Балтийским щитом называется древнейшая добайкальская мощная складчатая область в Альпах. На протяжении всего периода существования она устойчиво поднимается над уровнем моря. Балтийский щит подвержен эрозиям. Они вскрывают глубинные зоны в гранито-гнейсовом поясе земной коры.
Массивный выступ захватывает часть северо-западных просторов Восточно-Европейской платформы. С ним соседствуют структуры Каледонии-Скандинавии. Они надвинулись на кристаллические породы складчатой области.
Карелию, Финляндию, Швецию, Кольский полуостров охватывает Балтийский щит. Крупный выступ пролегает по Мурманской и Ленинградской области. Им занят практически весь Скандинавский полуостров.
Под влиянием оледенений формировался рельеф щита. Многие водоемы здесь обрамлены извилистыми побережьями. Они, врезаясь в сушу, образуют множественные заливы и острова. Северная часть складчатого поднятия сформирована из древних кристаллических сланцев и изверженных пород. Структуры повсюду выходят на поверхность. Их лишь в отдельных местах прикрывают слабосильные плащи четвертичных отложений.
Кристаллический Балтийский щит не покрывался морскими водами с нижнепалеозойской эпохи, из-за чего подвергался разрушениям. Смятые складки со сложным строением приобрели чрезмерную твердость и хрупкость. Поэтому, когда земная кора колебалась, в ней появлялись трещины, становившиеся местами разлома. Породы разваливались, образуя массивные блоки.
Ледники, сползавшие со склонов Скандинавских гор, разрушали кристаллический фундамент, вынося разрыхленные породы за границы Русской платформы. Мягкие структуры, накапливаясь, образовывали моренные отложения.
Тающий ледник продолжительное время энергично бороздил Балтийский щит. Форма рельефа на выступе приобретала аккумулятивные очертания. В складчатой области появлялись озы, друмлины и прочее.
Кольский полуостров и Карелия сложены из пород, практически не поддающихся размывам. Они непроницаемы для воды. Хотя для здешних рек характерен обильный поверхностный сток, они не смогли разработать долин. Речные русла загромождены тут порогами и водопадами. Вода, заливая многочисленные впадины, образовала на складчатом поднятии озера.
Рельеф в этой части щита неоднородный. По западу Кольского полуострова протянулся горный пояс, меж хребтами которого расположились большие депрессии. Над Хибинскими и Лавозерскими тундрами вздымаются самые высокие горные пики.
Восточную сторону полуострова занимает слабохолмистое плато, нависающее над водами Багрецового моря. Эта небольшая возвышенность сливается с низменностью, обрамившей Белое море.
В районе Карелии характерными ландшафтами обладает Балтийский щит. Форма рельефа складчатой области в этом месте денутационно-тектоническая. Земная кора здесь сильно рассечена. Впадины, по которым раскиданы болота и озерца перемежаются со скальными грядами и холмами.
Рядом с Финляндией распростерлась возвышенность Маанселькя. Ее поверхность чрезмерно расчленена. На складчатом поднятии повсеместно отмечается рельеф ледниковых, аккумулятивных и экзарационных конфигураций. Балтийский щит испещрен бараньими лбами, большими валунами, озами, долинами и моренными грядами.
Складчатое поднятие разделяют на три геосегмента: Карело-Кольский, Свекофеннский и Свеко-Норвежский. В России практически целиком находится Карело-Кольская область и юго-восточные территории Свекофеннского блока.
Геологическое строение Карело-Кольского сегмента не такое, как у Беломорской области, характеризующейся обширными развитыми протерозойскими образованиями. Связано это с тремя причинами: принадлежностью к разным блокам геосинклинали, историческим развитием, отличающейся глубиной эрозийных срезов. Карело-Кольский сегмент в отличие от Беломорского блока сильнее опущен.
Общая черта тектонического строения сегментов заключается в северо-западном простирании областей. Комплексы, образованные породами и складками, лишь изредка позволяют себе отклониться в меридианном или широтном направлении.
Комплексы и складки, разойдясь веерообразно к юго-востоку, сходятся на северо-западе. Полезные ископаемые генетически взаимосвязаны с древними магматическими и метаморфическими породами, сформировавшими Балтийский щит. Тектоническая структура по границам сегментов представлена региональными глубинными разломами.
Под контролем расколов находится местоположение докембрийских интрузивных комплексов и их металлогения. Породы сгруппированы в пояса, простирающиеся на северо-запад. Они параллельны местам общего залегания докембрийских геоструктур.
Богат месторождениями Балтийский щит. Полезные ископаемые здесь распределились по поясам. Особое внимание акцентировано на трех из них. В Цветочном поясе Кольского полуострова сокрыты медно-никелевые руды. Активно изучается структура Ветреного Пояса, распростершегося по карельским и архангельским землям. В Карело-Кольском сегменте интересен пояс с железистыми кварцитами, кианитовыми сланцами и различными пегматитами. Скопление пород регулируют литолого-стратиграфические и структурно-тектонические аспекты.
источник
Земная кора неоднородна и состоит из разных структурных элементов. Изучение строения литосферы (твердой оболочки Земли) входит в число задач, которые ставит перед собой наука география. Щиты — это одни из таких элементов. Именно о них пойдет речь в данной информационной статье.
Основными структурными элементами земной коры являются литосферные плиты, которые могут быть континентальными или океаническими. Эти два типа отличаются друг от друга по строению (поперечному разрезу): в плитах континентального типа присутствует гранитный слой.
Платформами называют самые стабильные (в тектоническом плане) части литосферных плит Земли. В то же время они выступают ядрами (основой) для материков. Кроме них в пределах литосферных плит также выделяются орогенные (складчатые) пояса — эпиплатформенные и эпигеосинклинальные.
Платформа — это наиболее устойчивая структура земной коры, которая сформировалась там, где сотни миллионов лет назад существовали мощные горные системы. Со временем они разрушились, а поверхность на этом месте выровнялась. Так образовывается мощная и устойчивая структура — фундамент. В дальнейшем на нем начинают накапливаться осадочные породы, постепенно создавая мощный слой (чехол).
Все существующие на Земле платформы делятся на древние (в англоязычной литературе их часто именуют кратонами) и молодые. Ниже на карте представлены основные (древние) платформы нашей планеты. Они отмечены красноватым оттенком.
Структуру земной коры изучает наука география (7 класс). Далее мы более детально рассмотрим строение платформы.
Платформа состоит из двух слоев: кристаллического фундамента (залегает внизу) и осадочного чехла (покрывает фундамент).
В геологической науке выделяют структуры четырех порядков, из которых состоит любая платформа. Щит, плита, антеклизы и синеклизы — это основные из них. Далее мы будем рассматривать именно их. Ознакомления с этими структурами вполне достаточно для полноценного освоения школьного курса «География».
Щиты — это выходы на земную поверхность кристаллического фундамента платформы. Размеры таких выходов могут достигать 1000 и более километров в длину. Как правило, щиты характерны именно для древних платформенных структур.
Плиты — это обширные участки платформы, которые полностью покрыты осадочным чехлом. Очень часто молодые по возрасту платформы покрыты таким чехлом целиком. Поэтому их также называют плитами.
Антеклизы и синеклизы — это уже структуры 2-го порядка. Антеклизой называют пологие приподнятые участки плит. Синеклиза — это пологая впадина на плите или, что встречается реже, в пределах кристаллического щита.
В этой статье мы рассмотрим щиты древних платформ Евразии — Сибирской и Восточно-Европейской. Однако перед этим более подробно остановимся на вопросе «что такое щит».
Понятие «щит» широко используется в геологической науке. Впервые этот термин был употреблен в Германии Эдуардом Зюссом (в 1903 году).
Щит — это обнажение кристаллического фундамента в пределах древней платформы. Таким образом, на поверхность Земли выходят докембрийские породы, возраст которых может достигать 3,5-4 миллиардов лет. Они, как правило, представлены гранитами, кварцитами, гнейсами, которые обнажаются на довольно обширных площадях.
Щиты являются основными и самыми устойчивыми структурами материков. Как правило, они окружены поясами, сложенными из горных пород кембрийского возраста. В рельефе щиты чаще всего выражены немного выпуклыми равнинами или небольшими возвышенностями.
Щиты окружены более подвижными и мобильными зонами, процессы горообразования в которых были зарегистрированы сравнительно недавно (по геологическим меркам — 100-200 миллионов лет назад).
Самые известные примеры щитов на нашей планете: Канадский, Украинский, Алданский, Балтийский. К этим областям приурочены крупные месторождения рудных полезных ископаемых (железная руда, медь, марганец, золото, никель и т. п.). Так, в пределах Алданского щита обнаружены мощные залежи медных руд и апатитов. На Украинском щите найдены крупнейшие в мире запасы железистых кварцитов (Криворожский бассейн).
Сибирская платформа — крупная геологическая область, занимающая огромную площадь в северо-восточной части Евразии. Это одна из древнейших платформ на планете, фундамент которой образовался еще в архее. После этого он не один раз покрывался водами морей, вследствие чего здесь сформировался мощный чехол осадочных пород.
Сибирская платформа имеет четкие границы на поверхности Земли: северная — это южные склоны гор Бырранга, западная — долина Енисея, южная граница проходит по Становому хребту, а восточная — по низовьям реки Лены.
Фундамент Сибирской платформы сложен породами архейского и протерозойского возраста, которые сильно смяты в складки. Это гнейсы, амфиболиты, сланцы, мрамор и другие. Их возраст довольно солидный: от 2,3 до 3,7 миллиарда лет. Осадочный чехол платформы сложен породами разных возрастов. Для северо-восточной оконечности платформы характерны интрузивные породы, которые формируют алмазные трубки.
Сибирская платформа необычайно богата различными минеральными ресурсами. Здесь есть крупные месторождения железных руд, слюды, апатитов, графита. К осадочному чехлу приурочены значительные запасы газа и нефти, а также каменного угля, алмазов, медных, никелевых руд и золота.
Алданский щит — это выступ кристаллического фундамента в пределах Сибирской платформы. Он локализован в её юго-восточной части и совпадает в рельефе с Алданским нагорьем и Становым хребтом. На юге и западе щит граничит с областью горообразования через систему глубинных разломов. На северо-востоке он перекрыт мощным чехлом осадочных отложений кембрийского возраста.
По отложениям (этажам) древнего фундамента Алданского щита можно проследить за эволюцией земной коры в целом. Так, в самом нижнем ярусе залегают гнейсы, сланцы, мрамор и гранулитовые кварциты. Следующий этаж заполнен осадочно-вулканогенными породами, зонально метаморфизованными. Верхний этаж представлен мощными отложениями обломочных и вулканогенных пород, а также крупными интрузиями.
В разные геологические эпохи тектонические процессы в Алданском щите много раз активизировались. Это случалось в палеозое, среднем мезозое и кайнозое. Это одна из отличительных особенностей данного кристаллического щита.
С территорией Алданского щита связаны месторождения многих полезных ископаемых. Так, здесь обнаружены и разведаны значительные запасы железных и медных руд, слюды, апатитов, кимберлитов, каменного угля, золота, а также различных полудрагоценных камней.
Восточно-Европейская платформа — одна из крупнейших и самых стабильных платформ современной земной коры. Она простирается от Скандинавского полуострова до Уральских гор, занимая почти всю Северную и Восточную Европу.
В её структуре выделяются два мощных выхода кристаллического фундамента — Украинский и Балтийский щит. Здесь на поверхность во многих местах выходят древние горные породы — преимущественно граниты и кварциты. Местами они образуют высокие скалы, обнажения и очень живописные каньоны. В пространстве между этими щитами расположены Белорусская и Воронежская антеклизы.
Фундамент платформы сложен магматическими и метаморфическими горными породами докембрийского возраста, которые густо изрезаны глубинными тектоническими разломами. Восточно-Европейская платформа сформировала свой фундамент в позднем протерозое. Чехол платформы состоит из слабодеформированных осадочных и вулканических пород разного геологического возраста.
В пределах Восточно-Европейской платформы разведаны богатейшие месторождения различных полезных ископаемых. Одни из них связаны с фундаментом данной геологической структуры, другие — с её осадочным чехлом.
К местам выхода на поверхность фундамента платформы приурочены огромные залежи железных руд (Кривбасс, Курская магнитная аномалия, Кременчугский бассейн и другие), меди, титана, никелевых руд и апатитов. С осадочным чехлом платформы связаны месторождения природного газа (Волгоуральская нефтегазоносная провинция, Днепровско-Донецкая впадина и другие), каменного и бурого угля (Донбасс, Подмосковье), фосфоритов, бокситов и различного строительного сырья (известняк, мрамор, доломиты и т. д.).
Украинский кристаллический щит — это выступ фундамента Восточно-Европейской платформы на её юго-западной окраине. Он протянулся на тысячу километров (в пределах Украины и частично Белоруссии) от реки Горынь на севере до берегов Азовского моря на юге. На карте ниже он отмечен желтым цветом.
Максимальная ширина Украинского щита составляет 250 километров. Общая площадь его поверхности — примерно 135 тысяч квадратных километров.
Украинский щит сложен в основном магматическими и метаморфическими породами архейского возраста (это гнейсы, граниты, амфиболиты, мигматиты и прочие). Во многих местах эти кристаллические породы обнажаются, образуя красивейшие скалы, пороги и каскады на равнинных реках.
К выступам фундаментов древних платформ, как известно, приурочены рудные полезные ископаемые. И Украинский щит здесь — не исключение.
В пределах этой геологической структуры разведаны крупные запасы железных руд (Криворожский бассейн), урановых руд (Желтоводское и Терновское месторождения), циркониевых руд (Вольногорское месторождение), драгоценных и полудрагоценных камней, строительного сырья (в частности, в Житомирской и других областях Украины добывают гранит высочайшего качества). По общему минерально-ресурсному потенциалу Украинскому щиту практически нет равных как в Европе, так и в мире.
Встречаются на этом щите также полезные ископаемые осадочного типа. Их месторождения приурочены к незначительным по мощности (не более 50 метров) участкам чехла. В первую очередь, это бурый уголь Днепровского бассейна, а также марганцевые руды Никопольского бассейна.
Изучение строения земной коры входит в круг задач, которые ставит перед собой наука география. Щиты — это структурные элементы древних платформ Земли. К ним, как правило, приурочены мощные месторождения рудных полезных ископаемых и полудрагоценного камня.
Алданский щит, а также Украинский — это самые крупные кристаллические выступы фундаментов на континенте Евразия. Первый из них расположен в России, в пределах Сибирской платформы, а второй — в Украине, на Восточно-Европейской платформе.
источник
В пределах Алдано-Станового щита расположено несколько крупных месторождений железных руд, меди, слюды, урана, а также полиметаллов и, конечно, золота (Рисунок 3).
Рисунок 3 — Схема размещения месторождений полезных ископаемых на Алдано-Становом щите (1 — блоки (а — Алданский, б — Становой), 2 — месторождения, 3 — слюдяные флогопитовые (Эмельджакское и др.), 4 — апатитовые (Селигдарское), 5 — медные (Удоканское), 6 — чароита, 7 — каменноугольные (Нерюнгри), 8 — золота (Лебединое, Куранах)
Промышленные месторождения и проявления железных руд расположены в пределах Алданской железорудной провинции. Провинция включает 9 железорудных районов, но только три из них — Чаро-Токкинский, Южно-Алданский и Сутамский — располагают запасами и ресурсами, подтвержденными геологоразведочными работами [4].
Среди нижнеархейских серий Алданского щита присутствуют месторождения флогопита, хромдиопсида, железа — в железистых кварцитах и скарнах, корунда, силлиманита и андалузита (месторождение Чайныт).
Верхнеархейские железистые кварциты Чаро-Токинского района приурочены к «троговому комплексу» сложенному метавулканитами, метаосадочными и кремнистыми породами.
К кварцитам верхнеалданской свиты приурочены промышленные скопления горного хрусталя.
Общий потенциал железных руд Алданской железорудной провинции оценивается в 18,9 млрд тонн, (из них запасы категорий А+В+С1 — 3,7 млрд т, С2 — 2,4 млрд т), что свидетельствует о возможности значительного наращивания запасов промышленных категорий при вовлечении в промышленное освоение железорудных месторождений. Месторождения сосредоточены в зоне действия Байкало-Амурской железнодорожной магистрали, что в сочетании с близко расположенными месторождениями коксующихся углей позволяет рассматривать их как основу для развития крупного металлургического производства в будущем [4].
Наиболее разнообразной рудоносностью характризуется федоровская свита иенгрской серии вмещающая пачки доломитовых известняков. В зонах скарнирования присутствует крупночешуйчатый флогопит, иногда с залежами магнетитовых руд (м. Таежное, Пионерское и др.). Нередко с породами свиты связаны концентрации боратов.
На Алданском шите выделена апатитоносная провинция с несколькими месторождениями (Селигдаровское, Тигровое) приуроченными к федоровской свите архея [4].
К нижнепротерозойским образованиям удоканской серии приурочены месторождения медистых песчаников с повышенными концентрациями золота и серебра (Удоканское м-ние).
На западе щита известны тела габброидов с медно-никелевым оруденением. Здесь имеется уникальное месторождение чароита — Мурунское одноименном массиве щелочных пород.
С габбро-анортозитами джугджурского комплекса связаны многочисленные проявления титано-магнетитовых руд.
Мезозойские щелочные интрузии контролируют скарновые и гидротермальные месторождения полиметаллов, а также золотоурановые месторождения Центрального Алдана [4].
Коренные месторождения золота в Алданском мегаблоке связаны с позднеюрско-раннемеловыми массивами известково-щелочных и щелочных пород. Здесь же, а также в бассейне Вилюя и в некоторых других районах имеются золотоносные россыпи. С триасовыми щелочно-ультрабазитовыми массивами Маймеча-Котуйского района связаны месторождения ряда редких металлов.
На Алданском щите выделяются 40 перспективных на уран площадей, по которым произведен подсчет прогнозных ресурсов. Детальные разведочные работы проведены только в пределах Эльконского урановорудного района, по которому государственным балансом учитываются запасы 18 месторождений со средним содержанием урана около 0,14 %. Помимо урана руды содержат золото, ванадий, молибден и серебро, из которых запасы золота оцениваются как балансовые [4].
источник
Алданское нагорье — возвышенная орографическая структура на территории Якутии, расположенная севернее Станового хребта в междуречье крупных сибирских рек Учура и Олекмы в бассейне Лены. Высочайшей вершиной нагорья является гора с отметкой 2306 м.
Основой возвышенной равнины служит структура Алданского тектонического щита, принадлежащего к Сибирской платформе докембрийского возраста. Структуры сложены архаичными протерозойскими сланцами и доисторическими гнейсами. Но территория существенно отличается по строению от других тектонических структур платформы. Ведь развитие его в течение мезокайнозойской истории происходило между платформой и южными северобайкальскими нагорьями.
Во многих местах Алданского нагорья породы архейского кристаллического фундамента выходят на поверхность земли. Представлены они древнейшими кварцитами, мелкозернистыми гранитами, гнейсами и мраморами. Северный склон нагорья представлен областью с неглубоким до 1,5 км залеганием фундамента. Породы фундамента прорваны в разные периоды геологического развития интрузиями из гранита.
В рельефе Алданское плато представляет собой пластовую возвышенность, залегающую на нижнепалеозойских отложениях с выходами на поверхность твердых кристаллических пород фундамента. Длительные процессы разрушения на фоне устойчивых тектонических поднятий привели к образованию на Алданском плато своеобразных форм столово-ступенчатого рельефа. Существенное влияние на формирование рельефа данной территории оказали древнейшие вулканические процессы. Следы деятельности древних вулканов видны повсеместно.
Преобладающими высотами на территории нагорья являются имеющие в фундаменте прочные кристаллические породы сопки и горные гряды от 800 до 1200 метров. Высочайшая вершина с отметкой 2306 метров мало уступает по высоте Становому хребту. Вся территория плоскогорья, представленная древним пенепленом, расчленена многочисленными тектоническими разломами. По линиям разломов находятся глубокие врезанные речные долины Амги и более крупного Алдана. Над ними поднимаются невысокие горы Кет-Кап, сильно расчлененные Суннагын, живописные Западные Янги и группы гольцов до 2000 метров.
Орографические структуры нагорья вытянуты в широтном направлении. На северном склоне плато представлены осадочные отложения кембрийского и юрского возраста. Срединная наиболее возвышенная часть плато соответствует выходам древних пород тектонического щита. Южный склон нагорья является зоной предгорного прогиба Станового хребта, заполненной угленосными отложениями юрского времени. Условия современной многолетней мерзлоты затрудняет процессы эрозии и карстообразования. Однако на территории Алданского плато она залегает не сплошным слоем и здесь встречается карстовые колодцы, сифоны, воронки и слепые долины.
Активные процессы физического выветривания при континентальном типе климата обеспечивают на территории плато обилие валунников, курумников, глыбовых и потоков из каменных осыпей. Мерзлота и пересеченный рельеф на нагорье затрудняют строительство объектов и инфраструктуры. Здесь проходит Амурско-Якутская автотрасса и железнодорожная ветка до Томмота.
Недра Алданского нагорья давно стали настоящей минеральной сокровищницей Якутии. Освоение ресурсов территории превратило абсолютно пустынный суровый край в район высокомеханизированной горнодобывающей промышленности. В 1922 году в районе Алданского плато открыли богатейшие месторождения золота. Найдены они якутским охотником М.Б. Тарабукиным в районе города Алдан на ручье Незаметном. В 1926 году на Алданском месторождении наладили работу первой драги. По размерам добычи данная территория опередила важнейший на то время Бодайбинский прииск. Кроме золота здесь найдены железные и медные руды, уголь, слюда, горный хрусталь.
Климат Алданского нагорья резко континентальный, довольно суровый, здесь малоснежная холодная зима и прохладное короткое лето. Такой климат характеризуется широким перепадом температур до 90-100оС в течение года. Зима здесь суровая холодная с сильными устойчивыми морозами продолжительностью до 6-7 месяцев.
Средними январскими температурами при преобладающей ясной погоде здесь являются отметки -18 оС, -20 оС. Осадков зимой совсем мало. В морозную погоду над селами и городами стоит морозный туман. Пересеченный рельеф провоцирует инверсию воздуха. В многочисленных низменных участках образуются целые области холодного воздуха. Территория нагорья зимой расположена в зоне антициклональной погоды, относящейся к Азиатскому максимуму. Именно с этим обстоятельством связано выхолаживание территории и суровые морозы.
Лето на Алданском нагорье ввиду орографической высоты гораздо прохладнее своих широтных отметок в других частях страны. Июльская температура в среднем здесь +18оС. Летом на нагорье развиваются процессы циклональной деятельности, осадков становится больше. За 2-3 летних месяца дождей выпадает половина годовой нормы. За циклонами приходит холодный воздух из Арктики, это может провоцировать заморозки. Очаги многолетней мерзлоты не успевают за теплые месяцы оттаять. Мерзлота сохраняется благодаря малоснежным зимам, морозной погоде как особенностям резко континентального типа климата.
Согласно особенностям водного режима реки Алданского нагорья, притоки Учура и Олекмы можно отнести к восточно-сибирсному типу водоемов. Подпитываются они в основном талыми водами, есть доля осадков и грунтовых вод. Сток среди месяцев года распределен неравномерно, до 90% его стекает в теплые месяцы.
Основная масса речного стока воды протекает по руслу в половодье. Проходит это природное явление к концу апреля, параллельно тают лежащие снега. Наличие мерзлоты затрудняет просачивание воды в почву, и она сразу попадает в речные водоемы. В половодье подъем воды до 4 – 6 метров.
Летом и осенью таяние мерзлотных грунтов и дожди сохраняют уровень в водоемах, межень наблюдается зимой. Уровень воды снижается с наступлением заморозков. Промерзшая почва еще уменьшает подпитку из грунтовых вод. Замедленное течение переохлаждает воду и образует мощный лед.
Замерзание рек Алданского нагорья начинается с переохлажденного дна в ноябре. Речки могут промерзать до самого дна, другие замерзают в местах перекатов, и становятся цепочкой озерных котловин на плесах. Если кислорода в озерце достаточно, он становится хорошим местом для зимовки рыбы, если кислорода не хватает, это будет пустой загнивающий омут. Во время ледохода вода передвигает с необузданной силой гигантское количество льда, нередко наблюдаются мощные заторы. Речной лед, поднятый потоком со дна, несет с собой вмерзшие глыбы камней. Реки нагорья чрезвычайно привлекательны для сплавов на рафтах и катамаранах.
Природа нагорья необыкновенно красива и разнообразна. До1300 метров склоны гор покрывают массивы светлой лиственничной с подлеском из багульника тайги на особых почвах, названных мерзлотно-таежными, выше лиственничное редколесье, кедровый стланик и каменистые тундры. Вершины многих гор представлены останцами и гольцами. Широтная зональность на склонах осложнена высотной поясностью.
Мерзлота в бассейне Олекмы влияет на все природные компоненты. Это своеобразный водоупор, влияющий на рельеф и сток алданских рек. Она усиливает разницу в сезонности стока, способствует появлению криогенного рельефа, затрудняет карст и эрозию. С ней связано появление криогенных интразональных ландшафтов аласов, термокарстовых травянистых котловин среди гор.
Мерзлота существенно затрудняет освоение нагорья, влияет на все виды хозяйственной деятельности. При возведении построек строители должны учитывать возможности протаивания и вспучивания мерзлотных участков. Это обстоятельство заставляет тщательно исследовать грунт, строить сооружения с помощью свай, здесь нет возможности строить быстро и дешево. По этой же причине затрудняется водоснабжение и требуется тепловые виды мелиорации для высадки сельскохозяйственных культур.
К достаточно суровым условиям на Алданском нагорье адаптировалось немного растений. Преобладающим видом здесь стала неприхотливая в произрастании лиственница даурская. Встречаются массивы темнохвойной тайги, пихтачей, кедрачей. Вдоль рек на террасах растут типчаково-ковыльные степи.
Фауне Алданского нагорья пришлось приспосабливаться к суровым мерзлотным условиям. С суровостью зимы здесь связано проживание большого количества пушного зверя соболей, песцов, горностаев, норки, колонка. Здесь обитают медведи, росомахи, рыси, волки и лисы. Среди копытных северные олени, кабарга, лоси, косули, маралы, снежные бараны хорошо чувствуют себя в тайге. Грызуны представлены зайцами-беляками, землеройками, белками, бурундуками, сурками, сусликами, полевками. Живут здесь глухари, скалистые голуби, рябчики, дрозды, дятлы, жаворонки, мухоловки. Наличие мерзлоты существенно ограничило распространение червей, пресмыкающихся и земноводных.
Алданское нагорье, как и все регионы Сибири, обладает большими запасами деловой древесины. Наибольшую хозяйственную ценность представляют собой именно лиственничные эксплуатационные по целевому назначению леса. Леса используются коренным населением для традиционных видов деятельности охоты и собирательства.
источник
Сибирская платформа, или. как её ещё называют, Восточно-Сибирская платформа, дабы отличать её от Западно-Сибирской, является одним из основных объектов изучения российской геологии. На её территории располагаются значительные залежи полезных ископаемых, кроме того, изучение её формирования и теперешнего состояния интересно с чисто научных позиций. Недра и форма рельефа Сибирской платформы волнуют умы уже не одного поколения ученых. Давайте и мы разберем основные вопросы, связанные с данным континентальным участком земной коры.
Прежде всего выясним, где географически располагается фундамент Сибирской платформы. Основной его массив расположен в восточной части российской Сибири на территориях Сибирского и Дальневосточного федеральных округов. На юге платформа доходит до территории Монголии.
С запада её естественной границей является русло реки Енисей, на севере – горы Бырранга на Таймыре, на востоке – река Лена, на юге – хребты Яблоновый, Становой, Джугдур, а также Прибайкальская система разломов.
В геологическом разрезе Сибирская платформа является составляющей Евразийской литосферной плиты и располагается в северо-восточной её части. На западе к ней примыкает Западно-Сибирская платформа, на юге – Урало-Монгольский пояс, на востоке — Западно-Тихоокеанский пояс, а на севере плещутся воды Северного-Ледовитого океана, которые большую часть года скрыты подо льдом.
Теперь давайте узнаем, как была образована соответствующая форма рельефа Сибирской платформы за миллионы лет геологических процессов.
Этот континентальный участок земной коры относится к типу древних платформ, или кратонов. В отличие от других формирований, она были образована ещё в докембрийский период, что подразумевает минимальный возраст таких образований в 541 миллион лет. Именно они послужили основой для образования континентов, став их ядром.
Сибирская платформа относится к лавразийскому типу. Это означает, что в мезозойскую эру она входила в состав материка Лавразия. Но намного раньше данного периода стала формироваться древняя Сибирская платформа. Форма рельефа стала намечаться ещё в архейскую эпоху, то есть не позднее 2,5 миллиарда лет назад. Правда, тогда она слабо напоминала современную. Формирование фундамента было закончено в начале протерозойской эпохи, в конце которой платформа покрылась мелким морем, значительно повлиявшем на образование осадочного чехла. В позднем ордовике на территории платформы был континент Ангарида. Позже он с другими материками Земли слился в единый континент – Пангею. В мезозое, как говорилось выше, Сибирская платформа вместе с Западно-Сибирской плитой и Восточно-Европейской платформой, после разделения Пангеи, образовали континент Лавразия. После ее распада Сибирская платформа стала частью Евразии.
Вот так примерно и формировалась Сибирская платформа.
Строение Сибирской платформы аналогично строению всех остальных древних платформ. В её основании находится фундамент, образованный ещё в архейскую и в начале протерозойской эпохи. Сверху фундамент прикрывает осадочный чехол из пород, образованный в более поздние эпохи, главным образом являясь продуктом магматической деятельности. Это обусловлено тем, что в древности это был регион с высокой вулканической активностью, и магма, вышедшая из недр земли, образовала чехол из траппов. Но в двух местах фундамент платформы все-таки выходит на поверхность. Выход докембрийских пород на поверхность принято называть щитами.
Щиты состоят из трех комплексов горных пород: зеленокаменные, гранулированные пояса, а также комплекс пара- и ортогнейсов.
На территории Сибирской платформы существуют два щита – Анабарский и Алданский.
Алданский расположен в юго-восточной части платформы. В географии это место именуется Алданским нагорьем.
Анабарский щит значительно меньше по размерам и локализуется в северной части платформы на территории Среднесибирского плоскогорья, в месте, известном под названием Анабарское плато. Максимальная высота его над уровнем моря составляет 905 метров.
Теперь давайте посмотрим, как выглядит современный рельеф Сибирской платформы.
Основную часть территории занимает Среднесибирское плоскогорье. Тут прослеживается чередование невысоких кряжей и плато. Самая высокая точка плоскогорья – гора Камень. Она расположена на среднегорье Путорана и имеет высоту 1701 метр над уровнем моря. Но средняя высота Среднесибирского плоскогорья составляет всего 500-800 метров. Кроме того, на данном плоскогорье следует выделить Анабарское плато, о котором мы упоминали чуть выше. Оно представляет собой выступ Анабарского щита на поверхность. Самая высокая точка этого плато – 905 метров над уровнем моря.
На западе плоскогорье обрамляет Енисейский кряж, который одновременно служит границей и ему, и Сибирской платформе в целом. Его средняя высота равна 900 метров над уровнем моря, но максимума она достигает на горе Енашимский Полкан и составляет 1104 м. За Енисейским кряжем лежит Западно-Сибирская платформа.
На юге и юго-востоке границей Среднесибирского плоскогорья является Ангарский кряж. Средняя высота составляет от 700 до 1000 метров над уровнем моря, максимальная — 1022 м.
На востоке и северо-востоке Среднесибирское плоскогорье, а значит, и соответствующая форма рельефа Сибирской платформы, плавно переходит в Центральноякутскую равнину. По-другому она ещё называется Центральноякутской, или Лено-Вилюйской низменностью. На большей части её территории максимальная высота над уровнем моря не превышает 100-200 м, но на окраинах может достигать 400 метров.
Форма рельефа Сибирской платформы на внутренних водоразделах довольно сглажена. Поэтому высота данных водоразделов не превышает 400-600 метров. В частности, данное утверждение относится к границам бассейнов рек Ангары, Нижнего Вилюя и Тунгуски.
На юго-востоке от Среднесибирского плоскогорья лежит Алданское нагорье. В отличие от перечисленных выше объектов оно не является частью плоскогорья, но, тем не менее, входит в состав Сибирской платформы, представляя собой выход на поверхность её кристаллического щита. Именно на территории Алданского нагорья расположена самая высокая точка Сибирской платформы, достигающая высоты над уровнем моря в 2306 метров. Но большая часть нагорья имеет высоту, не превышающую тысячи метров.
Форма рельефа Сибирской платформы на крайнем юго-востоке имеет гористый характер. Тут, на территории Хабаровского края, располагаются горы Джугджугур. Хотя средняя высота этого комплекса выше, чем Алданского нагорья, самый высокий пик Топко уступает по размерам наивысшей точке нагорья. Гора Топко имеет высоту всего 1906 метров над уровнем моря. Протяженность гор Джугджугур с северо-востока на юго-запад вдоль побережья Охотского моря составляет 700 километров.
Итак, мы в общих чертах узнали, какова форма рельефа Сибирской платформы.
Теперь остановимся на основных водных объектах Сибирской платформы. Как правило, их первоначальное расположение напрямую зависело от рельефа, а уже затем, после своего возникновения, реки и озера, которые в регионе имеются в довольно большом количестве, сами начинают влиять на формирование местности.
Крупнейшая водная артерия — Енисей — является естественной западной границей Сибирской платформы. Это одна из крупнейших в мире рек, длина которой составляет 3487 метров.
В значительной мере границей Сибирской платформы, только уже на востоке, является другая крупная река – Лена. Хотя частично она несет свои воды непосредственно по территории платформы. Её длина составляет 4400 км.
На юге Сибирская платформа на небольшом участке соприкасается с самым глубоким озером мира – Байкалом.
Среди других крупных водных артерий, протекающих по Сибирской платформе, следует выделить реки Ангару, Нижний Вилюй и Тунгуску.
Теперь нам следует изучить полезные ископаемые Сибирской платформы. Нужно отметить, что мать-природа одарила ими регион в немалых количествах. Что же хранят недра Восточно-Сибирской платформы?
Алданский щит является настоящим хранилищем железных руд. Кроме того, на Алданском нагорье добывают также медь, уголь, слюду и даже золото.
Но самые больше запасы золота и алмазов расположены на территории Якутии, которая является настоящей сокровищницей России. В этой же республике на территории Ленского угольного бассейна добывают «горючий камень».
Кроме того, добыча каменного угля происходит в недрах Тунгусского и Иркутского бассейнов, которые расположены на территориях Якутии, Красноярского края и Иркутской области.
Полезные ископаемые Сибирской платформы в северной её части, главным образом, сконцентрированы на территории Анабарского щита. Тут имеются залежи апатитов, анортозитов, титаномагнетитов. Медь и никель добывают около Норильска.
А вот на нефтью и газом, по сравнению с районами Западной Сибири, территория Восточно-Сибирской платформы бедна. Хотя на юге и севере также имеются нефтяные месторождения, но в гораздо меньших объемах.
Самым верхним слоем, покрывающим площадь Сибирской платформы, являются почвы. Рассмотрим, какими видами они представлены в изучаемом регионе.
Учитывая, что большую часть Сибирской платформы покрывает тайга, почвы, образующиеся здесь, соответствуют данной природной зоне. На севере – это мерзлотно-таёжные, южнее – дерново-лесные. На юге значительные площади занимают дерново-подзолистые почвы, иногда встречаются серые лесные и даже черноземы. Только последний вид почв из всех перечисленных отличается высоким плодородием.
Как видим, Сибирская платформа – одно из древнейших на Земле геологических образований. Рельеф на большей части территории представлен плоскогорьями, и лишь по границам платформа обрамлена сравнительно невысокими горами или возвышенностями.
Регион очень богат различными полезными ископаемыми. Среди них следует выделить железные руды, каменный уголь, апатиты, золото и алмазы. Имеется нефть, хотя это и не основной показатель богатства региона. А вот почвы на территории платформы не отличаются высоким плодородием.
источник
В пределах Сибирской платформы находятся разнообразные и богатейшие месторождения рудных и нерудных полезных ископаемых, приуроченных к отложениям фундамента и чехла.
Железо. Железорудные месторождения концентрируются в трех крупных районах. Южно-Алданский , или Южно-Якутский, район находится в пределах Алданского щита. Магнетитовые железистые кварциты залегают в протерозойских отложениях. Ангаро-Питский железорудный район находится в восточной части Енисейского кряжа, где осадочные гематитовые и гидрогематитовые железные руды связанны с песчано-глинистыми отложениями рифейского возраста. Рудные залежи в форме крупных линз и пластов образуют целый ряд месторождений и залегают недалеко от поверхности. Ангаро-Илимский район располагается в Иркутской области. Месторождения железа контактово-метосоматического типа. Рудные залежи приурочены к контактам трапповых интрузий в силурийских отложениях.
Многочисленные месторождения железа обнаружены в бассейнах рек Подкаменной Тунгуски, Бахты, Летней, Северной и Анакит.
Медь и никель. Одно из медноникелевых месторождений находится в районе Норильска. Из руд Норильской группы месторождений извлекают не только медь и никель, но и кобальт, платиноиды, серебро и селен.
В западной части Алданского щита открыто крупное Удоканское месторождение медистых песчаников, связанное с терригенными толщами нижнепротерозойской удоканской серии.
Алюминий. Группа месторождений Енисейского кряжа, где бокситы залегают в карстовых полостях мел-палеогеновой коры выветривания.
В докембрийских отложениях широко распространены нефелинсодержащие породы – силлиманитовые и дистеновые сланцы, содержащие большое количество глинозема, которые могут быть использованы для извлечения из них алюминия.
Золото. Месторождения золота находятся в южной части платформы на Алданском щите. Месторождения россыпного золота и золота кварцевых жил в докембрийских породах.
Алмазы. В центральной части платформы в Западной Якутии. В 1954 г была открыта первая кимберлитовая трубка алмазоносная. Центр добычи алмазов – город Мирный. Разрабатываются три кимберлитовые трубки «Мир», «Удачная», «Айхал».
Исландский шпат – важнейшее сырье для радио и оптической промышленности – широко развит в пределах Тунгусской синеклизы, где он залегает в виде гнезд в эффузивах трапповой толщи.
Каменная соль – в отложениях нижнего кембрия, в районе Иркутска.
Графит – месторождения в нижнем течении Нижней Тунгуски, в долине Курейки.
Уголь – месторождения в Тунгусской синеклизе в отложениях палеозоя, юры и мела.
Ленский угольный бассейн приурочен к Предверхоянскому краевому прогибу и Вилюйской синеклизе.
Южно-Якутский угольный бассейн связан с юрскими отложениями на Алданском щите, где они залегают в Чульманской и Токинской впадинах.
Иркутский угольный бассейн приурочен к Иркутской впадине. Пласты угля юрского возраста достигают 25 м и разрабатываются открытым способом.
Канско-Ачинский угольный бассейн расположен в Канской впадине. Пласты бурого угля юрского возраста, мощность 100 м.
Нефть. Месторождения нефти в Непско-Ботуобинской антиклизе и Ангаро-Ленской ступени открыты в юдомских и кембрийских отложениях. Возможно их открытие в кембрийских отложениях Турухано-Норильской зоны и в Нижне- среднепалеозойских отложениях Тунгусской синеклизы.
Газ. Крупнейшие газовые и газоконденсатные месторождения обнаружены в Вилюйской синеклизе в юрских отложениях, а также в Усть-Енисейско-Хатангском прогибе.
Не нашли то, что искали? Воспользуйтесь поиском:
Лучшие изречения: Только сон приблежает студента к концу лекции. А чужой храп его отдаляет. 8497 — 
| 7329 — 
или читать все.
193.124.117.139 © studopedia.ru Не является автором материалов, которые размещены. Но предоставляет возможность бесплатного использования. Есть нарушение авторского права? Напишите нам | Обратная связь.
Отключите adBlock!
и обновите страницу (F5)
очень нужно
источник
Алданский щит охватывает значительную территорию южной части Сибирской платформы. На севере его граница проходит по среднему течению р. Алдан, на востоке он ограничен верховьями р. Учур, на юге Становым хребтом, на западе р. Олёкмой. Далее на запад Алданский щит постепенно переходит в Байкальскую горную страну, также сложенную докембрийскими формациями, продолжающуюся на запад уже в виде докембрийской складчатой зоны Восточных Саян.
Алданский щит представляет собой высокогорное плато с резко расчлененным рельефом, особенно в северо-восточной части. На юге абсолютные отметки Алданского нагорья постепенно возрастают, достигая в горной цепи Зверева (предгорья Станового хребта) 2000-2050 м над уровнем моря. К югу этот горный кряж, имеющий субширотное простирание, круто обрывается, сменяясь параллельно вытянутым Становым хребтом с более плавными формами рельефа и высотами, не превышающими 1400-1700 м. На юго-востоке Становое нагорье переходит в Вилюйскую депрессию. В северо-восточном направлении продолжением Станового хребта служит хребет Джугджур.
По данным геофизических и буровых работ кристаллический фундамент Алданского щита прослеживается значительно севернее его границ (в бассейнах Амги, Туолги, в районе г. Якутска). Глубина залегания базальтового слоя (верхняя его граница) определяется в 20 км, что приблизительно соответствует мощности докембрийских пород щита.
Первые представления о геологическом строении Алданского щита были изложены в ранних работах В. Н. Зверева (1914 г.), указавшего на существование в нем докембрийских толщ. Позднее (1935-1940 гг.) Д. С. Коржинский предложил трехчленное деление докембрия Алданской плиты, сохранившее до сих пор свое значение. Д. С. Коржинским была также выделена как более молодая область Становой орогении вдоль южного обрамления Алданской плиты.
Исследования Ю. К. Дзевановского, Н. Г. Судовикова, Г. М. Друговой, А. Н. Неелова, Е. М. Лазько и др. привели к существенному уточнению стратиграфии, роли магматизма и метаморфизма горных пород Алданского щита. В последние годы была проведена геологическая съемка значительной его территории. Одновременно в лабораториях ГЕОХИ, ВСЕГЕИ и ЛАГЕД проводились измерения абсолютного возраста горных пород. Все это позволило выделить и расчленить мощную толщу рифея в восточной части щита, установить геохронологию главнейших интрузивных комплексов Алдана.
Структура Алданского щита определяется существованием двух ярусов: нижнего, представляющего собой кристаллический фундамент, сложенный метаморфическими породами, и верхнего — породы платформенного чехла, представленные терригенными и карбонатными отложениями синия и палео-мезозоя. Метаморфические комплексы нижнего яруса смяты в линейные складки высшего порядка с углами падения на крыльях до 70-90°. Осадочные комплексы верхнего яруса залегают на породах нижнего с резким угловым несогласием, образуя широкие пологие складки с углом наклона слоев 3-8°.
В соответствии с преимущественным развитием толщ нижнего либо верхнего яруса и их структурами в пределах Алданского щита и его складчатого обрамления могут быть выделены следующие тектонические провинции:
1) центральная часть (собственно Алданский щит);
3) восточный склон Алданского щита;
4) Байкальская горная страна;
Центральная часть Алданского щита охватывает бассейны среднего течения Олёкмы, Алдана, Тимптона и Гонама; сложена она преимущественно метаморфическими породами наиболее древнего возраста (рис. 40).
Рис. 40. Геохронологическая схема Алданского щита и его складчатого обрамления. По А. И. Тугаринову, Н. И. Стунниковой, С. И. Зыкову: 1 — докембрий; 2 — значения возраста пород отдельных регионов (в млн. лет)
Впервые стратификация алданского метаморфического комплекса была предпринята Д. С. Коржинским на основании петрологического анализа слагающих его пород. В основу расчленения толщ положен принцип фаций глубинности, определяемых по минеральным парагенезисам, которым соответствует различная температура и глубина их образования. Так, установленная им парагенетическая ассоциация минералов гиперстен — плагиоклаз, альмандин — биотит, кальцит — кварц — скаполит характерна для большинства пород центральной части Алданского щита и позволяет отнести их к единой наиболее глубинной фации метаморфизма. Породы с принципиально иными парагенетическими ассоциациями гранат — амфибол и др., отвечающими более низкотемпературным условиям образования, рассматривались Д. С. Коржинским как фации малых глубин, стратиграфически отвечающие более верхним, т. е. менее древним толщам. Эта же концепция предусматривала возможность регрессивного метаморфизма древних толщ, как бы переход их в менее глубинную фацию метаморфизма, приводящий к маскировке их исходного стратиграфического положения. Этот принцип стратиграфического расчленения двух комплексов с различной степенью метаморфизма положен в основу разделения архейских и протерозойских толщ Алданского щита и до последнего времени поддерживается рядом исследователей.
Среди толщ пород, отнесенных Д. С. Коржинским к архею, в настоящее время выделяются (снизу вверх) серии, подразделяемые на ряд свит (табл. 58). Наиболее древней является иенгрская серия. Толщи имеют четко выраженное субмеридиональное простирание, подчеркивающее тектонический рисунок, характерный для древнейших участков земной коры. Благодаря общему погружению Алданского щита в восточном направлении породы иенгрской серии обнажаются в западной его части, сменяясь к востоку сначала породами тимптонской, а затем джелтулинской серий.
Таблица 58
Еще Д. С. Коржинский в своих первых работах подчеркивал исходна осадочный генезис толщ алданского комплекса. Так, им было отмечено, что даже чарнокиты тимптонской серии связаны с метаморфизмом исходных парапород. Н. В. Фролова в результате изучения алданского докембрия пришла к выводу о том, что появление кварцитов в древнейших докембрийских осадках является результатом сложной гипергенной дифференциации вулканических пород основного состава, приводившей к селективному накоплению кремнезема, глинозема и окислов железа при осадочных процессах. Аналогичную позицию занимают Е. И. Лавренко и Е. М. Лазько, отмечающие послойное распределение минералов-примесей в алданских кварцитах, их тесную ассоциацию с глиноземистыми породами, что позволяет отнести их к первоначально хемогенным осадкам.
Не менее специфичен состав пород федоровской свиты иенгрской серии, для которой характерны исключительная железистость и приуроченность подавляющего большинства железо-магнезиально-кальциевых метасоматитов (более 50 рудопроявлений) на площади 100-170 км. Таким образом, принимая во внимание угловое несогласие между тимптонской и джелтулинской сериями, весь Алданский разрез можно представить в виде двух комплексов — раннего, связанного главным образом с породами основного состава, и более позднего, характеризующегося преимущественным развитием карбонатных толщ.
В последние годы в восточной части Алданского щита, в верховьях Учура, Н. С. Шпак были обнаружены толщи, залегающие стратиграфически выше джелтулинской серии и относившиеся к менее глубинной фации метаморфизма (амфиболитовой). В этих породах совершенно отсутствовал пироксен, отмечались линейно вытянутые зоны диафторитов. Выявленная толща отнесена Н. С. Шпак к протерозою и разделена на три свиты (снизу вверх):
Все эти породы послойно инъецированы гранитами и прорываются гранитоидами так называемого улканского комплекса, имеющего возраст около 1900 млн. лет.
Для метаморфических пород иенгрской и тимптонской серий характерно развитие плагиогранитов и гранито-гнейсов, преимущественно залегающих согласно с вмещающими толщами, биотит-амфиболовых гранитов и аляскитов, завершающих магматическую деятельность.
По Н. Г. Судовикову, в интервале между двумя циклами гранитизации происходило образование диопсид-флогопитовых и диопсид-магнетитовых метасоматитов, получивших региональное распространение в пределах федоровской свиты. Д. С. Коржинским была отмечена существенная разница в характере развития различных гранитоидов. Ранние граниты отличались гнейсовидностью и включали полосы мигматитов, в то время как аляскиты образовывали массивные, четко ограниченные плутоны. Н. Г. Судовиков приводит определения абсолютного возраста всех этих пород, выполненные Э. К. Герлингом аргон-калиевым методом по слюдам (табл. 59).
Таблица 59
Как отмечают Н. Г. Судовиков и Д. С. Коржинский, неравномерное распределение по площади железо-магнезиально-кальциевого метасоматоза и ультраметаморфизма позволяет предполагать возможность отыскания древних блоков, не затронутых позднейшим метаморфизмом. С этим выводом вполне согласуются представления Н. Г. Судовикова о причинах, вызывающих уменьшение или увеличение возраста, получаемого аргоновым методом для пород, прошедших сложный путь превращений при процессах ультраметаморфизма. Поэтому данные табл. 59 по существу позволяли говорить лишь о верхнем пределе времени метаморфизма, с чем мы уже встречались при рассмотрении Украинского и Балтийского докембрийских щитов.
Измерения абсолютного возраста, выполненные свинцово-урано-ториевым методом, по существу тех же пород показали иную картину хронологии геологических событий на Алдане. Во многих работах, посвященных описанию архейских интрузий Алданского щита, встречающиеся среди гнейсов мигматиты очень часто характеризовались как экзоконтактные явления в ореоле интрузий, якобы подчеркивающие их синорогенный характер.
Однако еще В. Н. Зверевым в 1931 г. при описании геологического строения Алданского района указывалось на явно более раннее по возрасту образование мигматитов по сравнению с интрузиями гранитоидов. Ю. К. Дзевановский обращал внимание на то, что аляскиты рвут мигматиты, а амфибол-биотитовые граниты ранней фазы содержат их ксенолиты (район р. Дёс). Проведенное в последние годы А. Г. Кац детальное картирование интрузий аляскитов в бассейне р. Сутама в пределах развития пород алданского комплекса также показало их явно дискордантный характер и более поздний возраст, нежели жилы ортотектитов в том же районе.
Приведенные выше данные мало свидетельствуют в пользу синорогенности распространенных на Алданском щите интрузий.
По наблюдениям А. И. Тугаринова, в бассейне р. Иллымах среди пород федоровской свиты иенгрской серии широко распространены мигматиты, характеризующиеся интенсивной калишпатизацией вмещающих пород, замещением пироксена роговой обманкой и образованием пегматоидных инъекций с крупными выделениями акцессорных минералов. Измерения абсолютного возраста этих минералов свинцовым методом показали, что если возраст интрузий, прорывающих иенгрскую серию, равно как и распространенных в ней пегматитов и метасоматитов, равен 1900±100 млн. лет, то среди бесспорно более ранних мигматитов встречаются минералы, указывающие на значительно более древний возраст первичной толщи, в которой они возникли (по Pb 208 /Th 232 2800 млн. лет). Хотя в настоящее время эти даты являются спорными, так как не совпадают с более юными значениями возраста по Pb 207 /Рb 206 для тех же минералов (рис. 41), однако они могут свидетельствовать о захвате мигматитами более древней ториевой минерализации, свойственной вмещающей толще пород.
Рис. 41. График значений возраста акцессорных минералов мигматитов Алданского щита
На основании простого расчета видно, что варьирующие от 2660 до 3650 и 4080 млн. лет значения возраста по Рb 208 /Тh 232 соответственно для ортита, циркона и сфена могут быть обусловлены дополнительным содержанием в этих минералах идентичных количеств Рb 208 0,025-0,03%, вызванным присутствием древних ториевых минералов, сравнительно легко теряющих радиогенный свинец. Естественно, что эта «добавка» больше всего сказалась на увеличении значений возраста минералов с наименьшим содержанием тория, т. е. на сфене и минимально — на ортите. Следовательно, вероятным максимальным «древним» возрастом мигматитов может служить значение возраста, полученное по ортиту (2800 млн. лет). Измерения возраста ортотектитов, прорывающих сутамскую свиту джелтулинской серии, показали более юные значения возраста порядка 1700 млн. лет, с аналогичным завышением значения возраста по Рb 208 /Тh 232 до 2400 млн. лет и по аргон-калиевому методу до 1900 млн. лет.
Некоторая неопределенность полученных значений не мешает установлению двух важных возрастных ограничений времени седиментации алданского комплекса. Верхний предел его возраста лежит около 1900 млн. лет, а нижний определяется минимально 2800 млн. лет. Таким образом, алданский комплекс может рассматриваться как стратотип среднего докембрия, прошедшего двухфазовый активный метаморфизм, с возможным отнесением к раннему докембрию его основания (чекчёйской свиты?). Однако подобный вывод является предварительным и для его подтверждения необходимы дополнительные исследования.
Представляет интерес прямое сопоставление литологического состава толщ алданского комплекса с известными свитами среднего докембрия других континентов. Кварциты и силлиманитовые гнейсы верхнеалданской свиты соответствуют обычным базальным толщам среднего докембрия, амфибол-пироксеновые гнейсы и чарнокиты федоровской свиты и чарнокиты тимптонской серии — железорудным сланцевым формациям средней его части, накопление гнейсо-карбонатной толщи джелтулинской серии совпадает с обычным типом осадков, завершающих седиментацию в среднем докембрии. Серьезным противоречием в приведенной схеме являются огромные мощности алданского комплекса (более 20 км), однако не следует забывать, что речь идет о геосинклинальных формациях.
Для Алданского щита типично весьма своеобразное территориальное распределение интрузий близкого типа, различающихся сочетанием акцессорных минералов. Так, например, среди кварцитов верхнеалданской свиты доминируют граниты с акцессорным монацитом, в то время как среди железорудно-диопсидовой продуктивной федоровской свиты распространены преимущественно гранитоиды с цирконом и ортитом, часто встречаются темноцветные компоненты, молибденит, магнетит.
Столь резкое литологическое различие двух свит иенгрской серии (верхнеалданской и федоровской) еще в большей степени отразилось на их металлогении. Практически подавляющее большинство железорудно-диопсидовых метасоматитов сконцентрировано в федоровской свите. Образование этих залежей шло при активном участии щелочей. Аналогичные процессы в верхнеалданской свите приводили к появлению кордиерита в гранат-силлиманитовых сланцах с отчетливой структурой разъедания силлиманита калиевым шпатом.
Из-за метаморфизма пород Алданской плиты, проявленного по крайней мере дважды, следует тщательно разграничивать разновозрастные явления в этих толщах. Заслуживает внимания вывод, сделанный Д. А. Михайловым о существовании двух типов диопсидов в пределах иенгрской серии, с одной стороны, слагающих пластовые залежи, а с другой — контактовые метасоматиты.
Д. П. Сердюченко (1954) на основании первоначальной неоднородности исходного состава отдельных свит полагает, что в толщах федоровской серии имеет место сингенетичное обогащение их не только железом, но и рядом других элементов. Образование рудных залежей связано с общим метаморфизмом пород до внедрения интрузий.
Эти взгляды в настоящее время разделяются далеко не всеми исследователями. Так, например, Н. Г. Судовиков формирование метасоматитов связывает с так называемым фронтом базификации, возникающим при гранитизации, в результате которой происходит привнос в верхние ярусы кальция, магния, железа, выносящихся из зоны собственно гранитизируемых пород.
Л. И. Шабынин решительно отстаивает мнение о роли контактового метасоматоза в образовании железорудных залежей, возникающих якобы в самых различных ярусах Алданской плиты, в том числе в палеозойских осадках под влиянием постмагматических рудоносных растворов.
Исходя из этих представлений, при составлении геохронологической схемы Алданского щита следует отметить резкое литологическое различие свит и серий, предопределившее распределение рудных залежей. Весьма древний возраст мигматизации и метаморфизма всех толщ оценивается в 2400 млн. лет. Рудообразование и метасоматоз протекали уже в условиях жесткой глыбы около 2000 млн. лет назад в одну эпоху со становлением интрузий платформенного типа. Эти интрузии (аляскиты) завершили активную геологическую историю Алданского щита в докембрии около 1900 млн. лет назад (рис. 42).
Рис. 42. График значений возраста интрузий Алданского щита (в млн. лет): 1 — уранинит; 2 — монацит; 3 — циркон; 4 — малакон; 5 — ортит; 6 — сфен; 7 — гранат; 8 — ильменнт
Специфической особенностью Алданского щита является возрождение на его территории активного магматизма в мезозойское время, выразившееся во внедрении в древнейший фундамент Алданского района значительного числа субщелочных плутонов, расположенных вдоль двух дуг, выпуклостью обращенных к северо-востоку. Среди них Ю. А. Билибин выделяет несколько наиболее крупных массивов: Ингили, Томмот, Якокут, Юхта и Иллымах, представленных пластовыми кварцевыми и бескварцевыми порфирами, эгириновыми гранитами и щелочными сиенитами.
Особое значение измерения абсолютного возраста имели для выяснения стратиграфического положения пород так называемого станового комплекса. Породы этого комплекса, представленные различного рода гнейсами, распространены вдоль южной окраины Алданского щита в районе Станового хребта и имеют субширотное простирание складок. До 1955 г., согласно представлениям Д. С. Коржинского (1944), они относились к алданскому комплексу, испытавшему сложный метаморфизм в процессе более поздней становой орогении. Своеобразные минеральные ассоциации района амфибол — альбит — хлорит — серицит — пирит рассматривались как результат позднейшего диафтореза при раздавливании и перекристаллизации первичных гнейсов.
Ю. Б. Казмин и Л. П. Копаевич указывали на отсутствие несогласий между породами обоих комплексов в тех случаях, когда они участвовали в строении единых складчатых структур, например в бассейне р. Нюкжи и верховьях Алгомы. В отдельных случаях ими отмечались реликтовые находки пироксенов, типичные для алданского, но обычно отсутствующие среди пород станового комплекса. В связи с этим С. П. Кориковский высказал предположение, что становой комплекс представляет собой часть Алданского фундамента, на котором накапливались осадки более юной миогеосинклинали. После сложных процессов гранитизации и метаморфизма, которые привели в западной части Станового хребта к появлению дистенсодержащих гнейсов, осадки миогеосинклинали оказались смытыми, а фундамент выведен на поверхность.
Однако при последующих геологосъемочных работах, проведенных ВАГТ, ЛАГЕД и другими организациями, подтвердились предположения Ю. К. Дзевановского о широком распространении в указанном регионе метаморфических пород более юного возраста, условно отнесенных им к протерозою. Это доказывалось прежде всего характером тектонических соотношений между отдельными глыбами пород алданского комплекса в указанном районе и породами станового комплекса, протягивающимися в виде полосы шириной 220-280 км субширотного простирания. Преимущественно северо-западные простирания складок в подобных глыбах, резко отличный литологический состав толщ (вулканогенно-осадочные метаморфические породы типа гиперстенсодержащих гнейсов и кварцитов), отвечающий гранулитовой фации метаморфизма по сравнению с гранитизированными песчано-глинистыми осадками станового комплекса, относящимися к амфиболитовой фации метаморфизма, — главные критерии различия этих разновозрастных пород.
Согласно Г. М. Друговой и А. Н. Неелову, формирование толщ станового комплекса началось после завершения складчатости и метаморфизма нижнеархейского времени, на поверхность были выведены глубокие горизонты древнейшей подвижной зоны, соответствовавшие гранулитовой фации регионального метаморфизма, подвергшиеся денудации. По данным ВАГТ, в настоящее время предлагается следующая стратиграфическая схема расчленения толщ станового комплекса.
К наиболее древним частям разреза относится так называемая свита Зверева, ранее сопоставлявшаяся счекчёйской свитой алданского комплекса. Последние исследования показали, что эта свита, сложенная в нижней части биотит-гиперстеновыми кристаллическими сланцами, а в верхней биотит-амфиболовыми гнейсами, протягивается вдоль южного края Алданского щита из верховьев Олёкмы до бассейна р. Тимптон, имея все время широтное простирание, и нигде в породы чекчёйской свиты не переходит. По данным А. Г. Кац и М. 3. Глуховского, разрез этой свиты имеет следующий вид:
Породы свиты Зверева по парагенетическим минеральным ассоциациям относятся к гранулитовой фации метаморфизма и являются аналогом алданского комплекса в Становой орогенической зоне. Биотиты, выделенные из этой толщи восточнее в бассейне р. Сутам, по данным аргон-калиевога метода показали 2600-2700 млн. лет (Г. М. Другова, Э. К. Герлинг).
Южнее области распространения свиты Зверева залегают толщи, относимые к протерозою (чильчинская и кудуликанская свиты), имеющие повсеместно тектонический контакт со свитой Зверева. Восточнее, в бассейне р. Сутам, они непосредственно контактируют вдоль зоны разлохма с метаморфическими породами иенгрской серии. Чильчинская свита представлена однообразными тонкополосчатыми биотитовыми гнейсами с интенсивно развитой плойчатостью и небольшими пропластками амфиболитов в верхней части разреза. Общая мощность свиты 1500-2000 м. Кудуликанская свита сложена амфиболовыми и биотит-амфиболовыми сланцами, согласно залегающими на чильчинской свите. Общая мощность свиты 1500-2000 м.
Все эти породы относятся к более юным образованиям, так как отличаются меньшим метаморфизмом (амфиболитовая фация); кроме того, в них полностью отсутствуют мигматиты, свойственные более древним комплексам.
В бассейне р. Малый Чульман Г. М. Друговой и А. Н. Нееловым была выделена так называемая субганская толща, представленная биотит-кварцевыми сланцами мощностью около 800-1000 м, отнесенная ими к синию. Однако пересечение этой толщи пегматитами, возраст которых по результатам измерения аргон-калиевым методом оказался равным 1740-1890 млн. лет, явно свидетельствует о ее досинийском возрасте. Скорее она является аналогом «иотния» — карельских молассовых отложений, отнесенных К. О. Кратцем к верхам карелид.
Указанные толщи смяты в субширотные складки, отделенные от основного массива Алданского щита глубинным Южно-Алданским разломом. Кроме того, в строении самой Становой зоны выделяются внешний и внутренний поясы. разделенные Джелтулакским и Тукурингрским разломами, также имеющими широтное простирание.
Древнейший магматизм Становой зоны, не получивший до сих пор оценки возраста, характеризуется развитием пластовых тел габбро, анортозитов, нироксенитов в нижних частях свиты Зверева. Отмечено лишь пересечение их пегматитами, датируемыми 1900 млн. лет.
К наиболее ранним гранитоидам относятся так называемые микропертитовые, иногда гиперстенсодержащие граниты, образующие послойные тела и мигматиты в верхних частях свиты Зверева. Наиболее развиты в районе так называемые раннестановые граниты, распространенные в южной части Станового хребта, как бы замещающие протерозойские толщи в ядрах слагаемых ими антиклинальных структур. Эти амфибол-биотитовые по составу и гнейсовидные по структуре граниты замещают главным образом породы кудуликанской свиты, образуя линейно вытянутые тела. Д. С. Коржинский, впервые выделивший древнестановые граниты, описывая их в районе пос. Тынды, обращал внимание на пластовую форму их залегания, включения отдельных пачек гнейсов, «не повернутые друг относительно друга ксенолиты амфиболитов» и т. д. Часто эти граниты выглядели как линзы, не имеющие корней. С этой наиболее ранней гранитизацией в Становом хребте связано появление золотосодержащей сульфидной минерализации. М. Д. Крылова отмечает при описании тех же гранитов значительную неоднородность древнестановых гранитов, образовавшихся при гранитизации весьма различных пород, в том числе и интрузивных основного состава.
К заключительным интрузивным проявлениям, представленным крупными массивами в южной части Станового хребта, относятся биотит-роговообманковые порфировидные граниты и гранодиориты, слагающие, в частности, Чубачинский массив (150 X 50 км), встречающиеся на протяжении нескольких сот километров. В восточной части Станового хребта, в бассейне рек Сутам и Гонам, к этой же группе гранитоидов относятся аплитовидные пластовые тела, залегающие согласно с вмещающими породами. В отличие от древнестановых гранитов последние имеют рвущие контакты, представляя собой, по-видимому, посторогенные интрузии. Их возраст различными методами был определен в 1900 млн. лет. С ними генетически связаны ноля пегматитов того же возраста.
К самым поздним интрузиям этой эпохи, вероятно, следует отнести лейкократовые биотитовые граниты, сопровождаемые рассеянной вольфрамо-оловянной минерализацией, прорывающие субганскую «синийскую» толщу А. Н. Неелова, также датируемую 1740-1890 млн. лет.
Для Становой зоны характерно отсутствие аляскитовых интрузий, типичных для краевых зон Алданской плиты (как северной, так и южной), имеющих явно дискордантныи характер по отношению н толщам, слагающим Алданскую плиту.
Аляскиты Алданского щита, как и заключительные интрузии гранитоидов Становой орогенной зоны, тесно связаны с разломами, завершившими ее тектоническое развитие. Со Становым разломом, представляющим собой серию кулисообразно расположенных дислокаций в бассейне рек Алдан и Чульман, протягивающимся на сотни километров, связаны многочисленные поля пегматитов. В центральной части Становой зоны это преимущественно ортитоносные тела (Ян, Чильчи), на востоке — пегматиты Большая Даурка, Юкта; в западной части, в бассейне Олёкмы, это редкометальные метасоматиты Тас-Юрях, Усть-Нюкжа, среди которых наряду с ортитом и монацитом появляются чевкиниты. На западном продолжении той же тектонической зоны появляются кутугинские пегматиты, генетически связанные € интрузией, прорывающей удоканские песчаники.
Определения абсолютного возраста различных радиоактивных минералов этого пояса, выполненных свинцово-урано-ториевым методом (36 определений) дали строго совпадающие результаты по изотопному отношению Рb 207 /Рb 206 , отвечающие значению 1860±50 млн. лет (см. рис. 4). Эти данных хорошо совпадали и с параллельно полученными Э. К. Герлингом определениями их возраста аргон-калиевым методом.
Возрастные данные, полученные и для интрузивных, и для пегматитовых образований, подтвердили существование единой магматической эпохи, в течение которой возникли платформенные интрузии Алданского щита и сложный комплекс син- и посторогенных интрузий и пегматитов Становой складчатой области.
Исходя из изложенного выше материала, можно предположить, что в районе Становой складчатой области распространены формации, накопление которых происходило заведомо позднее 2600 млн. лет и закончилось ранее 1900 млн. лет. Так же как в районах распространения кировоград-житомирских интрузий на Украине или беломорской формации Балтийского щита, в зонах среднедокембрийских геосинклиналей, аналогом которых выступает в данном случае Становая орогеническая область, не удается обнаружить никаких признаков древнего основания, за исключением, может быть, свиты Зверева, занимающей краевое положение в этой зоне. Все это позволяет думать, что становой комплекс может быть отождествлен с верхней частью среднего докембрия. Таким образом, предположения о близости во времени накопления осадков станового комплекса и некоторых свит алданского комплекса не лишены основания, хотя метаморфизм этих свит может быть весьма различен.
Интенсивный магматизм области Станового хребта, носивший вначале явно синорогенный характр (древнестановые граниты), по существу оказался синхронным магматическим проявлениям в самом Алданском щите, где интрузии этого времени (аляскиты) имеют четко выраженный платформенный тип. С последними сходны лишь наиболее поздние интрузии Становой орогенической области (лейкократовые интрузии). Обширная зона пегматитов, протягивающаяся вдоль пограничной зоны разломов, разделяющей Алданскую плиту и Становую область, возникла в завершающий этап превращения этой подвижной зоны в платформу, единую с Алданской плитой. Полученное для нее значение возраста 1860±50 млн. лет датирует время завершения Становой орогении.
В 1964 г. были получены убедительные доказательства существования позднедокембрийских интрузий в южных частях Становой зоны. Так, например, в бассейне р. Куэнгрокан, правого притока Олёкмы, в верхнем ее течении обнаружены небольшие массивы сиенитов и сиенито-диоритов площадью 500-600 км 2 каждый. Возраст одного из них при исследовании акцессорных цирконов составил 1100-1250 млн. лет по трем изотопным отношениям по данным свинцово-уранового метода. Аналогичные данные были получены для ортитов из пегматитов, обнаруженных в районе Тынды (см. табл. 65). Таким образом, на южных флангах Становой орогенической зоны в позднем докембрии действительно протекали магматические процессы, однако в гораздо более скромных размерах, чем предполагалось ранее, когда на основании первых, ошибочно истолкованных данных аргоновых измерений подобный возраст был приписан Ю. К. Дзевановским древнестановым интрузиям. Позднейшие магматические процессы оказали существенное влияние на вмещающие породы станового комплекса. Весьма возможно, что именно с ними связано появление наиболее ранних диафторитов. Так, при изучении радиоактивных минералов пегматитов и метасоматитов западных участков пегматитового редкометального пояса (Тас-Юрях и др.) было обнаружено, что несмотря на обычный для пегматитов возраст минералов — около 1800-1900 млн. лет, полученный по отношению Pb 207 /Pb 206 , по всем остальным изотопным отношениям значения возраста оказались гораздо ниже из-за потери радиогенного свинца. Это, естественно, можно связать с влиянием более позднего метаморфизма с возрастом около 1000 млн. лет.
В одном из исследованных образцов — ортите из пегматита близ пос. Тында, имеющем возраст 1140 млн. лет, значения возраста по Pb 206 /U и Pb 208 /Th 232 оказались еще более низкими — от 60 до 210 млн. лет, т. е. потеря радиогенного свинца этим минералом происходила уже, по-видимому, в мезозое. Данное наблюдение хорошо согласуется с широким распространением в этих районах наиболее низкотемпературных диафторитов — метаморфически измененных пород алданского и станового комплексов, отвечающих эпидот-амфиболитовой фации.
Н. Г. Судовиков, А. Н. Неелов, Г. М. Другова и др. процесс, выразившийся в перекристаллизации слюд сланцев и замещении их агрегатом хлорита и серицита, связывают исключительно с протерозойским метаморфизмом. Однако явления столь серьезного изменения минерального состава толщ по радиологическим данным могут быть и более юными.
Так, например, породы, подвергшиеся диафторезу, отличаются весьма молодыми значениями возраста при измерении его аргон-калиевым методом — от 150 до 200 млн. лет. Потерю аргона в породах, вызвавшую такое поразительное «омоложение» возраста докембрийских толщ, Н. Г. Судовиков и А. Н. Неелов пытаются объяснить глубинным опусканием всего региона в мезозойское время, на которое указывают подобные значения, полагая, что повторная перекристаллизация их при этом могла и не происходить. Однако имеются наблюдения совместного нахождения крупнокристаллических пегматитов, датируемых аргон-калиевым методом 1900 млн. лет, и вмещающих их гнейсов, подвергшихся диафторезу, интенсивно серицитизировапиых и эпидотизированных, для которых аргоновый метод показывает значение возраста в 200 млн. лет!
По-видимому, региональное «омоложение», т. е. получение массовых значений возраста аргон-калиевым методом, заведомо более юных, нежели истинный возраст пород, обнаруженное для южных частей Становой орогенической области, указывает не столько на маловероятный эффект погружения фундамента, сколько на активное влияние мезозойского магматизма, охватившего данную краевую часть докембрийской провинции. В настоящее время еще далеко не всегда удается выделить среди разновозрастных плутонов Станового хребта мезозойские интрузии, однако сам факт их существования доказан. Эти интрузии явились отражением активных магматических событий, протекавших в Монголо-Охотском поясе, обрамлявшем с юга Сибирскую платформу, и активно воздействовали на ее южный край.
Восточная окраина Алданского щита представляет исключительный интерес для геохронологии докембрия, поскольку на этой территории удается установить взаимоотношения древнейших, рассмотренных нами выше, глыб докембрия с позднедокембрийскими отложениями.
В пределах восточной окраины Алданского щита, по В. М. Моралеву и А. Л. Ставцеву, могут быть выделены следующие структурные единицы (рис. 43):
Рис. 43. Тектоническая схема восточной части Алданского щита и сопредельных областей. По В. М. Моралеву: 1 — выступы кристаллического фундамента Алданского щита: Идюмо-Хайканское (I), Маймакано-Батомгское (II), Омнинское (III) поднятия; 2 — поднятия фундамента, перекрытые чехлом осадочных пород — Дыгдинский вал (IV); 3 — поднятия, связанные с мезозойскими интрузиями: Аимо-Кеткапское (V), Томптоканское (VI), Одолинское (VII); 4 — прогибы, выполненные синийскими и кембрийскими отложениями: Алданский (VIII), Майский (IX), Уяно-Улканский (X), Меркюэльский (XI); 5 — Вилюйская синеклиза, 6 — Восточно-Алданская зона переходной складчатости; Челатское краевое поднятие (XII), 7 — Верхоянская складчатая область: Аллах-Юньский синклинорий (XIII), 8 — мезо-кайнозойские прогибы Охотского вулканического пояса: Предджугджурский (XIV), Охотский (XV), 9 — взбросы: Нельканский (XVI), Челатский (XVII), 10 — интрузии центрального типа, предкембрийские
1) выступы древнего кристаллического фундамента — Идюмо-Хайканское, Маймакано-Батомгское и Омнинское поднятия, а также поднятия Дыгдинского вала, перекрытого чехлом поздних осадочных пород;
2) поднятия, обусловленные внутриплатформенным мезозойским магматизмом — Аимо-Кеткапское, Томптоканское, Одолинское;
3) прогибы древнего фундамента, выполненные синийскими и кембрийскими осадками — Алданский, Майский, Уяно-Улканский, Меркюэльский с амплитудами прогибания не более 2500 м и углами наклона крыльев 1-3°. Эти прогибы представляют собой краевые прогибы Алданского щита, переходные к расположенной восточнее области геосинклинали;
4) наиболее отчетливо эта двойственная роль структур восточного склона Алданского щита проявилась в строении Восточно-Алданской зоны переходной складчатости, имеющей меридиональное простирание и обрамляющей с востока Алданский щит. Суммарная мощность синийских и кембрийских отложений этой зоны достигает 13 000 м.
При движении с запада на восток происходит не только возрастание мощности чехла этих отложений, но и характерное осложнение складчатости всей толщи, выражающейся в сужении меридионально вытянутых складок шириной от 20-30 км на западе до 5-7 км на востоке. Одновременно отмечается и общее увеличение дислоцированности пород. Углы падения складок на востоке возрастают до 80-90°, вместо 50-60° на западе, появляются крупные меридиональные дислокации; Нельканский и Челатский разломы, определяющие последовательное ступенчатое погружение отдельных зон (рис. 44).
Рис. 44. Схематический профиль через Восточно-Алданскую зону. По В. М. Моралеву: 1 — архейско-протерозойский кристаллический фундамент; 2 — синийские отложения; 3 — кембрийские отложения; 4 — мезо-кайнозойские эффузивные образования; 5 — разрывные нарушения
Хорошая изученность литологии синийских осадков этих районов (В. А. Ярмолюк, С. В. Нужнов и др.), измерения абсолютного возраста глауконитов из ряда свит этого разреза позволили выделить среди них несколько разновозрастных серий (табл. 60) и сопоставить разрезы синийских отложений платформы и отдельных прогибов. На основании подобного сопоставления был сделан вывод об однородности фаций и мощностей раннесинийских серий (учурской и майской) в пределах Майского прогиба и Восточно-Алданской зоны. Начиная с уйского времени (кандыкская свита) происходит заметное возрастание мощности позднесинийских осадков восточнее Нельканского и особенно Челатского разломов, сопровождающееся изменением состава фаций — от песчаников на западе до алевролитов и аргиллитов на востоке. Этот процесс асимметричного прогибания Восточно-Алданской зоны, отражавший развитие мощной позднесинийской геосинклинали на востоке, закончился в предкембрийское время, поскольку кембрийские отложения как в пределах Алданского щита, так и в пределах Восточно-Алданской зоны не различаются ни по мощности (800 м), ни по фациям (преимущественно карбонатные породы).
Таблица 60
( Примечание. Все определения возраста велись аргон-калиевым методом по глаукониту, за исключением кварцевых порфиров канкулинской свиты, возраст которой был определен свинцово-урановым методом по циркону, выделенному из породы.)
Магматические события позднего докембрия, характерные для геологической истории восточной окраины алданского щита, соответствуют крупным перерывам в осадконакоплении предучурского, предмайского и пред кембрийского времени.
К наиболее раннему магматическому комплексу этого региона относятся Улканский (5,5 тыс. км 2 ) и Угаянский (900 км 2 ) массивы, обнаруженные в верховьях Маймакана и Улкана (правый приток р. Учура) (рис. 45).
Рис. 45. Схематическая геологическая карта района развития раннесинийского интрузивного улканского комплекса. По данным Н. С. Шпак: 1 — четвертичные и мезозойские отложения; 2 — нижнекембрийские и синийские отложения: 3 — уэннинская; 4 — гонамская, 5 — канкулинская свиты; 6 — протерозойские кристаллические образования; 7 — архей, 8 — нижнемеловые интрузии, 9 — протерозойский анортозитовый комплекс; раннесинийские магматические образования: 10 — лейкократовые габбро-диабазы, 11 — силлы диабазовых порфиритов; улканский субвулканический комплекс: 12 — рибекитовые граниты, 13 — граносиениты и граносиенит-порфиры, 14 — кварцевые порфиры и граносиенит-порфиры; 15 — тектонические нарушения. I — Улканский массив, II — Угаянский массив. Цифры па карте — значения возраста (в млн. лет)
Эти массивы имеют активный контакт с протерозойскими толщами и песчаниками канкулинской свиты. Н. Д. Зленко и Н. С. Шпак выделяют в составе этого магматического комплекса следующие фазы субвулканических образований:
1) рибекитовые граниты, граносиениты, граносиенит-порфиры и кварцевые порфиры (собственно улканский субвулканический комплекс);
2) миндалекаменные диабазовые порфириты, диабазы и плагиоклазо-вые порфириты;
3) лейкократовые габбро-диабазы и плагиоклазиты.
Улканский массив представляет собой выход щелочных рибекитовых гранитов и граносиенитов, окаймленных кварцевыми порфирами, образующими пластовые залежи во вмещающих породах (песчаниках) канкулинской свиты. Восточная часть массива, представленная пластовыми телами кварцевых порфиров, залегающих в основании канкулинской свиты непосредственно на древнем кристаллическом фундаменте, перекрыта песчаниками гонамской свиты учурской серии, содержащей гальку кварцевых порфиров и граносиенит-порфиров. Количество подобной гальки в базальных песчаниках гонамской свиты заметно убывает в северо-западном направлении, что характеризует Улканский плутон как область размыва и денудации при отложении толщ учурской серии.
Угаянский массив залегает среди гранитов и гнейсов протерозойского возраста и перекрывается осадками эннинской свиты майской серии. Подобно Улканскому массиву, он сложен граносиенитами и граносиенит-порфирами. Наблюдаемые вокруг массива кварцевые порфиры, по-видимому, относятся к силлам канкулинской свиты, прорываемым интрузиями Угаянского массива. Так, например, Н. Д. Зленко отмечает, что среди кварцевых порфиров известны жилы и штоки граносиенит-порфиров, а жилы мелкозернистых рибекитовых и биотит-рибекитовых гранитов прорывают и те и другие. Петрографическое исследование пород указывает на относительно более свежий облик граносиенитов и рибекитовых гранитов, отличающихся обилием акцессорных минералов, в том числе фиолетовоокрашенного циркона (малакона), чем кварцевых порфиров, для которых типична интенсивная пелитизация калиевого полевого шпата, появление автометасоматического зеленого биотита и т. д.
Среди ксенолитов вмещающих пород в граносиенитах обоих массивов наряду с гнейсами архейских толщ отмечаются также ороговикованные песчаники канкулинской свиты. Таким образом, постканкулинский возраст улканского магматического комплекса очевиден.
С Улканским массивом рибекитовых гранитов связаны многочисленные дайки пегматитов, которые характеризуются богатой минерализацией.
Измерения абсолютного возраста свинцово-урановым методом этих радиоактивных минералов, выделенных из кварцевых порфиров канкулинской свиты, рибекитовых гранитов и пегматитов Улканского массива, показали исключительно хорошую сходимость результатов по изотопному отношению Рb 207 /Рb 206 , давших значение 1900±50 млн. лет (см. табл. 65). Аналогичные значения были получены Н. И. Полевой по биотитам аргон-калиевым методом. Следовательно, и эффузивы канкулинской свиты, и субщелочные интрузии улканского комплекса можно рассматривать как комагматические образования, возникшие в ту же эпоху, что и большинство интрузий Алданского щита и Становой орогенической зоны.
Однако до настоящего времени недостаточно ясна хронологическая последовательность некоторых других магматических проявлений этого региона. Так, например, на юге Улканский массив граничит с массивом анортозитов Джугджура площадью около 5000 км 2 , вытянутым вдоль юго-западной части Джугджурского хребта на протяжении 250 км. А. П. Лебедев и Н. В. Павлов рассматривают его как крупнейшую синтектоническую интрузию древней орогенной зоны, с которой связано сульфидно-никелевое оруденение. Характер контакта анортозитов и субщелочных гранитов Улканского массива, по-видимому, указывает на более поздний возраст последних. С другой стороны, А. П. Лебедев и Н. В. Павлов отмечали сходство анортозитов Джугджура с анортозитами, прорывающими в бассейне Май кембрийские осадки.
Проведенные измерения возраста анортозитов свинцово-урановым методом по выделенному из них акцессорному апатиту дали довольно хорошо сходящиеся результаты порядка 2300±? млн. лет. Низкие содержания урана в апатите не позволяют считать полученное значение возраста достаточно точным. Единственный вывод, который мы можем сделать сегодня, заключается в том, что эта дата имеет существенное значение для оценки времени складчатой структуры Становика — Джугджура, относящейся к среднему докембрию.
В юго-восточной части Алданского щита, в пределах распространения сутамской свиты джелтулинской серии, в непосредственной близости к району развития гранитоидов улканского комплекса и анортозитов Джугджура, известна апатитовая минерализация метасоматическоге происхождения. Обычно она развивается по зонам трещиноватости в осевых частях складок либо по зонам дробления вдоль диабазовых даек и пегматитов северо-западного простирания, секущих смятые в складки и метаморфизованные до их вторжения толщи.
Метасоматические тела представлены сильно измененными гнейсами по контакту с дайками, которые при этом почти не изменяются, играя роль экранов для просачивающихся по трещинам растворов. Минеральный состав их характеризуется хлоритом, замещающим темноцветные минералы гнейсов, альбитом и серицитом, развивающимися по полевым шпатам, фторапатитом и щелочными амфиболами. Эта ассоциация минералов сопровождается более поздней прожилковой, в состав которой входят манганокальцит и доломит, пирит, халькопирит и галенит.
Измерения абсолютного возраста пегматитов, предшествующих этой минерализации, выполненные аргон-калиевым методом, показали 1770, 1830 и 1990 млн. лет. Измерения возраста фторапатитов из метасоматитов, выполненные свинцово-урановым методом, дали несколько более юное значение возраста — 1700 млн. лет (см. табл. 65). Приведенные данные, вероятно, свидетельствуют о самых поздних магматических посторогенных проявлениях на флангах Алданской плиты, синхронных крупным магматическим событиям в восточных складчатых зонах, обрамляющих Алданский щит.
Рассмотренные выше значения возраста, полученные по цирконам для улканских гранитоидов, указывали на наличие серьезного позднейшего метаморфизма, выразившегося в значительном снижении значений возраста двух цирконов по свинцово-урановым и свинцово-ториевому отношениям (они не превышали 1000 млн. лет). Определения возраста, выполненные ранее аргон-калиевым методом для сиенитовых фаз гранитоидов, показали-940 млн. лет. Более того, циркон, выделенный из глыб щелочных гранитов в элювиальных развалах, показал при исследовании его свинцово-урановым методом 1140 млн. лет. Характерно, что в базальных пачках эннинской свиты, датированной по глаукониту 1190 млн. лет, встречается именно такая галька щелочных пород улканского комплекса.
Все это позволяет думать, что в районе Улканского массива магматические проявления были неоднократны. В частности, завершение учурского цикла осадконакопления ознаменовалось очередной вспышкой магматизма, оказавшей заметное влияние на более ранние породы улканского комплекса. Начавшийся затем майский цикл осадконакопления отличался большей длительностью и большими мощностями возникших отложений. Вначале отложения майской серии были представлены песчаниками эннинской свиты с редкими прослоями водорослевых доломитов, сменившимися далее алевролитами и аргиллитами омнинской свиты, затем глинистыми известняками малгинской и монотонными доломитами ципандинской свит, завершают цикл аргиллиты лахандинской свиты, свидетельствующие о постепенном обмелении бассейна, достаточно устойчивого и глубокого в середине майского времени. Общая мощность отложений майской серии составила почти 2000 м. В конце этого времени отмечается поднятие Алданского щита, сопровождавшееся углублением прогиба вдоль его восточной окраины, где продолжалось накопление осадков. В связи с этим самые поздние осадки синия, например кандыкской и усть-кирбинской свит уйской серии, представленные песчаниками и алевролитами, на территории рассматриваемого района имели различную мощность, возраставшую в восточном направлении до 800 м и сходившую на нет на западе.
Хотя по составу осадков уйская серия отвечала началу нового цикла седиментации, углового несогласия между лахандинской и кандыкской свитами не наблюдалось. Да и сам цикл уйской серии был прерван в самом начале в результате тектонических подвижек и обширной трансгрессии нижнекембрийского моря. Осадки кембрия, как уже отмечалось, с резким угловым несогласием залегают на денудированном докембрийском основании восточной окраины Алданского щита, входя в соприкосновение с докембрийскими формациями различной древности. Стабилизировавшийся режим седиментации в кембрии отразился и на постоянстве мощности и фаций кембрийских отложений для этой территории, что совершенно несвойственно позднему синию.
Период длительного накопления осадков значительной мощности в майское время, сопровождавшийся явлениями инверсии в уйское время, естественно, должен был также сопровождаться и явлениями магматизма. Действительно, для восточной окраины Алданского щита характерно появление в предкембрийское время многочисленных интрузий так называемого центрального типа, сопровождаемых метасоматическими образованиями карбонатитов, обнаруживаемых как в пределах Восточно-Алданской зоны переходной складчатости между Алданским щитом и Верхоянской геосинклинальной областью, так и в кристаллических выступах самого Алданского щита. К числу таких массивов относятся (с северо-востока на юго-запад): Горное Озеро, Ингили, Кондёр, Асбарастах. Для всех названных массивов характерны общие черты строения и, по-видимому, один и тот же геологический возраст. Различие в распространенности тех или иных типичных для этих интрузий пород в значительной степени определяется фактором глубинности их формирования и размерами эрозионного среза. Действительно, глубоко вскрытый массив Асбарастах наиболее полно представлен различными магматическими и метасоматическими фациями, присущими подобным массивам. Так, по описанию Н. Д. Зленко и С. П. Стоялова, Асбарастахский массив занимает площадь около 36 км 2 и имеет в плане округлую форму с резко выраженным концентрически зональным строением. Ядро массива сложено пироксенитами. Вокруг пироксенитов следует узкая зона ийолит-мельтейгитов, а затем мощный (до 4 км) ореол фенитизированйых пород архейского метаморфического комплекса, содержащих мелкие тела нефелин-канкринитовых сиенитов, что указывало на значительный масштаб щелочнометасоматических процессов, развивавшихся по периферии этого массива.
Контакты между пироксенитами и ийолит-мельтейгитами обычно вертикальные. Эти наиболее распространенные породы обычно пересечены жильными телами по кольцевым и радиальным трещинам кимберлитового, ийолит-уртитового и карбонатитового состава, а также прожилками апатита, магнетита и флогопита. Карбонатиты состоят из кальцита, апатита, магнетита. Минералы пригодны для свинцового метода.
Характерно, что многие породы Асбарастаха несут следы изменений, вызываемых развитием поздних интрузивных и метасоматических явлений. Так, по контакту с жилами карбонатитов происходит ослюденение пироксенитов, процессы фенитизации генетически связаны с вторжением щелочных интрузий сиенитового состава, более поздних, чем пироксениты, слагающие ядро массива. Наряду с фенитизацией вмещающих гнейсов интенсивной перекристаллизации подвергаются кальцифиры вмещающих толщ архея, приобретающие при этом черты карбонатитов, распространенных главным образом среди пироксенитов. С этими карбонатными породами архейского фундамента ряд исследователей связывает происхождение карбонатитов Асбарастаха. По находке среди интрузивных пород Асбарастаха ксенолитов измененных синнйских пород геологический возраст его определяется как послееинийский.
Массив Кондёр, обнажающийся по левобережью Май в краевой части Маймакано-Батомгского поднятия, залегает среди алевролитов и аргиллитов эннинской и омнинской свит, общей мощностью около 400 м, залегающих на кристаллических породах фундамента. Центральная часть массива сложена дунитами (5,5 км в диаметре), окаймляемыми перидотитами и во внешней зоне косьвитами — породами авгит-титаномагнетитового состава с высоким содержанием апатита. Контакты всех этих пород строго вертикальные. Наиболее поздние жильные тела, секущие весь массив, представлены (в порядке внедрения): лампрофирами, пегматитами, карбонатитами и щелочными сиенитами. В экзоконтактах интрузии отмечалось небольшое ощелачивание пород, выразившееся в образовании биотитовых роговиков по песчаникам эннинской свиты.
Среди карбонатитов выделяется три типа: ранние, преимущественно кальцитового состава, доломитовые и, наконец, поздние карбонатиты, содержащие сульфиды (галенит, халькопирит и др.). Как отмечает А. А. Эльянов, описавший массив Кондёр, ни среди пород фундамента, ни в синийских отложениях, прорываемых этим массивом, не отмечено карбонатных горизонтов. А. А. Эльянов связывает с этим обстоятельством магматический генезис карбонатитов Кондёра. По нашему мнению, отсутствие продуктивных карбонатных горизонтов на пути магм и растворов, формировавших Кондёрский массив, обусловило ничтожную распространенность рудной минерализации в карбонатитах, обычно для них типичной.
Нижний предел возраста массива Кондёр определяется тем, что вмещающие его синийские отложения, залегающие во всем районе строго горизонтально, вздернуты вокруг массива и имеют вертикальное залегание, свидетельствующее о его более позднем вторжении.
Массив Ингили, расположенный в 120 км к северо-востоку от массива Кондёр, в среднем течении р. Ингили, залегает среди протерозойских гнейсов, протыкающих синийские отложения. Последние представлены непрерывным разрезом от омахтинской свиты до кандыкской. В пределах узкой шириной 3-4 км кольцевой полосы вокруг массива гнейсов синийские толщи так же вздернуты, как и вокруг Кондёра. Следует отметить, что эти вертикально стоящие горизонты синия трансгрессивно перекрываются горизонтально лежащими осадками юдомской свиты (Сm1), не несущими каких-либо следов контактового изменения.
Сам массив Ингили, подобно остальным аналогичным массивам, имеет концентрическое строение и сложен ийолит-мельтейгитами — породами нефелин-пироксенового ряда, имеющими кольцевой ореол фенитизации (шириной 2-3 км) протерозойских пород фундамента. К числу позднейших жильных и метасоматических пород, распространенных в массиве, относятся карбонатиты нескольких генераций.
Наиболее удаленный в северо-восточном направлении массив Горное Озеро, находящийся в ядре Восточно-Алданской зоны переходной складчатости, залегает среди известняков лахандинской и алевролитов кандыкской свит. Массив представлен исключительно нефелин-канкринитовыми сиенитами, несущими следы активного карбонатного метасоматоза, приводящего к образованию полей карбонатитов, сопровождаемых цирконом, пирохлором, сфеном.
Таким образом, все рассмотренные выше массивы обладают определенным сходством, указывающим на общность их происхождения. Очевидно, идентично и время их образования, хотя для каждого массива нижний и верхний пределы времени их становления по геологическим наблюдениям достаточно далеки друг от друга.
Изменчивость в распространенности отдельных фаций изверженных пород и метасоматитов, по мнению Н. Д. Зленко, объясняется глубинностью среза. Так, в качестве критериев глубинности она выдвигает следующие признаки:
1) ослабление интенсивности щелочного и карбонатного метасоматоза, (фенитизации и карбонатитизации);
2) сокращение распространенности щелочных интрузивных пород;
3) преимущественное развитие гипербазитов.
В соответствии с этим Н. Д. Зленко рассматривала массив Кондёр как наиболее глубоко эродированный участок, массив Асбарастах она относила к средним глубинам эрозии, Ингили и в особенности Горное Озеро — к наименее вскрытым массивам (рис. 46).
Рис. 46. Схематическая геологическая карта Асбарастахского массива. По С. П. Стоялову: 1 — галечники; 2 — фениты; 3 — карбонатиты шильные; 4 — поля развития карбонатитов; 5 — тингуаиты; 6 — нефелиновые сиениты; 7 — ийолит-мельтейгиты; 8 — кимберлиты; 9 — рудные пироксениты; 10 — пироксениты; 11 — архейские гнейсы, кальцифиры, граниты
Однако сопоставление особенностей минерализации этих массивов и вмещающих их пород указывает и на другую, не менее важную зависимость, существующую между степенью распространенности карбонатных пород во вмещающих толщах, пересекаемых интрузиями центрального типа, и интенсивностью щелочно-карбонатного метасоматоза и редкометальной минерализации.
Действительно, в Кондёрском массиве, где ультраосновные интрузии протыкают гнейсы среднего докембрия и песчанико-алевролитовые свиты синия, редкометальная минерализация отсутствует, а количество щелочных и карбонатных метасоматитов минимально; в массиве Асбарастах, где можно было ожидать максимальный эрозионный срез, оруденение и натрово-карбонатный метасоматоз возрастают в соответствии с мощностью пересекаемых кальцифиров. Следует отметить, что наиболее типичная для Асбарастаха минерализация весьма отчетливо напоминает минерализацию гибридных пегматитов западной части Алданского щита, связанную с гранитизацией древних архейских комплексов (магнетит, титаномагнетит, апатит, флогопит). Максимальных масштабов эти явления достигают в массивах Ингили и Горное Озеро, где в их становлении существенную роль сыграли карбонатные породы синия. В отличие от двух предыдущих участков в них появляется гатчеттолит.
Таким образом, вещественный состав постмагматической минерализации, сопутствовавшей этим интрузивным массивом, в основном зависел от состава пронизываемых ими толщ. По-видимому, имел значение и эрозионный срез, в связи с чем массивы Горное Озеро и Ингили должны представлять собой менее вскрытые структуры, чем Асбарастах и Кондёр.
Для решения генетических вопросов и уточнения возраста указанных массивов были произведены серии измерений абсолютного возраста найденных в них минералов, а также изотопного состава свинца галенитов (см. табл. 61 и 65).
Таблица 61
В результате многократно повторенных измерений возраста аргон-калиевым методом по слюдам, выполненных В. М. Комаровой в лаборатории ВАГТ * получены значения, варьирующие от 609 до 688 млн. лет. Данные измерений свинцово-урано-ториевым методом по радиоактивным минералам группировались в основном вокруг значения 650±20 млн. лет. Эти даты весьма точно отвечают самым верхам синия, поскольку значение 600 млн. лет является границей нижнего кембрия — синия. Значительные вариации полученных величин возраста связаны с недостатком используемого в аналитической работе материала, а также с теми изменениями, которым подверглись массивы интрузий спустя значительное время после их образования. Наряду с явными следами подобных изменений, устанавливаемых минералогически, на тот же самый эффект указал и аномальный изотопный состав свинца галенитов массивов Горное Озеро и Кондёр, свидетельствующий о захвате различных количеств радиогенного свинца сульфидами.
* ( Радиологические работы лаборатории ВАГТ не апробированы Комиссией по определению абсолютного возраста геологических формаций при ОНЗ АН СССР.)
Так, например, один из таких галенитов с аномальным свинцом был обнаружен в районе Горного Озера в соседстве с гатчеттолитом, показавшим явный дефицит свинца. Последнее подтверждалось заниженными значениями возраста гатчеттолита по Pb/U и Pb/Th (около 370-420 млн. лет). Иначе говоря, эти минералы испытали существенную потерю свинца не более 370 млн. лет назад. В этом случае аномальный состав свинца галенитов может быть вызван добавкой радиогенного свинца, вынесенного из радиоактивного минерала при метаморфизме, к первоначальному обыкновенному свинцу месторождения. Исходя из этого предположения, легко вычислить изотопный состав радиогенного свинца добавки и произвести расчеты соотношения тория к урану в минерале-источнике, откуда этот свинец был вынесен. Для аномальных свинцов массивов Кондёр и Горное Озеро это отношение окажется 0,72-2,6, совпадая с отношением тория к урану в гатчеттолите, либо отвечая какому-то промежуточному среднему значению этого отношения в других минералах.
Весьма характерно, что серия измерений возраста аргон-калиевым методом отдельных образцов слюд метасоматитов наряду с повторяющимися значениями 650-600 млн. лет, очень часто показывала значения возраста 300-350 млн. лет, особенно для Горного Озера и Кондёра, т. е. для участков с уже отмеченными переотложениями радиогенного свинца и находящихся на крайних восточных флангах Алданской плиты (табл. 62). Следовательно, можно предположить, что существенная часть минерализации описываемых массивов связана с явлениями поздней палеозойской, а возможно, и мезозойской регенерации их первичного вещества.
Таблица 62
Подобно тому как в пределах южного склона Станового хребта были отмечены явления юного метаморфизма древнейших метаморфических комплексов, порожденные мезозойским магматизмом, так и в этом районе могло иметь место влияние того же мезозойского магматизма, который особенно развит в прилегающем хребте Джугджур. Это влияние могло проявиться в виде регенерации ранее возникших минеральных комплексов. Весьма показательно, что изотопный состав свинца сульфидов (см. табл. 61) относительно молодых плутонов, явно не отвечая геологическому возрасту, свидетельствует о более древнем их заложении и выносе свинца из более древних комплексов пород.
Из изложенного в данном разделе материала следует, что Алданский щит подвергался исключительно сильному влиянию мезозойского магматизма. Не только краевые складчатые зоны позднеархейского времени (Становой хребет, Учуро-Майская провинция), но и ядро Алданской плиты подверглись в конце юры или начале мела глубоким расколам и проникновению по ним субщелочных и щелочных магм. Этот процесс вызвал интенсивный мезозойский метаморфизм вмещающих древнейших комплексов горных пород и формирование новых «наложенных» рудных провинций специфического состава, выразившихся в распределении рудной минерализации как в ореоле субщелочных мезозойских плутонов, так и вдоль крупных региональных разломов Алданской плиты. Ю. К. Дзевановский связывает этот процесс с пологопадающими нарушениями, вызвавшими проникновение мезозойских магм из областей позднейшей мезозойской складчатости. Однако эта точка зрения, объясняющая механизм движения магматических расплавов, не решает вопрос о причинах специфической структуры Алданского щита, его исключительной раздробленности и активизации в середине мезозоя, не свойственной другим докембрийским континентам планеты.
Западным продолжением Алданского щита является Чарская глыба, занимавшая в бассейне р. Чары площадь около 20 000 км 2 . Она отделена от собственно Алданского щита Олёкминским прогибом, выполненным отложениями станового комплекса. Ю. К. Дзевановский, относящий эти толщи к протерозою, выделяет в ее составе три свиты:
К западу, до западного побережья оз. Байкал включительно, простирается складчатая зона Байкальской горной страны. Она отличается высокогорным, сильно расчлененным рельефом, ограничена на севере бассейном р. Лены, на юге, в области верховьев р. Витим, мезозойской складчатой зоной Восточного Забайкалья.
Согласно Л. И. Салопу, в этой области на раздробленном архейском фундаменте возникла геосинклинальная система байкалид, складки которой в виде дуг охватывают архейские срединные массивы. В них выделяются Байкальская, Северо-Муйская и Южно-Муйская глыбы, сложенные биотит-амфиболовыми и гиперстеновыми гнейсами и мигматитами. Геосинклинальные области в нижнем протерозое разделяются Л. И. Салопом на две зоны: внешнюю — Чуйско-Патомскую, с ее восточным продолжением в виде Кадаро-Удоканской зоны, и внутреннюю — Муйскую. Состав толщ, слагающих эти зоны, различен: от сравнительно сильно гранитизированных гнейсов и амфиболитов чуйской толщи до песчаников и гравелитов удоканской и спилито-кератофиров муйской серии.
Время формирования этих осадков определяется в первую очередь тем, что в их основании (в муйской серии) обнаружены конгломераты с галькой гранито-гнейсов и мигматитов, слагающих массивы Чарской глыбы. Определения возраста по ортиту из пегматитов и мигматитов фундамента показали 2650 млн. лет. В результате гранитизации пород чуйской и удоканской серий возникли гранитоиды куандинского комплекса, измерения абсолютного возраста которого аргон-калиевым методом дали 1650 млн. лет. Эти данные весьма близко совпадают с ранее проведенными измерениями возраста пегматитов этого же комплекса по свинцовому методу (1700 млн. лет). Кутукинские интрузии розовых гранитов, прорывающие песчаники удоканской свиты в их южной части, по многократным определениям возраста аргон-калиевым методом в лаборатории ВАГТ показали 1950 млн. лет. Эти данные были подтверждены свинцово-урано-ториевым методом при измерении возраста гадолинита и монацита из пегматитов, секущих те же интрузии (см. табл. 65). Следовательно, формирование указанных выше толщ происходило в интервале 2700-2000 млн. лет, что сближает их с вероятным временем накопления толщ станового комплекса.
В центральной части Удоканской мульды среди песчаников четкандинской свиты отмечаются небольшие штоки субщелочных интрузий, вызывающих активную альбитизацию песчаников в широком ореоле ее экзоконтактов, сопровождаемую появлением браннерита, измеренный возраст которого (1100 млн. лет) совпал со временем появления субщелочных интрузий в верховьях Олёкмы. Это пока единственное указание на определенную роль позднедокембрийского магматизма в Байкальской горной стране.
Как показали геологосъемочные работы, проведенные ВАГТ в 1962- 1963 гг., Чарской глыбы в прежнем представлении фактически не существует. От нее остались лишь небольшие массивы мигматизированных гнейсов в верховьях р. Саку, хребте Кодар (южнее Катугинского массива), в верховьях левых притоков Чары; вся же остальная территория фундамента сложена толщами предполагаемого станового комплекса, прорванного гранитами с возрастом 2000 млн. лет.
На прилагаемой карте (рис. 47) отчетливо видно характерное окончание Алданской плиты, раздробленный край которой образовал сложную мозаику внутренних массивов в Байкальско-Становой орогенической зоне.
Рис. 47. Схематическая геологическая карта Чарской глыбы с возрастными значениями горных пород. По Л. И. Горелову: 1 — аллювий; 2 — щелочные интрузии; 3 — куандинский комплекс интрузий палеозоя; 4 — нижнепротерозойские интрузии (Каларский, Каменский и другие массивы); 5 — амфиболиты; 6 — кембрийские отложения; 7 — удоканский комплекс; 8 — гнейсы и мигматиты Чарской глыбы; значения возраста; полученные: 9 — свинцовым методом по акцессорным минералам, 10 — аргоновым методом по слюдам; 11 — разломы
К более позднему времени, по Л. И. Салопу, относится накопление весьма разнородных и мощных толщ осадков так называемого среднего протерозоя на флангах внешнего пояса байкалид, в то время как в центральной внутренней зоне возникли поднятия платформенного типа. Эти толщи представлены в районе Байкало-Патомского прогиба тепторгинской свитой кварцито-песчаников и серицит-хлоритовых сланцев, залегающих с угловым несогласием на породах чуйской серии, прорванных кавактинскими интрузиями и перекрываемых терригенными осадками патомской серии. В южной части того же района в это время происходило накопление аркозов и туфов акитканской серии (мощностью до 7000 м).
В верхнем протерозое Л. И. Салоп отмечает очередную тектоническую перестройку страны, которая привела к образованию Байкало-Патомского краевого и Верхневитимского внутреннего прогибов. В последнем мощность осадочно-вулканогенных отложений с пропластками обогащенных органическим материалом известняков достигает 13 000 м. Аналогичной мощности достигают молассовые осадки патомской серии (до 15 000 м), заполнившие Приленскую зону Байкало-Патомского прогиба.В Прибайкалье в это же время отмечается накопление кварцитовидных песчаников и доломитов байкальской серии. В последнем случае указанные толщи местами интенсивно мета-морфизованы в результате контактового воздействия более поздних интрузий. Так, в Байкальском прогибе интенсивное развитие получили гранитоиды синорогенного мамско-оронского и позднеорогенного тельмамского комплексов. С указанной позднепротерозойской орогенией связывается резкое угловое несогласие между верхнепротерозойскими осадками и перекрывающими их кембрийскими отложениями.
Измерения абсолютного возраста цирконов, выделенных из отдельных массивов гранодиоритов тельмамского комплекса, показали, что, согласно свинцово-урановому методу (по изотопному отношению Рb 207 /Рb 206 ), их возраст варьирует от 1500 до 1800 млн. лет. Исходя из близости этих дат времени формирования древнейших формаций синия, в данном районе отсутствующих, можно допустить, что толщи, выделенные Л. И. Салопом как верхнепротерозойские, формировались в интервале 1900-1500(?) млн. лет. Этот вывод вскрывает глубочайшее противоречие, существующее в современных тектонических построениях, сделанных для данного региона. В частности, речь идет об отсутствии здесь какой бы то ни было «Байкальской» складчатости, поскольку последняя интрузивная деятельность в докембрии в данном районе завершилась около 1700 млн. лет назад.
Как мы увидим далее, магматическая деятельность 600-1000 млн. лет и связанная с нею складчатость и орогенез типичны для южного полушария. В частности, они широко отмечаются в Африке, Южной Америке, Индии, Австралии. На территории СССР, в том числе в Байкальской горной стране, тектоно-магматические события этого времени практически отсутствовали.
В геологической истории формирования Байкальской горной страны, как и всего юго-востока Сибирской платформы, значительную роль сыграли палео-мезозойские интрузии, впервые обнаруженные в пределах Байкало-Патомского прогиба. Абсолютный возраст посторогенных нефелиновых сиенитов измерен Э. К. Герлингом аргон-калиевым методом и показал 250-230 млн. лет, им же был отмечен широкий метаморфизм окружающих пород патомской серии такого возраста. Столь юный возраст щелочных интрузий этого района подтвержден в последнее время свинцово-урановым методом (ВСЕГЕИ). Метаморфические породы этого региона, в том числе гнейсы, относившиеся к продолжению древней формации Чарской глыбы, дали аналогичный результат при исследовании возраста содержавшихся в них слюд аргон-калиевым методом. Эти измерения позволили с значительной достоверностью провести на юге Байкальской горной страны границу влияния мезозойского метаморфизма, подобно тому, как это было сделано для региона Станового хребта.
Аналитические данные и возраст акцессорных минералов Алданского щита приводятся в табл. 63.
источник
- http://fb.ru/article/197257/geografiya-schityi---eto-aldanskiy-schit-ukrainskiy-schit
- http://studbooks.net/579159/geografiya/poleznye_iskopaemye
- http://posibiri.ru/aldanskoe-nagore/
- http://monateka.com/article/180814/
- http://studopedia.ru/3_173760_poleznie-iskopaemie-sibirskoy-platformi.html
- http://geoman.ru/books/item/f00/s00/z0000098/st025.shtml