока не превышает 10км. Нижняя кора под этими блоками уплотнена (2,9-3,10 г/см3). Под Туранским блоком Буреинско-Ханкайского мегаблока нижняя кора менее плотная (2,85-2,9 г/см'), что может быть связано с лучшей сохранностью материала древней сиалической коры в этом блоке. Магнитное моделирование по этому профилю свидетельствует о сосредоточении намагниченных тел, главным образом, в верхней части земной коры до глубины 810 км. Корни намагниченных масс до глубины 20 км установлены лишь на стыках до кембрийских блоков. Это обусловлено, по-видимому, поступлением глубинных магматических масс вдоль разломов.
Приведенные геолого-геофизические данные указывают, что между строением доке.мбрийских блоков и их геофизическими полями наблюдаются контрастные несоответствия. Это свидетельствует о различии глубинного и поверхностного строения земной коры. Дорифейская кора в пределах этих блоков претерпела различные изменения и преобразования в процессе эволюции неогейских складчатых систем и тектоно-магмати-ческой активизации. Степень ее изменения и преобразования различна не
только в целом по мегаблоку или массиву, но отличается даже в пределах отдельных структурных элементов блока.
Древняя кора Аргуно-Мамынского,Буреинско-Ханкайского мега-блоков изменена и преобразована, и относится к редуцированному типу (Карсаков, Косыгин, Малышев, 1981). В их фундаменте метаморфический субстрат имеет ограниченное, фрагментарное распространение на фоне широких ареалов преимущественно палеозойских гранигоидов. Главной их особенностью является повышенный уровень гравитационного поля при пониженной плотности пород на поверхности, что может быть обусловлено инверсионным соотношением поверхностной и глубинной структур. Часто мозаичный характер магнитного поля блоков отражает, по-видимому, распределение реликтовых структур в верхней части коры.
Все мегаблоки восточного окончания ЦАСГ1 относятся к редуцированному типу коры, но степень редуцирования коры различная в разных блоках этих мегаблоков. Так, в пределах Буреинско-Ханкайского мегаблока намечается повышение степени редуцирования коры с севера на юг. Природа редуцирования - преобразование низов сиалической коры путем подплавления, их "базификации" и глубокое денудационное разрушение верхней части коры блоков с поверхности до установления изоста-тического равно весия. В ряде случаев этот процесс усложняется, особенно в краевых частях блоков, тектоническими перемещениями при взаимодействии блоков со складчатым обрамлением. При этом возможны утолщения сиалической коры (как например в Туранском блоке) при столкновении с "терригенным" сиалическим складчатым обрамлением, или же, наоборот, сокращение сиалической части коры за счет утолщения базитовой при коллизии с мафическим обрамлением блока (например, в случае Мамынского блока) на фоне относительного сокращения мощности коры.
РАННЕДОКЕМБРИЙСКИЕ КОМПЛЕКСЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКО-КАТАЗИАТСКОГО СЕКТОРА ТИХООКЕАНСКОГО ПОЯСА
Докембрийские комплексы здесь распространены в Охотском и других массивах Верхояно-Чукотской складчатой области, ряд выступов докембрийсхих пород известны в Сихотэ-Алинской и Катазиатской системах. Если в Охотском массиве ранний докембрий выделяется уверенно, то нельзя быть так уверенным в возрасте выходов метаморфических пород на Сихотэ-Алине.
Охотский массив (террейн, микроконтинент) расположен в юго-западной части Верхояно-Чукотской складчатой области. Западная грани-
ца массива проводится по Билякчанскому разлому,северная и восточная границы перекрыты терригенными образованиями верхоянского комплекса и вулканогенными породами Очогско-Чукотского пояса, а юго-восточная скрыта под акваторией Охотского моря. Общая конфигурация массива реконструируется по геолого-геофизическим данным (Гринберг, 1968; Чиков, 1970; Вельдяксов,Умитбаев, 1976). Охотский массив в значительной мере скрыт под вулканитами Охотско-Чукотского вулканического пояса. Его фундамент вскрыт в Кухтуйском, Юровском и Верхнемайском выступах (рис.1). Он сложен глубокометаморфизованными раннедокемб-рийскими комплексами с возрастом 3350 ± 50,3230 ± 50 млн лет (Кузьмин и др., 1995), 3700 ± 500 млн лет (Корольков и др., 1974). Чехол массива начинается с кварцитов и известняков среднего рифея, включает кембрийские, ордовикские, девонские и другие отложения. В домеловое время Охотский массив не принадлежал к краю Сибирского континента (Зоненшайн и др., 1990; Натапов, Сурмилова, 1995).
В наиболеечизученном крупном выступе фундамента массива -Кухтуйском - метаморфические породы Охотского гранулитового комплекса расчленены на три свиты (Гринберг, 1968), вопрос о последовательности напластования которых не решен. По схеме О.В. Авченко (1977) в составе нижней и верхней частей надбакинской свиты преобладают кристаллические сланцы основного состава, биотит-роговообманковые гнейсы, гранат-биотитовые, гранат-гиперстеновые кварциты; вышележащая дальсичанская свита характеризуется переслаиванием гранат-биогитовых и гранат-биотит-гиперстеновых гнейсов; верхняя - няннагинская - сложена амфиболитами, двупироксен-роговообманковыми сланцами и гнейсами. Гранулитовые образования обнажаются и в Верхне-Майском выступе, на западной окраине массива (Кузьмин,1991). Кроме двупироксеновых кристаллосланцев здесь присутствуют, по нашим наблюдениям, гранатовые гранулиты. В этом выступе (по В.К.Кузьмину) обнажаются также блоки пород амфибо-литового комплекса верхнеархейского возраста.
Охотский комплекс является полиметаморфическим. Ранний метаморфизм (нижнеархейский) был при Т=750-880°С, верхнеархейский - при Т=600-750°С, Р=4-6 кбар. В ходе нижнепротерозойского этапа метаморфизма происходил низкотемпературный калиевый метасоматоз и пегматитобразование (Авченко, 1990). Ранее охотский метаморфический комплекс сравнивали с сутамским, но детальные исследования показали, что он отличается от сутамского (Авченко, 1990). Это увязывается с тем, что в последние годы высказано представление об Охотском массиве не
как об осколке Сибирского кратона (как это ранее предполагали), а как о террейне, испытавшем значительные перемещения (Зоненшайн и др., 1990; Натапов и др., 1995; Ргокор1еу, РагГепоу, 1994). При столкновении с Сибирским континентом в конце апта- начале альба имело место надвигание западного крыла Южно-Верхоянского синклинория совместно с чешуйчато-надвиговыми структурами хр.Сетте-Дабан на окраину платформы.
Большая часть территории Охотского массива имеет зрелую континентальную кору, утоняющуюся в юго-восточном направлении. Глубина залегания поверхности Мохо меняется от 42 км до 30-33 км. Несмотря на сильную раздробленность массива, раннедокембрийская кора сохранилась здесь в слабо измененном состоянии.
СИХОТЭ-АЛИНСКАЯ СИСТЕМА
Выходы метаморфических комплексов известны здесь в центральном Сихотэ-Алине (Анюйский купол, Хорский клин) и на юге Приморья (Сергеевский или Окраинский блок) (рис.1). Все они располагаются среди пород аккреционного комплекса берриас-юрского возраста. Нередко они встречаются в виде ксенолитов в раннемеловых гранитоидах хунгарийской серии, крупные массивы (до нескольких сотен квадратных километров) которых широко распространены в Центральном Сихотэ-Алине и в низовьях р.Бикин.
Анюйскийкупол имееет форму удлиненного в СВ направлении овала (40x20 км) с более крутым западным крылом (Мартынюк, 1973; Змиевский, 1980 и др.). Внутренняя структура его характеризуется сложным сочетанием разнопорядковых сжатых изоклинальных складок, группирующихся в антиформную складку, приспособленную к структуре мезозойского комплекса. Ядро Аиюйского купола сложено слюдяными сланцами, в которых нередко присутствуют гранат, кордиерит, ставролит, андалузит. Эти сланцы перекрыты зелеными сланцами, микрокварцитами по кремням и мелкими телами метадиабазов и серпентинитов. Между слюдяными сланцами и верхней ассоциацией пород контакт тектонический, что позволило Н.Л.Добрецову (1977), Б.А.Натальину и др. (1994) интерпретировать эту ассоциацию как офиолитовый покров. На восточной окраине метаморфического ядра Анюйского купола вблизи интрузии гнейсовидных плагиогранитов породы несут признаки мигматизации и мелкоочкового плагиоклазового порфиробластеза и испытали, по-видимому, наиболее сильный метаморфизм. В этой зоне присутствует
парагенезис мусковит + биотит+фирболит+плапгоклаз+кварц+магнетит (Карсаков, 1983).
Для главной массы метаморфических пород ядра Анюйского купола характерны минеральные ассоциации: гранат+ставролит+андалузит + биотит+мусковит+плагиоклаз+кварц+графит, гранат+андалузит+ мусковит+биотит+кварц,биотит+андалузит+кордиерит+плагиоклаз+ кварц+графит и другие (маломинеральные) парагенезисы: биотит+ плагиоклаз+кварц, биотит+мусковит+кварц,биотит+гранат+мусковит+ плагиоклаз+кварц.
Эти парагенезисы минералов в слюдяных сланцах указывают на принадлежность анюйских метаморфит к комплексам андалузит-силлиманитовой фациальной серии. Условия метаморфизма достигали фации биотит-мусковитых гнейсов или куммигтонитовых амфиболитов, давление не превышало 2,5-3,0 кбар (по диаграмме С.П.Кориковского). В перекрывающих слюдяные сланцы породах офиолитового покрова степень метаморфизма не превышает зеленосланцевую фацию. В микрокварцитах этого комплекса присутствуют остатки радиолярий (Змиевский, 1980).
Хорский клин представляет собой линейный тектонический блок (100x7 км), локализованный вдоль Центрального Сихотэ-Алинского разлома и ограниченный крутопадающими разломами, выраженными мощными зонами милонитизации и дробления. Блокразбитна ряд тектонических пластин, вытянутых вдоль Центрального Сихотэ-Алинского разлома. Внутренняя структура Хорского клина сложная и полностью не расшифрована. Генеральное простирание складок северо-восточное, близкое к субмеридиональному. Сланцеватость метаморфических пород круто падает на юго-восток, а ее простирание отличается от простирания Центрального разлома. '" ; "
Хорский клин сложен несколькими толщами, последовательность напластования которых не установлена (Карсаков, 1983). Первая толща представлена биотитовыми, реже роговообманково-биотитовыми гнейсами, биотитовыми и слюдяными сланцами, вторая - слюдистыми, слюдяно-гранатовыми кварцитами с прослоями биотитовых, биотит-силлиманитовых сланцев и гнейсов и третья - амфиболитами и биотит-амфиболовыми кристаллическими сланцами. Все три толщи прорваны интрузиями гнейсовидных гранитов и в разной степени мигматизированы. Характерной чертом пород всех трех толщ клина является неоднократная бластомилонитизация и плагиоклазовый гторфиробластез, вследствие чего они часто имеют очковый облик. Четвертая толща резко отличается от предыдущих, представлена филлитами, филлитизированными алевро-
литами и песчаниками, альбит-актинолитовыми и двухслюдяными сланцами. Эта толща обрамляет выходы вышеперечисленных гнейсовых толщ и имеет с ними единый структурный план, несмотря на тектонический характер контакта между ними. Породы толщи сильно рассланцованы, сланцеватость наклонена под очковые гнейсы. ИЬ-Бг возраст очковых бластомилонитов по валовым пробам 227 млн лет (Мартынюк и др., 1986), то есть возраст метаморфизма древнее возраста аккреционного комплекса.
Минеральные ассоциации пород Хорского клина: биоти г+зеленая роговая обманка+плагиоклаз+кварц+сфен, зеленая роговая обманка+ плагиоклаз+сфен, гранат+биотит+фибролит+мусковит+плагиоклаз+ кварц+микроклин у казывают на близкие условия метаморфизма хорских метаморфит с анюйскими.
Филлитовая толща метаморфизована в условиях зеленосланцевой фации, местами в ней встречаются безбиотитовые сланцы, которые могут быть отнесены к хлоритовой зоне метаморфизма. Эта толща сходна с обрамляющими клин мезозойскими отложениями.
Ксенолиты мегпаиорфшпов в гранитных массивах хунгарийской серии состоят чаще всего из гранат-биотитовых гнейсов, сланцев, реже сланцев основного состава с пироксенами. В ксенолитах этого массива встречены высокотемпературные породы с минеральной ассоциацией Рог3(| 37+Би4я 3!+Гип37+-Мп+Пл4(18)+Кв, отвечающие условиям гранули-товой фации метаморфизма. В мигматизированных гранат-биотитовых гнейсах реликтовые флюидные включения имеют углекислотный, в то время как в хунгарийских гранитах - углекислотно-метановый состав (Бердников, Карсаков, 1986).
Специфические высокоглиноземистые хунгарийские граниты образуют два четко выраженных ареала распространения, смещенные один относительно другого по Центральному Сихотэ-Алинскому сдвигу. Это хунгарийский ареал на северо-востоке и бикинско-хорский на юго-западе. Массивы хунгарийских гранитов во всех этих ареалах содержат ксенолиты как гнейсов, сланцев, так и роговиков осадочных пород.
Аг^'/Аг39 возраст хунгарийских гранитов 107,4 ± 1,4 млн лет, возраст анюйских метаморфит 110,7±- 1,5 млн лет (Натальин и др., 1994). И.С.Герасимов (1992) обнаружил в хунгарийских гра нитах ксенолиты с ЯЬ-Бг возрастом 1498 ± 257; 2800; 3680 млн лет при низком отношении 15г = 0,7011.
Сергеевский блок (террейн) на юге Приморья представляет собой сложную структуру шириной до 30-50 км, ограниченный крутопадающими
левыми сдвигами СВ простирания. Первоначальные его контуры определялись надвигами с ЮВ перемещениями (Голозубов, Мельников, 1986). В его строении принимают участие, как показали результаты крупномасштабного картирования, кристаллические образования авдокимовской толщи, метагабброиды сергеевского и гранитоиды партизанского, таудеминского и тафуинского комплексов (Коваленко, Давыдов, 1990, 199J). Они несогласно перекрыты чехлом пермских карбонатно-терригенных отложений. Авдокимовская толща сложена амфиболитами, гранатовыми амфиболитами, амфиболовыми сланцами, кальцифирами, метаморфизованными в высокотемпературных условиях амфиболитовой, переходной к гранулитовой фации. Известные в литературе под собирательным названием "сергеевские габброиды" ортопороды при метаморфизме превращены в амфиболиты, габбро-амфиболиты, диорито-гнейсы. Габброиды содержат ксенолиты метаморфических пород авдокимовской толщи. Гранитоиды вышеперечисленных комплексов воздействуют на сергеевские "габброиды", но вместе с ними разгнейсованы и переработаны. С.В.Коваленко и К.А.Давыдов приводят следующие Rb-Sr изохронные датировки пород Сергеевского блока: 2471 ± 88 млн лет для метаморфических пород авдокимовской толщи, 2108 ± 72 млн лет для метагабброидов сергеевского комплекса, 108 ± 86 и 1175 ± 57 млн лет для гранитоидов партизанского комплекса и 520 ± 23 млн летдлятаудеминских гранитов. А.И.Ханчуком (1993) получены новые данные по возрасту пород Сергеевского блока. U-Pb возраст циркона из гнейсовидных габбро - 528 ± 3,504 ± 2,6 млн лет, из таудеминских гранитов - 493 ± 12 млн лет с реликтовыми ядрами 1742 ± 5 млн лет. Аг4"/Аг39 возраст мусковита из тафуинских гранитов - 492 ± 2 млн лет. Материалы изотопных датировок не дают однозначного ответа,
Возраст и генезис метаморфических пород Центрального и Южного Сихотэ-Алиня дискуссионны. Различные исследователи считали их то как продукты мезозойской зоны смятия, то как метасоматиты,то как выступы докембрийского фундамента. Вновь полученные и имеющиеся данные свидетельствуют об их гетерогенности и наличии здесь разновозрастных комплексов пород, включая как раннедокембрийские, так и палеозойские. Одно несомненно, что эти разнородные комплексы пород в процессе мезозойских тектоно-метаморфических процессов претерпели в ряде -случаев существенные преобразования, которые привели к изменению радиологических значений возраста, к их ремобилизации и формированию купольных структур, иногда - к почти полному переплавлению древнего сиалического субстракта (как в случае с хунгарийскими
гранитами). О наличии древнего субстрактав материале хунгарийских гранитов свидетельствует присутствие ксенолитов с древними значениями изотопных датировок, а также то, что флюидная специализация мигматизированных пород, встречающихся в виде ксенолитов, отличается от хунгарийских гранитов таковой и сходна с углекислотной специализацией архейских гранулитов (Бердников, Карсаков, 1986). Судя по ареалу распростраения хунгарийских гранитов, по геофизическим данным (Павлов, Рейнлиб, 1982) блоки преобразованной древней коры достигали значительных размеров. Мощность земной коры в Центральном Сихотэ-Алине составляет 37 км. Утолщение коры и разуплотнение верхней мантии соответствует Сихотэ-Алинскому минимуму силы тяжести (Малышев и др., 1993). Этот минимум ряд исследователей увязывает с центрами мезозойской "гранитизации",отвечающими ингрузивно-купольным поднятиям (Рейнлиб, Романовский, 1977; Павлов, Рейнлиб, 1982; Кулинич, 1971; 'Парфенов,Рейнлиб, 1976). Природа этого минимума, по-видимому, более сложна и гетерогенна.
КАТАЗИАТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ СИСТЕМА
К юго-востоку от Южно-Китайской платформы расположена Ка-тазиатская складчатая система каледонид, которую обычно относят к Тихоокеанскому поясу (Ren et al., 1987; Милановский, 1991). Каледониды активизированны в мезозое. Катазиатская система включает довольно крупные блоки докемрийских пород с изотопным возрастом варьирующим от900 до 2000 млн лет(Rb-Sr, U-Pb,Sm-Nd;ShuiTao, 1988;Zhou et al., 1993; Xi Li, 1994). Известны единичные датировки архейского возраста. Эти породы распространены в провинциях Фуцзянь, Гуандун.и Чжэцзян. Большая часть пород метаморфизована в зеленосланцевой и амфиболи-.товой фациях.
Кристаллические толщи нижней серии Ченцай (Chencai) представлены мигматлзированными гранулитами, гнейсами с прослоями мраморов. U-Pb их возраст 1854, 2004 млн лет. На досинийском фундаменте несогласно залегают вышележащие толщи серии Цзянью, в которых присутствуют остатки хитининозоид. Возраст их 900-1400 млн лет.
Все эти докембрийские образования подверглись интенсивным каледонским и мезозойским движениям, в значительной мере переработаны и преобразованы, подобно тем, которые имеют место на Сихотэ-Алине (Малышев, 1993).
СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ РАННЕДОКЕМБРИЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ СИБИРСКОЙ, СЕВЕРО- И ЮЖНОКИТАЙСКИХ ПЛАТФОРМ
Корреляция структурно-вещественных комплексов, сформировавших раннедокембрийский кристаллический фундамент Сибирской, Северо- и Южнокитайских платформ, проводилась на основе стратиграфической шкалы докембрия 1990 г. с учетом всего имеющегося геолого-геохронологического материала. Для этого прежде всего привлекались результаты изотопно-геохимических исследований последних лет, выполненных с использованием современных методик и прецезионной аналитической техники.
Предложенная корреляционная схема нижнего докембрия Восточной Азии (см.приложение) интегрирует имеющиеся геолого-геохронологические материалы по раннедокембрийским комплексам региона и может служить основой для анализа геологического строения и ранних этапов истории его развития. Ввиду разной степени изученности этих комплексов в различных районах, недостаточности критериев их расчленения, схему следует рассматривать как один из возможных вариантов их сопоставления.
Наиболее древними образованиями фундамента платформ Восточной Азии являются серогнейсовые тоналит-трондъемитовые ассоциации инфракрустального комплекса сиалической коры, реликтовые фрагменты которых установлены теперь на всех платформах, в том числе и на ЮжноКитайской, где ранее они не были известны. На Алдано-Становом щите к ним относятся нестратифицированные образования, представленные разнообразными по составу эндербито-, чарнокито- и гранито-гнейсами с включениями амфиболитов и основных кристаллических сланцев. Они сохранились в виде реликтов от тектоно-термальной переработки на северо-западе Алданского мегаблока. Систематические геохронологические и изотопно-геохимические исследования (Sm-Nd) последних лет (Котов и др., 1995; Сальникова, 1993; Сальникова и др., 1992, 1993) показали, что формйрованиё континентальной коры в северо-западной части Алданской ГГО произошло в интервале 3,5-3,8 млрд лет. Убедительные данные по древнейшим серогнейсовым образованиям получены в последние годы на Северо-Китайской платформе, где U-Pb их возраст достигает 3,8 млрд лет. Максимальный U-Pb конкордатный возраст (SHRIMP) рассланцованных тоналитовых гнейсов провинции Ляонин составляет 3804 ± 5 млн лет (Lin et al., 1992). Эти гнейсы прорваны гранитами с U-Pb возрастом 3306 ± 13 и 2962 ± 4 млн лет. Древнейшие
цирконы по краям зерен имеют регенерационные зоны роста, несущие информацию об интенсивных наложенных процессах на возрастном уровне 3300 и 3000 млн лет. Ещеболее древний возрастимеютдетритовые цирконы из фукситовых кварцитов провинции Хзбэй - 3851 ± 8 млн лет. Самый молодой возраст циркона из кварцитов - 3551 ± 24 млн лет. Кварциты переслаиваются с амфиболитами, известково-силикатными породами и метапелитами. Возраст амфиболитов (Sm-Nd метод) - 3500 £ 80 млн лет (Huang et al., 1986), 3470 ± 107 млн лет (Jahn et al., 1987). Совсем недавно установлены древнейшие гранодиорито-гнейсы в массиве Кенги на Корейском полуострове - 3800 млн лет (Sm-Nd метод), (Ching-YingLan et al., 1995), которые ранее считались не древнее 3000 млн лет. Таким образом, древнейшим для платформ Восточной Азии является сиалический комплекс пород, представленный,главным образом, гнейсами тоналито-вого и трондьемитового состава, ассоциирующими с присутствующими в небольших объемах основными кристаллическими сланцами. Все они в совокупности могут рассматриваться как реликты прототоналитовой коры, сохранившиеся от последующих наложенных процессов тектоно-термальной их переработки.
Древнейшие инфракрустальные образования Северо-Китайской, Южно-Китайской и Сибирской платформ сравнимы в гондванских регионах с тоналит-трондъемитовыми ортогнейсами Каапвальского кратона (комплекс Свазиленд) с возрастом 3644 а 4-3568+ 24/19 млнлет(АпШгоп£ et а!., 1991; Comston, Kroner, 1988); Санд-Ривер с возрастом 3768 ± 61 (Barton et al., 1989); кратона Калгари с возрастом 3630 ± 4 млн лет(\УШатз et al., 1983) и в лавразиатских - на ЮЗ кратона Сьюпирор (р.Миннесота) с возрастом 3660 млн лет (Goldich et al., 1986), в Водлоозерском блоке Балтийского щита с возрастом метаморфизма 3540 ± 60 млн лет(Лобач-Жученко и др., 1989; Сергеев и др., 1989); на Украинском щите (новопавловский комплекс) с возрастом 3650 ± 150 - 3680 ± 60 млн лет (Бибикова и др., 1989).
Древнейшими супракрустальными породами являются толщи курультинской серии с возрастом гранулитового метаморфизма 3460 ± 16 млн лет (Бибикова и др., 1989) и серии Цяньси с возрастом амфиболитов -3500 млн лет. К интервалу 3500-3000 млн лет относятся образования станового, олекминского комплексов и их аналогов. Эти комплексы включают нестратифицированные плагиогранито- и гранито-гнейсы, диорито-гнейсы совместно со стратифицированными толщами. Sm-Nd данные свидетельствуют об образовании основной массы раннедокемб-рийской континентальной коры в Олекминском ГЗО в интервале 3000-
3500 млн лет (Сальникова, 1993; Котов и др., 1995). На это же указывает возраст гранитов в Олекминском мегаблоке 3018 ± 10, 3212 ± 8 млн лет и возраст плагиогнейсов станового комплекса - 3150-3350 млн лет (Неймарк и др., 1981). Возможно в Олекминском мегаблоке в отдельных зонах формировались зеленокаменные пояса с возрастом метабазальтов и гранитоидов 3507 ± 123 и 3130 млн лет (Sm-Nd, Древнейшие породы..., 1989). Метатолеиты Тунгурчинского зеленокаменного пояса датированы А.А.Немчинымв3224 ± 130 млн лет (Sm-Nd, Шемякин, 1991). Парагнейсо-вые аналоги поясов этой генерации могли быть сложены образованиями олекминской серии. На Северо-Китайской платформе отложения этого возрастного интервала, по-видимому, еще не выделены. Но известно, что на этом возрастном интервале имели место мощные гранитообразования, тектоно-термальные процессы переработки более древних образований. Они че тко фиксируются изотопными методами как при датировке возраста гранитов, так и при изучении регенерационных каемок цирконов из древнейших отложений - 3300, 3000 млн лет. (SHRIMP,Lin et al., 1992).
Супракрустальные комплексы, втом числе зеленокаменные, данного временного интервала широко распространены и на других кратонах, в частности, в Барбер гонском поясе Каапвальского кратона. Там они хорошо изучены геолого-геохронологическими методами. Это коматиит-базальтовая и толеитовая ассоциация серии Онвервахт с возрастом 3482+ 5 - 3438 ± 12 млн лет, вулканногенно-осадочная серия Фиг-Три с возрастом 3259 ± 5 - 3226 ± 3 млн лет и осадочная серия Мудис, прорванная гранитами с возрастом 3107 ± 2 - 3106* 3 млн лет (Amstrong et al., 1990; Barton, 1983; Kroner, 1990). В Австралии к этому возрастному интервалу относятся вулканогенная серия Варравуна с возрастом 3560 ± 30 - 3450 ± 16 млн лет, кварциты пояса Джимпердинг с возрастом 3340 ± 100 - 3250 ± 60 млн лет (Hamilton et al , 1984; Pidgeon, 1978; Niewland et al., 1981). Отметим, что древние зеленокаменные образования тирехмастахской толщи из Олекминской ГЗО по возрасту и петрохими-чески очень близки к коматиитам и базальтам серии Онвервахт (Древнейшие породы..., 1989).
Наиболее аргументировано в фундаменте древних платформ Востока Азии выделяются позднеархейские образования. На Алдано-Становом щите к ним относятся существенно вулканогенные осадочно-вулканогенные толщи Олондинского и других зеленокаменных поясов. Вулканиты Олондинского пояса уверенно датируются U-Pb и Sm-Nd методами соответственно 2960 ± 70 и 2966 ± 16 млн лет (Древнейшие
породы..., 1989).Олондинская серия прорвана гранитоидами с возрастом 2820 ± 20 млн лет (Бибикова и др., 1986). К этой же возрастной группе относятся тунгурчинская и тасмелинская серии. Верхним возрастным ограничением их являются прорывающие гранитоиды с возрастом 2510 ± 30 млн лет. На Северо-Китайской платформе возрастным аналогом олондинской серии являются серии Фупин, Улашань, которые прорваны гранитами с возрастом 2790 ± 171 и 2890 ± 240 млн лет (Бт-М и \J-Pb методы соответственно). Выше с несогласием залегает серия У тай, верхнее возрастное ограничение которой определяется прорывающими их гранитоидами с И-РЬ возрастом 2508 ± 3 млн лет. К этой же возрастной группе относятся серия Цзпиго в пр.Ляонине, Мусанская серия и серия Сосан на Корейском полуострове. На Северо-Китайской платформе , как и в наиболее изученных регионах докембрия - Балтийском, Канадском щитах, Каапвальском кратоне, в Австралии выделяются две возрастные группы супрак рустальных пород, разделенных этапом проявления метаморфизма, гранитообразования около 2800 млн лет. Такие же признаки двух возрастных групп имеются в Олекминском ГЗО, где образования ололдинской серии занимают нижние части разреза, а тасмелинская, преимущественно, терригенная серия - верхние части разреза.
Нижняя часть раннего протерозоя на ЮВ Сибирской платформы представлена удоканским комплексом, верхняя - улканским. Возраст чинейских туфопесчаников удоканского комплекса составляет 2180 ± 50 (Бережная и др., 1988), а наложенный на него зональный метаморфизм датируется цифрой 1950+ 20 млн лет (Древнейшие породы..., 1989). Удоканский прогиб является внутрикратонным бассейном, фиксирующим формирование протоплатформенных структур в Алдано-Становом регионе (Борукаев, 1985; Хаин, Божко, 1988). Последние изотопные данные о возраетеряда комплексов на Алданском щите свидетельствуют о широком проявлении раннепротерозойского крастогенезав интервале 2500-2000 млн лет (Котов и др., 1993, 1995; Ковач, 1994; Сальникова, 1993). На Северо-Китайской платформе с удоканским комплексом сопоставляется серия Хуто с И-РЬ возрастом 2366 ±94 млн лет. Серия Хуто, как и удоканский комплекс, представлена мощной толщей метаконгломератов, кварцитов, доломитов, филлитов со строматолитами. Толща содержит внутриформационные несогласия и подразделяется на три подтолщи. Верхний возрастной предел формирования серии Хуто оценивается цифрой 1802 * 68 млн лет, определенной по апатиту из фосфатных слоев в верхней части разреза серии. Залегает она несогласно на нижележащих отложе-
ниях архея. Возрастными аналогами серии Хуто являются серии Ляохэ, Манчеренская на востоке Северо-Китайской платформы, сформировавшиеся в узких прогибал.
На Алдано-Становом щите супракрустальные толщи улкания распространены ограниченно. Это хорошо известные вулканогенно-терригенные толщи Улканского прогиба, возраст которых датируется 1730 млн лет (Ларин и др., 1995). Они соответствуют вепсию на Балтийском щите, сформировавшемуся до становления гранитов'рапакиви - 1650 млн лет. На Северо-Китайской платформе улканию соответствуют система Чанчен, залегающая с крупным несогласием на породах кристаллического фундамента. Она представлена кварцевыми песчаниками, кварцитовид-ными песчаниками, доломитами, аргиллитами с прослоями высококалне-вых основных вулканитов с К-Аг возрастом 1677 млн лет. Верхняя возрастная граница точно не определена, предположительно она проходит на рубеже 1460 млн лег.
Выше улкания на Алдано-Становом щите несогласно залегают типичные платформенные отложения нижнего рифея с базальными конгломератами в основании. На Северо-Китайской платформе нередко систему Чанчен относятк платформенным образованиям,подобно тому, как улканий некоторые исследователи предлагают также относить в один комплекс с платформенным чехлом. .
Полная кратонизация Сибирской и Северо-Китайской платформ произошла на рубеже около 1.650 млн, что доказывается определениями изотопного возраста нижнего рифея У чуро-Майского района Восточной Сибири и улканских гранитов. Возраст гранитов рапакиви на СевероКитайской платформы 1588 млн лет близок к возрасту улканских рапакививидных гранитов (~ 1700 млн лет), что свидетельствует о практической синхронности стабилизации Сибирской и Северо-Китайской платформ.
Сравнительный анализ последовательностей стратиграфических подразделений, магматитов, данных изотопной геохронологии показывает, что в формировании раннедокембрийской коры древних платформ Восточной Азии выделяются следующие главные этапы:
1. 3800-3500 млн лет - этап формирования протоконтинентальной сиалической серогнейсовой коры. На этом этапе произошли интенсивные крастогенные процессы, которые закончились к рубежу 3500 млн лет (павловская эпоха кратонизации) с образованием, как предполагает Ч.Б.Борукаев (1985), первой Пангеи. Мощность этой коры могла достигнуть 30 км, судя по времени наиболее раннего гранулитового метаморфизма на Алдане и, возможно, на Северо-Китайском кратоне.
2.3500-3000 млн лет - этап деструкции протоконтинентальной коры и образование поясов ранней генерации (гирехмастахская толща) и парагнейсовых поясов (олекминская серия), ремобилизация древней коры.
3.3000-2500 млн лет - этап развития зеленокаменных поясов поздней генерации, широко распространенных как на рассматриваемых платформах Востока Азии, так и надругих кратонах. Зеленокаменные пояса развивались в течение двух крупных циклов, разделенных рубежом около 2800 млн лет. Начало этапа развития поясов хорошо изучено геохроно-логически. Зеленокаменные пояса закладывались на континентальной коре, сформировавшейся в предыдущие этапы развития в обстановке рассеянного рифтинга. В широко проявленном в межпоясных пространствах гранитоидном магматизме существенную роль играют процессы ремобилизации древней континентальной коры. Позднеархейская крато-низация завершилась 2600-2500 млн лет назад с образованием, как считают В.Е.Хаин - Пангеи-0 (Хаин,Божко, 1988).
4. В раннем протерозое, обнимающем интервал 2500-1650 млн лет, по В.Е.Хаину имели место деструктивные процессы с образованием протоплатформ, протоавлакогенов, протогеосинклиналей и поясов тектоно-термальной переработки. Из них на древних платформах Востока Азии наиболее четко проявлены первый и последний типы структур. К протоплатформенной структуре относится Удоканская впадина - по В.Е. Хаину синеклиза, по А.М.Лейтесу и B.C.Федоровскому - палеоавлакоген. Тектоно-термальные процессы переработки проявились как вдоль северной окраины Северо-Китайской платформы, гак и в Становой области вдоль одноименного разлома.
К рубежу 1800 млн лет на площади древних платформ Восточной Азии установился континентальный режим с широко проявленным наземным вулканизмом и своеобразными интрузиями габбро-анортозит-рапакиви. Этот магматизм охватывает период 1700-1600 млн лет. К этому рубежу возникает новый суперконтинент - Пангея 1 (по В.Е.Хаину), как результат "агглютинации протоплатформ вдоль протогеосинклиналей."
Таким образом, современное состояние геолого-геохронологической изученности раннедокембрийских комплексов Сибирской и СевероКитайской платформ, несмотря на удаленность друг от друга, позволяет отметить наличие многих общих черт сходства их геологического строения и развития, что определяется сопоставимостью главных рубежей геологической эволюции и типов структур.
Сходство между раннедокембрийскими комплексами Сибирской и Северо- и Южно-Китайской платформ выражено также в металлоге-нической специализации. Ведущая роль среди них принадлежит железис-
тым кварцитам, чаще всего приуроченным к архейским толщам зеленока-менных поясов. Эти месторождения (Аньшань,Бэнсн,Дуньиань, Мусан, в провинции Хэбэй и др.) составляют основу металлургической базы Китая и Кореи. На Алдано-Становом щите также известны крупные месторождения железистых кварцитов в Чаро-Токинском районе, на Сутаме и др. Из других полезных ископаемых отметим месторождения высокоглиноземистого сырья, графита, слюды, апатита, магнезита, меди, золота. Они хорошо описаны в литературе. Заслуживает несколько более подробного рассмотрения новые типы рудоносности: это позднеархейские золотоносные комплексы и Ti-Fe-P основные интрузии.
Общеизвестна локализация золоторудных месторождений в зеленокаменных комплексах (Шер, 1961). Месторождения такого типа известны в Китае, в то же время на Алдано-Становом щите их нет. Здесь золотоносность традиционно принято связывать с процессами мезозойской активизации, хотя первые определения изотопного возраста свинца из рудопроявлений показывает наличие в этом регионе разновозрастного золота. Россыпная золотоносность здесь сосредоточена в пределах площадей проявления наложенных процессов, связанных с формированием зеленокаменных поясов. Они выражены в виде зон рассланцевания, милонитизации и диафтореза. В этом плане внимание привлекает открытие в позднеархейских поясах тектоно-термальной переработки на севере Северо-Китайской платформы золоторудных месторождений в пределах гранулитового пояса (Gan, 1993). Ранее считали, что гранулитовый метаморфизм ведет к выносу рудных элементов из метаморфических пород глубинных зон. Сложилось устойчивое представление о бесперспективности гранулитовых комплексов на золото. Недавние открытия золоторудных месторождений в гранулитах на Севе-ро-Китайском кратоне (Sun et al., 1989; Gan, 1990,1992), в блоке Илгран (Groves et al., 1990, 1992) и в поясе Лимпопо (Bohmke et al., 1986) свидетельствуют о большом значении золотой минерализации в высокоме-таморфизированных комплексах. Новый тип золоторудных месторождений может быть проявлен и в Становой области, в зонах развития гранулитовых комплексов. Между прочим эмпирически давно замечено, что россыпная золотоносность в этой области локализована на площадях развития гранулитовых комплексов (Дамбукинский, Сугджарский, Чогарский и др. районы). Перспективные Ti-Fe-P руды в метаморфи-зировапных расслоенных ин трузиях сэйимского интрузивного комплекса имеют более древний возраст, чем анортозиты джугджурского, каларско-го и оломского комплексов (Карсаков, Михалевский, 1991; Карсаков, Роганов, 1992). До последнего времени руды вышеотмеченного типа
связывали только с аиортозитами. Выявление новых типов месторождений Т1-Ре-Р руд расширяет перспективы Алдано-Станового региона. Такого типа месторождения возможны и в фундаменте Северо- и Южно-Китайских платформ.
Из сравнительного анализа раннедокембрийских комплексов древних платформ Востока Азии и других докембрийских кратонов вытекает, что трехчленное деление архея является предпочтительным (Карсаков и др., 1990) с границами между нижним и средним археем на уровне 3500 млн лет, между средним и верхним - на уровне 3000 млн лет. На основе анализа мирового материала по раннедокембрийским комплексам к выводу о трехчленном делении архея пришли в последнее время В.А.Глебовицкий и В.М.Шемякин (1995).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Раннедоке^брийские комплексы в структуре Восточной Азии занимают различные тектонические позиции. Они широко распространены в фундаменте Сибирской, Северо- и Южно-Китайских платформ, срединных массивов (микроконтинентов), блоки их присутствуют в составе акккреционных комплексов неогейских систем. В фундаменте этих платформ они слагают гранулит-гнейсовые ареалы, гранит-зеленока-менные области, пояса тектоно-термальной переработки, участвуют в строении внутрикратонных бассейнов и авлакогенов.
Лучше всего раннедокембрийские образования изучены и расчленены на Сибирской и Северо-Китайской платформах, где вскрывается весь дорифейский разрез. Нижний докембрий на Востоке Азии представлен пятью крупными комплексами - алданием, становием, сахаборием, удоканием и улканием. Два первых из них относятся к нижнему архею, третий - к верхнему, четвертый и пятый - к нижнему протерозою общей стратиграфичекой шкалы докембрия 1990 г. В основании разреза раннего докембрия залегаеттоналит-трондъемитовый("серогнейсовый") комплекс с возрастом до 3,8 млрд лет.
Геолого-геохронологическиематериалы показывают, что структура кристаллического фундамента древних платформ как единое сооружение сформировалась в результате длительного полициклического развития разнотипных и разновозрастных структурных элементов (террейнов) при сложных процессах скучивания, амальгамации, столкновения и активизации.
Одним из ярких примеров зон тектоно-термальной переработки коллизионного типа является Становая область, где вдоль зоны Станового
разлома субширотного простирания образовался Каларо-Майский гранулитовый пояс. Формированию наложенных структур пояса предшествовала внедрение интрузий основных и ультраосновных пород, габбро-анортозитовых плутонов, ассоциирующихся с высокобарическими гранулитами. В этом поясе по надвигам тектонические пластины нижнекоровых образований эксгумированы на верхнекоровые уровни. Гранулитовый пояс сходного строения располагается на северной окраине Северо-Китайской платформы.
Блоки раннедокембрийских комплексов в неогейских складчатых поясах обрамления древних платформ присутствуют в различных качествах: с одной стороны - это осколки древних кратонов (остаточные срединные массивы) с хорошо сохранившейся раннедокембрийской корой, с другой - блоки, раннедокембрийская кора которых в результате наложенных процессов глубоко переработана, преобразована и сохранилась местами в виде реликтовых фрагментов. Геофизические материалы показывают, что в пределах последних блоков сиалическая кора, протосубстрат которой был раннедокембрийским, существенно редуцирована. Вследствие этого на ареалах распространения гранитоидов в пределах срединных массивов этого типа наблюдаются повышенные гравитационные поля. Такой тип коры характерен в целом для Буреинско-Ханкайского и Амуро-Мамынского мегаблоков.
Кроме срединных массивов в неогейских складчатых поясах присутствуют мелкие докембрийские блоки в составе аккреционных комплексов, которые при преобразовании нередко участвуют в строении интрузивно-купольных структур, слагая так называемые метаморфические ядра. Принадлежность протолита к раннему докембрию в этих случаях трудно доказуема.
В раннедокембрийских комплексах локализованы различные типы месторождений - железа, титана, меди, золота, цветных и редких металлов, слюды, апатита, графита и других полезных ископаемых, неоднократно описанные в литературе. Проведенные сравнительные исследования раннедокембрийских комплексов Востока Азии показали возможность выявления в них новых типов рудоносности, в частности, П-Р'е-Р руд в метаморфизованных расслоенных массивах габброидов более древнего возраста, чем анортозитовые комплексы региона; золота в высокометамор-физованных гранулитовых комплексах, в комплексах зеленокаменных поясов.
Список основных опубликованных работ по теме диссертации
1. Карты :
1. Геологическая карта СССР. Карта полезных ископаемых СССР. Масштаб 1:200 ООО. Серия Становая, лист N-52-XI. JI: Ленинградская картфабрика, 1972. Объяснительная записка, Л.: 1974, 102 с.
2. Геологическая карта СССР. Карта полезных ископаемых СССР. Масштаб 1:200 ООО. Серия Становая, листN- 52-ХП. Л.: Ленинградская картфабрика, 1975. Объяснительная записка, Л., 1980. 98 с.
3. Карта метаморфических поясов СССР. Масштаб 1:5 000 000. На 2-х листах. Л.: Ленинградская картфабрика, 1975. Гл.редактор К.О.Кратц. (Колл.авторов).
4. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1:1 500 000. На 3-х листах. Л.: Ленинградская картфабрика. 1978. Гл.редактор Л.И.Кра-сный. (колл.авторов).
5. Тектоническая карта Дальнего Востока и сопредельных районов (на формационной основе). Масштаб 1:2 000 000. На 6-ти листах. Л.: Ленинградская картфабрика, 1982. Гл.редакторы: Ю.А.Косыгин, Л.М.Парфенов. (Колл.авторов).
6. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1:500 000. На 18-ти листах. Л.: Ленинградская картфабрика. 1984. Гл.редакторы Е.Б.Бельтенев, И.Н.Тихомиров. (Колл.авторов).
7. Карта метаморфических фаций зоны БАМ. Масштаб 1:3 000 000 //Атлас карт геологического содержания региона БАМ. Л.: Ленинградская картфабрика, 1988. Гл.редактор К.О.Кратц. (Колл. авторов).
8. Геологическая карта зоны БАМ. Масштаб 1:3 000 000. //Атлас карт геологического содержания региона БАМ. Л.: Ленинградская картфабрика, 1988. Гл.редактор Л.И,Красный. (Колл.ав торов).
9. Тектоническая карта зоны БАМ. Масштаб 1:3 000 000. //Атлас карт геологического содержания региона БАМ. Л.: Ленинградская картфабрика, 1988. Гл.редактор Л.И.Красный. (Колл.авторов).
10.. Карта метаморфических формаций юга Дальнего Востока. Масштаб 1:1 500 000. На 4-х листах. Хабаровск: ВКФ, 1990. Гл.редактор Ю.А.Косыгин. (В соавторстве с В.М.Бирюковым).
11. Геологическая карта Хабаровского края и Амурской обсти. Масштаб: 1:2 500 000. На 2-х листах. Л.: Ленинградская картфабрика.
1991. Гл.редактор Л.И.Красный. Объяснительная за писка. Хабаровск, 1991, 51 с. (Колл.авторов).
12. Прогнозно-металлогеническая карта региона БАМ. Масштаб 1:500 ООО. На 18-ти листах. Гл.редактор Ю.Б.Богданов. Ред. В печати.
2. Монографии
13. Глубинные гракулиты. М.: Наука, 1978. 151 с. 14. Тектоническое районирование и структурно-вещественная эволюция северо-востока Азии. М.:Наука, 1979. 220 с. (В соавторстве с Л.М.Парфеновым и др.).
15. Петрология гранулитов Алданского щита. Результаты исследований по Международному проекту № 235 МПГК "Метаморфизм и геодинамика". Якутск: СО АН СССР 1987,82 с. (В соавторстве с Л.Л.Перчуком и др.).
16. Метаморфические фации зоны Байкало-Амурской магистрали. Л.: Наука, 1987. 77 с. (В соавторстве с А.Н.Нееловым и др.).
17. Геология зоны БАМ. Т. 1. Геологическое строение. Л.: Недра, 1988. 444 с. Отв. редактор Л.И.Красный. (В соавторстве с А.С.Вольским и др.).
18. Апатитоносность раннего докембрия Алдано-Станового щита. Хабаровск: ДВО АН СССР, 1991. 96 с. (В соавторстве с Г.В.Рогановым).
3. Статьи:
19. Некоторые особенности геологии докембрия восточной части Станового хребта.//Материалы по геологии и полезным ископаемым Якутсткой АССР. Якутск, 1971.Т. 19.С.85-89. .
20. Эволюция метаморфических поясов юго:востока Восточной Сибири.//Метаморфические пояса СССР. Л.: Наука, 1971.С.117-144. (Совместно с А.Н.Нееловым и др.).
21. Нижнеархейские образования восточной части Становой складчатой области.//Новости геологии Якутии. Якутск, 1972. С. 14-16.
22. Чарнокиты юго-восточной окраины Алданского массива. //Геологические формации Дальнего Востока и их металлогения. Хабаровск: ДВНЦ АН СССР. 1972. С.88-93. ' .
23. Пироп-бронэит- силлиманитовые кристаллические сланцы зосточного Становика и условия их метаморфизмаДДокл. АН ССР, 1973, Т.210. № 1. С.187-190.
24. Особенности метаморфизма гранулитового метаморфизма восточного Становика и вопросы гранулитовой фации.//Вопросы магма-
тизма, метаморфизма и оруденения Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1973. С. 167-168.
25. К докембрийской тектонике восточной части Станового хребта. //Принципы тектонического районирования. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1975. С.212-221 (Совместно с А.Ф.Васькиным).
26. Докембрий восточной части Станового хребта.//Геолотия докембрия и тектоника Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1975. С.27-39.
27. Гранулитовый комплекс восточной части Становой складчатой области и чогарская фация глубинности.//Изв. АН СССР,сер.геол. 1975. №5. С.47-61. (Совместно с В.И.Шульдинером, А.М.Ленниковым).
28. Нижнеархейский чогарский гранулитовый комплекс бассейна нижнего течения рек Тока и Сивакана.//Литология метаморфических пород Дальнего Востока. Хабаровск: ДВНЦ АН СССР, 1975. С.68-83, (Совместно с Ю.С.Ляховкиным и др.).
29. Условия кристаллизации наиболее глубинных гранулитов.// Термодинамический режим метаморфизма. Л.: Наука, 1976. С.256-260. (Совместно с В.И.Шульдинером, А.М.Ленниковым).
30. Главные системы разломов Дальнего Востока и их природа.// Разломы земной коры. М.: Наука, 1977. С.54-56. (Совместно с Ю.А.Косыгиным, Л.М.Парфеновым и др.).
31. Некоторые вопросы глубинной тектоники советского Дальнего Востока.//Тектоника и структурная геология. Планетология. Докл. советских геологов на Международном геологическом конгрессе. М.: Наука, 1976. С.90-101. (Совместно с Л.М.Парфеновым и др.).
32. Новые данные о строении, составе и рудоносности Джугджур-ского анортозитового массив а.//Докл. АН СССР, 1977. Т.232. № 2. С.436-439. (Совместно с А.М.Ленниковым, З.С.Натаровой).
33. Новые данные по стратиграфии докембрия Гонжинского выступа.//Раннедокембрийские комплексы Дальнего Востока. Владивос-ток-.ДВНЦ АН СССР, 1977. С.121-123. (Совместно с А.С.Вольским, И.П.Вольской).
34. Криометрия включений в породах чогарского метаморфического комплекса (Восточная Сибирь)//Докл. АН СССР, 1977. Т.234. № 5. С.1189-1192. (Ссг"°отно с А.А.Томиленко, Н.В.Бердниковым).
35. Геологическое in,., жение глубинных гранулитов и вопросы состава низов континентальной коры.//Геология, тектонический режим и металлогения метаморфизма. Тез. Всесоюз. Шсимп. по метаморфизму. Ч. I. Свердловск, 1977. С.5.8. р
36. Петрохимия кристаллических сланцев глубинных зон метаморфизма юга Алданского щита.//Бюл. Моск. о-ва артелей испыт.природы, отд. геол., 1977, Т.52. вып.2. С.5-21. (Сов местно с В.М.Кастрыкиной).
37. Проблемы глубинного строения юго-востока Алданского щита. //Районирование геофизических полей и глубинное строение Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР,1977. С.80-92. (Совме. гно с Ю.Ф.Малышевым, Н. П. Романовским).
38. Проблемы стратиграфии докембрия Приамурья.//Стратигр фпя Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1978. C.2Sl 30. (Совместно с Г.С.Болтенковым и др.).
39. О положении усть-гилюйской серии докембрия Станов i складчатой области.//Стратиграфия докембрия Дальнего Востока. Влад. восток: ДВНЦ АН СССР, 1978. С.42. (Совместно с Р.А.Саутченковой).
40. Восточноазиатский анортозитовый пояс.//Магматические и метаморфичесие комплексы в структурах Тихоокеанского пояса: Тезисы к Тихоокеанскому научномуконгрессу. Секция ВГУ. М.: Наука, 1979, С. 49-50. (Совместно с Ю.Ф.Малышевым и др.).
41. Глубинные гранулнты в структурах Северо-Востока.//Магма-тические и метаморфические комплексы в структурах Тихоокеанского пояса. Тез. к Тнхоокеан.научн.конгрессу. Секция В1У. М.: Наука, 1979. С.¡18.
42. Сехтагский габбро-анортозитовый массив на востоке Становой складчатой области.//Минеральные фации кристаллических пород. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С.90-99. (Совместно с А.Ф.Васькиным).
43. Особенности строения и рудоносности габбро-анортозитового комплекса Баладекского выступа (зап.Г1риохотье).//Корреляция эндогенных процессов Тихоокеанского пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С.131-137. (Совместно с Е.А.Панских и др.).
44. Древние сиаллические блоки в складчатых структурах Дальнего Востока, их типы и тектоническая природа./ЛГеология и геофизика,5 1979. № 2. С.29-36. (Совместно с Л.М.Парфеновым и др.).
45. Особенности состава Оломского габбро-сиенитового массива. //Корреляция эндогенных процессов Тихоокеанского пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С.120-130. (Совместно с А.М.Ленниковым, А.Н.Соляником).
46. Тектоническая позиция глубинных гранулитов и особенности ' строения нижних горизонтов земной коры.//Тектоника Сибири. Новосибирск, Наука, 1980. Т.8. С.69-73.
47. Становая складчатая система, ее границы, структурно-вещественные комплексы.//Современ.тектонич.концепции и регион.тектоника СССР. Якутск; СО АН ^СР, 1980. С. 142-144.
48. Геохимия ме1 "4зитовдокембрия.//Геохимия глубинных вулканических пород и ксеГ "ов. М.: Наука, 1980. С. 132-141. (Совместно и И.Н.Говоровым и др.).
49. Модели глубинного строения и эволюции докембрийских блоков Дальнего Востока.//Докл. АН СССР, 1981. Т.256. № 1. С.150-152. (Совместно с Ю.А.Косыгиным, Ю.Ф.Малышевым).
50. Метаморфогенные включения в минералах пород гранулитовой фации Ханкайского массива .//Докл. АН СССР, 1981. Т.259: № 5. С. 11721175. (Совместно с Н.В.Бердниковым).
51.Основные черты геохимии нижнеархейских метабазитов и проблема протоконтинентальной коры Дальнего Востока.//Металлогения Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток, ДВНЦ, 1982. С.77-85. (Совместно с И.Н.Говоровым и др.).
52. Метаморфические комплексы Приамурья.//Метаморфизм докембрия Байкало-Амурского региона. Л.: Наука, 1983. С.66-97.
53. Модели строения и глубинной эволюции земной коры юго-востока Сибирской платформы.//ТектоникаСнбири. Новосибирск: Наука, 1983 Т.Х1. С.95-100. (Совместно с Ю.Ф.Малышевым).
54.Позднеархейскне троговые структуры Становой складчатой системы.//Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона и их металлогения. Новосибирск: Наука, 1983. С.61-62. (Совместно с В.И.Шульдинером).
55. Глубинное строение срединных массивов Северо-Востока Азии и их роль формирования тихоокеанской окраины.//Тихоокеанская геология, 1983. № 3. С.27-34. (Совместно с Ю.Ф.Малышевым и др.).
56. Флюидные включения и полиметаморфизм высокотемпературных гранулитов Ларбинского блока. (Становая складчатая область). //Тихоокеанская геология, 1983. № 5, С.90-94 (совместно с Н.В.Бердниковым).
57. Флюидный режим метаморфизма амфиболитой фации станового комплекса (Восточн.Сибирь).//Тихоокеанская геология, 1984. До 1. С.28-36. (Совместно с Н.В.Бердничовым).
58. Термобарогеохимия метаморфических комплексов юга Даль-его Востока.//27-ой Международ, геологический конгресс, Москва. 4. авг.1984. М.: Наука, 1984. Т.5. С.23. (Совместно с Н.В.Бердниковым).
59. Глубинное строение блоков докембрия.//"Гектоническая природа геофизических полей Дальнего Востока. М.:Наука, 1984. С. 108-121 (Совместно с Ю.А.Косыгиным, Ю.Ф.Малышевым).
60. Глубинное строение зоны Станового структурного шва.//Тихо-океанская геология, 1985. № 3. С.76-86. (Совместно с А.М.Алакшиным).
61. "Гермобарогеохимические аспекты метаморфизма гранулитовой фацин.//Термобарогеохимия эндогенных процессов. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. С.20-24. (Совместно с Н.В.Бердниковым, Ю.А. Косыгиным).
62. Evolution of Precarnbrian rocks metamorphism in Aldan-Sianovoy region.//Metamorphic geology, 1985. № 3. pp.265-310. (With L.L.Perchuk and et al.).
63. Глубинная тектоника областей активизации Приамурья.// Тектоника Сибири. Т. 12. Тектоника активизированных областей. Новосибирск, Наука, 1985. С.52-57. (Совместно с Ю.А.Косыгиным, Ю.Ф.Малышевым).
64. Особенности эндогенного режима формирования раннедокем-брийских метаморфичесикх комплексов Становой области.//Эндогенные режимы формирования земной коры и рудообразования в раннем докембрии. М.: Наука, 1985. С.235-238.
65. Эволюция флюидного режима метаморфизма и ультраметаморфизма на востоке Буреинекого массива.//Докл. АН СССР, 1985. Т.285. № 2. С.439-441. (совместно с Н.В.Бердниковым, А.А.Томиленкс).
66. Main fault systems of the soviet south Far East.//Phil Trans. R. Soc.-London, 1986. A 317. pp.264-265. (Wiht B.A.Natal.in and et al.).
67. Термобарогеохимия метаморфических пород Анюйского выступа.//Тихоокеанская геология, 1986. № 3. С.85-90. (Совместно с Н.В.Бердниковым).
68. Метаморфические формации Приамурья.//Происхождение и эволюция метаморф. формаций в истории Земли. Тез. УП Всёсоюзн. петрографич. совещания. Новосибирск: Наука, 1986. С.151-152.
69. Баладекский выступ и его магматические комплексы и структурное положение (Запад. Приохотье).//Тихоокеанская геология, 1987. № 1. С.92-110. (Совместно с А.Н.Михалевским и др.). J
70. Флюидные включения в гранатовых гранулитах и чарнокйтах* Джугджурского блока (Становая складчатая система).//Минералогия рудных районов, Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. С. 113-120. (Совместно с Н.В.Бердниковым). : :
71. О составе кабактинской серии курультино-гонамского комплекса Алданского щита.//Геология, тектоника, петрология и
рудоносность докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Геохронология. Тез. докл. Иркутск: СО АН СССР, 1987. С.76-77. (Совместно с Р.Ф.Черкасовым, В.М.Бирюковым).
72. Тектоническая позиция Баладекского выступа.//Геология, тектоника, петрология и рудоносность докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Иркутск: СО АН СССР, 1987. С. 193-194.
<73. Глаукофансланцевые пояса Южной Сибири и Приамурья.// Геология и геофизика, 1988. № 2. С.З-11. (Совместно с Н.Л .Добрецовым, Е.В.Скляровым).
74. Fluid regime of.transformation of early Precambrian complexes in Phanerozoik fold systems.//Tektonics of Eastern Asia and Western Pasific Continental margin. Tokyo, 1988. p.88. (With N.V.Berdnikov).
75. Проблема воды в автономных аиортозитах.//Докл. АН СССР, 1989. Т.305, № 6. С.1433-1436. (Совместно с Н.В.Бердииковым,
A.М.Ленниковым).
76. Докембрийские комплексы Амурского звена Центрально-Азиатского складчатого пояса.//Доксмбрий в фанерозойских складчатых областях. Фрунзе, 1989. С.61-62. (Совместно с Змиевским Ю.П.).
77. Глубинное строение и эволюция докембрийских блоков Востока Азии.//Тектоника,энергетические и минер.ресурсы сев.-запад. Пацифики. Хабаровск: ДВНЦ АН СССР, 1989. T.i. С.36-37. (Совместно с Ю.Ф.Малышевым).
78. Геология среднего Приамурья. Путеводитель экскурсии сов,-китайского симпозиума. Благовещенск: ДВНЦ АН СССР, 1989. С.42. (Совместно с Ю.П.Болотским и др.).
79. Докембрийские комплексы Буреинского массива.// Стратиграфия нижнего докембрия Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1990. С.82-88. (Совместно с Ю.П.Змиевским).
80. Региональная стратиграфическая схема нижнего докембрия Становой области .//Стратиграфия нижнего докембрия Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1990. С. 10-17.
81. Стратиграфия нижнего докембрия юго-востока Сибирской платформы.//Стратиграфия нижнего докембрия Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1990. С. 18-30. (Совместно с
B.А.Гурьяновым).
82. Региональная стратиграфическая схема нижнего докембрия Алдано-Станового региона (состояние и проблемы).//Стратиграфия архея и нижнего протерозоя СССР. Уфа: УрО АН СССР, 1990. С. 17-21. (Совместно с Е.В.Бибиковой и др.).
83. Типовые хроностратиграфические подразделения нижнего докембрия Сибири и Дальнего Востока.//Стратиграфия докембрия и фанерозоя Забайкалья и юга Дальнего Востока. Тез. докл. 1У ДВ Стратиграф. совещания. Хабаровск: ДВНЦ АН СССР, 1990. С.41-42. (Совместно с В.Л.Дук и др.).
84. Металлогения Становой складчатой блоковой системы.// Металлогения докембрия и метаморфогенное рудообразование. 4.1. Киев: Наукова Думка, 1990. С.171-172.
85. Флюидный режим преобразования блоков раннедокембрийских комплексов в фанерозойских складчатых системах.//Тихоокеанская геология, 1990. № 2. С. 115-118. (Совместно с Н.В.Бердниковым).
86.0 возрасте сэйимских габброидов в Каларском габбро-анортози-товом массиве (Восточная Сибирь).//Докл. АН СССР, 1990. Т.315. № 2. С.449-452. (Совместно с A.M.Михалевским).
87. Схема расчленения и корреляция нижнедокембрийских комплексов Забайкалья и юга Дальнего Востока.//Стратиграфия докембрия и фанерозоя Забайкалья и юга Дальнего Востока. Тез. ГУ ДВ стратиграф. совещ. Хабаровск: ДВНЦ АН СССР, 1990. С.3-6. (Совместно с А.Ф.Васькиным и др.).
88. Докембрийские блоки Амурского региона./Юбщие проблемы геологии и металлогении юга Дальнего Востока СССР. (Материалы III сов.-кит. симпозиума). Благовещенск: ДВНЦ АН СССР, 1991. С.71-77. -(Совместно с Ю.Ф.Малышевым).
89. Новая стратиграфическая шкала докембрия СССР.//Изв. АН СССР, сер. геологии., 1991. № 12. С. 3-13. (Совместно с М.А.Семихатовьш и др.).
90. Термобарогеохимические признаки "омоложения" изотоп ного возраста метаморфических пород (Алданский щит).//Тихоокеанская геология, 1992. № 4. С.65-76. (Совместно с Н.В.Бердниковым, Е.Б.Курдюковым).
91.0 природе твердофазных включений в плагиоклазе анортозитов Джугджурского массива.//Геохимия, 1992.№2.С.1124-1132. (Совместно с Н.В.Бердниковым).
92. Новое в изучении геологической структуре юга Дальнего Востока.//Вестник ДВО РАН, 1992. № 2. С.144-148. (Совместно с Н.Б.Борукаевым, Б.А.Натальиным, Ф.Г.Корчагиным).
93. Геология и условия образования анортозитов Джугджурского массива по данным термобарохимии.//Тихоокеанская reo логия, 1992. № 5. С. 104-117. (Совместно с Н.В.Бердниковым, A.M.Ленниковым).
94. Региональная стратиграфическая схема Алдано-Станового региона в координатах новой стратиграфической шкалы докембрия.// Геология и полезные ископаемые Амур. обл. - проблемы увязки со смежными регионами. Зея: ДВО РАН, 1992. С.3-5.
95. Покровно-складчатая структура Становой области и сопредельных территорий.//Геология и полезные ископаемые Амур. обл. -проблемы увязки со смежными регионами. Зея: ДВО РАН, 1992. С.52.
96. Условия образования рудоносных габброидов Оломского комплекса по данным термобарогеохимии.Л'Докл. РАН, 1992. Т.326. № 3. С.58-68. (Совместно с Н.В.Бердниковым).
97. Красчленению Амурской серии Малого Хингана (Буреинский массив).//Докл. РАН, 1992. Т.326. № 3. С.502-505. (Совместно с Ч.Б.Борукаевым, Н.В.Бердниковым).
98. Термобарогеохимические исследования метаморфизованных габброидов из расслоенного массива в бассейне реки Холодникан (Южная Якутия).//Тихоокеанская геология, 1993. № 3. С.102-111. (Совместно с Н.В.Бердниковым).
99. Флюидные включения в гранулитах северной окраины Сино-Корейского щита. (хр.Данциншань, Внутренняя Монголия).// Тихоокеанская геология, 1993. №5. С. 127-130. (Совместно с Н.В.Бердниковым, Ган Шенгфей).
100. Гранулиты Мамынского выступа и условия их диафтореза.// Тихоокеанская геология, 1993. № 1. С.58-68. (Совместно с Н.В.Бердниковым).
ЮГСэйимский интрузивный комплекс расслоенных габброидов и его рудоносность.//Тихоокеанская геология, 1995. № 1. С.99-110. (Совместно с Г.В.Роганопкш^
-
Карсаков, Леонид Пантелеймонович
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Хабаровск, 1995
-
ВАК 04.00.01
- Фундамент восточной части Восточно-Европейской платформы и его влияние на строение и нефтегазоносность осадочного чехла
- Экзогенное фосфатонакопление в раннем докембрии
- Тектонические условия формирования и металлогенические особенности зеленокаменных поясов
- Раннедокембрийские коры выветривания Карелии. Геологическое строение, химический состав и условия формирования
- Геохимия докембрийских метатерригенных пород юго-западного обрамления Сибирского кратона
