Граничные условия геодинамических моделей формирования континентальной коры Алданского щита тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.01, доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл. Котов, Александр Борисович

• Котов, Александр Борисович
• доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл.
• 2003

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Граничные условия геодинамических моделей формирования континентальной коры Алданского щита»

Актуальность исследований. Проблема формирования и эволюции континентальной коры в раннем докембрии относится к числу наиболее актуальных проблем современной геологии и петрологии и уже на протяжении нескольких десятилетий служит предметом постоянных дискуссий. Как показывает накопленный к настоящему времени опыт изучения докембрийских комплексов, дальнейший прогресс в решении этой сложной и многогранной проблемы возможен только на основе комплексных, исследований, направленных на создание интегрированных геодинамичёскнх моделей формирования достаточно обширных сегментов древней континентальной коры. При изучении конкретных регионов первым и, по-видимому, наиболее важным шагом в этом направлении является определение граничных условий построения таких моделей, что во многих случаях помогает избежать неоднозначности трактовки фактического материала в зависимости от использованных для его интерпретации методических подходов и геодинамических концепций. В данной работе в этом плане рассматривается Алданский щит, который, с одной стороны, является крупнейшим выступом фундамента Сибирской платформы, а с другой - прекрасньм примером докембрийских провинций, в пределах которых для непосредственного изучения доступны практически все главные ассоциации пород и типовые тектоническиектуры раннего докембрия. В связи с этим определение граничных условий геодинамических моделей формирования континентальной коры Алданского щита имеет ключевое значение для геодинамической интерпретации полученных на сегодняшний день данных о геологическомении погребенного фундамента Сибирской платформы, корреляции докембрийских комплексов древних платформ Восточной Азии и глобальных палеогеодинамических реконструкций.

Цель и задачи исследований. Основная цель и задачи выполненных исследований состояли в том. чтобы определить главные граничные условия разработки интегрированных геодинамических моделей формирования и эволюции докембрийских комплексов Алданского шита, а именно: 1) реконструировать последовательность проявления эндогенных процессов в истории геологического развития этого региона. 2) определить возрастные границы «формирования главных картируемых структурных элементов, 3) оценить возраст слабо и глубоко ыетаморфигаванных осадочных и осадочно-вулканотенных комплексов, 4) выделить этапы формирования и выявить особенности изотопной структуры континентальной коры.

Фактический материал. В основе диссертации и использованных в иен методических подходов лежа т материалы, собранные автором в ходе полевых исследований докембрийских комплексов Балтийского щита (1974-1978 гг.), Алданского щита и

Джугджуро-Стаиовой складчатой области (1979, 1983-1987, 1989-1991 гг.), краевых выступов фундамента юго-западной части Сибирской платформы (1999-200! гг.) и кристаллических комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса (1988, 1995-1998, 2002 гг.).

Для обоснования защищаемых положений изучено несколько тысяч шлифов, использовано около 1000 оригинальных анализов горных пород на главные и более 200 анализов горных породна редкие и редкоземельные элементы, выполнены Sm-Nd изотопно-геохимические исследования более 500 проб гранитоидов, метаосадочных и метавулканических пород и датированы U-Pb методом по циркону 28 реперных магматических комплексов. Часть проб и образцов для проведения геохимических, геохронологических и изотопно-геохимических исследований любезно предоставлены В.И.Березкиным, Л.М.Богомоловой, С.Д.Великославинским, В.А.Глебовицким, М.З.Глуховским, Г.М.Друговой, В.Л.Дуком, А.Н.Зедгенизовым, И.К.Козаковым, ВХКузьминым, А.М.Лариным, В.И.Левицким, А.И.Мельниковьм, Л.З.Резницким, Е.Ю.Рыцком, А.П.Смеловым и В.М.Щемякинмм.

В ходе работы над диссертацией были проанализированы практически все опубликованные к настоящему времени результаты геохронологических и изотопно-геохимических исследований докембрийских комплексов Алданского щита и использованы только те из них, которые удовлетворяют современным требованиям, предъявляемым к выбору объектов и методов геохронологических исследований в областях полициклического развития эндогенных процессов. В тех случаях, когда в тексте диссертации отсутствуют ссылки на источники геохронологических данных, подразумевается, что приведены оригинальные результаты, полученные U-Pb методом по циркону (Котов и др., 1993, 1995, 2000,2002; Сальникова и др. 1993. 1997, 2002; Ларин и др., 2000.2001, 2002; Neymark et al„ 1993).

Защищаемые положения. В соответствии с поставленными задачами в диссертации обосновываются следующие защищаемые положения.

1. Образование главных картируемых структурных элементов Чара-Ояекминского геоблока относится к позднеархейскому и раннепротерозойскому, а Алданского и Батомгского геоблоков - к раннепротерозойскому этапам геологического развития Алданского шита.

2. Формирование протолитов метаморфических пород алданского гранулито-шейсового мегакомллекса связано главный образом с раннепротерозойским и позднеархейским этапами геологического развития Алданского щита.

3. Слабо метаморфизованныс осадочные и осадочно-вулканогенные толщи зеленокаменных поясов Алданского щита принадлежат по крайней мере к четырем возрастным группам: 2.0-2.4,2.5-2.6, 2.6-3.0 и 3.0-3.2 млрд, лет.

4. Формирование континентальной коры Алданского щита в раннем докембрии имело ярко выраженный дискретный, эпизодический характер. Наиболее интенсивно короооразующие процессы были проявлены в возрастных интервалах 2.0-2.2, 2.9-3.0, 3.2-3.3 и 3.5-3.8 млрд. лет.

Научная новизна.

1. Разработаны методические подходы к оценке возрастных границ проявления эндогенных процессов и формирования супракрустальных комплексов в областях полициклического развития.

2. Получены новые геологические, геохронологические и изотопно-геохимические данные, позволяющие коренным образом пересмотреть сложившиеся представления о геологическом развитии Алданского щига а раннем докембрии и определить главные граничные условия для разработки интегрированных геодинамических моделей формирования континентальной коры этого региона.

Практическое значение. Изложенные в диссертации и публикациях автора результаты могут служить основой для создания корреляционных легенд нового поколения геологических карт Алданского шита и сопредельной территории Джугджуро-Становой складчатой области и быть использованы в качестве методической основы для региональных палеогеодинамических реконструкций и обоснования выбора объектов реперных геохронологических исследований при геологической съемке областей развития метаморфических комплексов.

Апробация результатов исследований. Основные результаты исследований были представлены на VII семинаре по геохимии магматических пород (Москва, 1981), III Всесоюзном пегматитовом совещании (Иркутск, 1982), IX семинаре но геохимии магматических пород (Москва. 1983), 27-м Международном геологическом конгрессе (Москва. 1984). 10-м Всесоюзном симпозиуме по стабильным изотопам в геохимии (Москва, 1984). 11-м Всесоюзном симпозиуме по геохимии изотопов (Москва, 1986), Всесоюзном совещании «Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления» (Иркутск. 1987). 2-й Всесоюзной структурной школе (Тбилиси, 1988), 12-м Всесоюзном симпозиуме по стабильным изотопам в геохимии (Москва. 1989), 5-й рабочей встрече «Изотопы в природе» (Германия. Лейпциг. 1989), 2-м Всесоюзном совещании «Докембрий в фанерозойских складчатых областях» (Фрунзе, 1989). Ш Международном симпозиуме по архею (Австралия, Перт, 19901. Международном симпозиуме «Граниты и геодинамика»

Москва, 1991), Всесоюзной совещании «Эволюция докембрийской литосферы» (Ленинград, 1991), 4-й Всероссийской структурной школе (Иркутск, 1992), 8-м Всероссийском совещания по термобарогеохимии (Москва, 1992), 8-м Всероссийском симпозиуме' по геохимии изотопов (Москва, 1992), XVII Тектоническом совещании «Тектоника и метаморфизм» (Москва, 1994), Всероссийском совещании «Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе (земная кора и мантия)». (Новосибирск, .1995), Всероссийском совещании «Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии и их изотопно-геохронологическое обоснование» (Санкт-Петербург, 1995), 9-м Международном симпозиуме Ассоциации геологических обществ Европы (Санкт-Петербург, 1995), Международном совещании «Протерозойские события в Восточной Гондване» (Индия, Вишакхапатнам, 1995), III Международном симпозиуме имени Дж.Хаттона (США,, Мерилэнд, 1995), Всероссийском совещании «Геодинамика и эволюция Земли» (Новосибирск, 1996), 30-м Международном геологическом конгрессе (Китай, Пекин, 1996), XXX Тектоническом совещании «Тектоника Азии» (Москва, 1997), 9-м Международном симпозиуме Европейского союза геологических наук (Франция, Страсбург, 1997), Всероссийском совещании «Докембрий Северной Евразии» (Санкт-Петербург, 1997), б-м Восточно-Сибирском региональном петрографическом совещании (Иркутск, 1997), Всероссийском совещании «Проблемы магматической и метаморфической петрологии» (Москва, 1997), Всероссийском совещании «Науки о Земле на пороге XXI века: новые идеи, подходы, решения» (Москва, 1997), Совещании «Геологическое строение и полезные ископаемые Республики Саха (Якутия)» (Якутск, 1997), 44-м ежегодном совещании Института геологии провинции Сьюпериор (США, Миннеаполис, 1998), Международной конференции «Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород» (Санкт-Петербург, 1998 г.), Всероссийском совещании «Осадочные формации докембрия и их рулоносность» (Санкт-Петербург, 1998), 9-й Международной конференции по геохронологии, космохронологии и изотопной геологии (Китай, Пекин, 1998). VIII научных чтениях памяти профессора И.Ф.Трусовой «Проблемы магматической и метаморфической петрологии» (Москва, 1998), XXXII тектоническом совещании «Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма» (Москва, 1999), 10-м Международном симпозиуме Европейского союза геологических наук (Франция, Страсбург, 1999), IV Международном симпозиуме имени Дж.Хаттона (Франция, Клермонт-Ферранд. 1999), Международном совещании «Происхождение и эволюция континентальной коры в раннем докембрии» (Москва, 1999). Всероссийском совещании «Геологическое развитие протерозойских перикрагонных и палеоокеавдческих структур Северной Евразии» (Москва, 1999), 9-й Международной конференции имени В.М.Гольлшмидта (США, Хьюстон, 1999), 31-м

Международном геологическом конгрессе (Бразилия, Рио де Жанейро, 2000), Всероссийском совещании «Общие вопросы расчленения докембрия» (Апатиты, 2000), 2-м Всероссийском петрографическом совещании (Сыктывкар, 2000), 1-й Российской конференции по изотопной геохронологии (Москва, 2000), XXXIV Тектоническом совещании «Тектоника неогея: общие и региональные аспекты» (Москва, 2001), 11-м Международном симпозиуме Европейского союза геологических наук (Франция, Страсбург, 2001), XVI Всероссийском симпозиуме по геохимии изотопов имени академика А.П.Виноградова (Москва, 2001). 52-й Международной конференции имени В.М.Гольдшмидта (Швейцария, ' Давос, 2002), Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков» (Москва, Иркутск, 2002).

Кроме того, основные положения диссертации неоднократно докладывались и обсуждались в ходе проведения международных геологических экскурсий и экспедиций по проектам МПГК №280 ((Древнейшие породы Земли» (Россия, 1989; Австралия, 1990; США, 1990; Канада, 1990), № 368 "Протерозойские события Восточной Гондваны" (Индия, 1995; ЮАР, 1998; Япония, 2001), № 420 «Рост континентальной коры в фанерозое: на примере Восточной и Центральной Азии» (Китай, 1998,2002; Россия, 2001) и № 440 «Происхождение и распад Родинии» (Россия, 2001; Япония, 2001).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 217 научных работ, включая одну монографию, 16 разделов в 8 коллективных, монографиях, 58 статей в рецензируемых отечественных журналах, 9 статей в международных журналах и 8 статей в сборниках научных работ.

Благодарности. Большое влияние на формирование научных интересов автора оказали многолетние совместные исследования с Д.Бартоном, В.И.Березкиным, Е.В.Бибиковой, Л.М.Богомоловой. Н.С.Бородиной, С.Б.Бушминым, В.А.Верниковским,

A.Е.Верниковской. Д.П.Виноградовым. А.С.Воиновым, В.А.Глебовицким, В.Л.Дуком, Н.Н.Еляковым. В.И.Коваленко, И.К.Козаковым. А.Кренером, А.М.Лариным, В.И.Левицким, М.М.Мануйловой, А.И.Мельниковым, Ю.В.Миллером, Ф.П.Митрофановым, И.М.Морозовой, А.Натманом, ''л.А.Неймарком, З.Питерманом. Ю.С.Лолеховским, П.Симсом. М.Райтом. Д.З.Резницки.м. М.Е.Сатье, Л.М.Саморуковой, А.П.Смеловым,

B.Тодтом, В.М.Шемякиным, К.А.Шуркиным. Г.Б.Ферштагером, А.Л.Харитоновым и В.В.Ярмолкжом, постоянные дискуссии с которыми немало способствовали выработке идеологии данной работы.

Весьма полезными были обсуждения проблем геологии и петрологии, изотопной геологии и тектоники докембрийски.х комплексов, а также методических вопросов их изучения с Е.Н.Алтуховым, В.Г.Беличенко. С.В.Богдановон. Ч.Б.Борукаевым,

С.Д.Великославпнским, Б.Виндли, А.Г.Владимировым, А.С.Гибшером, М.М.Гороховым, М.З.Глуховским, Г.М.Друговой, А.Э.Изохом, А.Н.Казаковым, В.И.Казанским, Е.Н.Каменевым, Л.П.Карсаковым, К.Конди, С.П.Кориковским, Л.Н.Котовой, Д.П.Крыловым, М.И.Кузьминым, В.И.Лебедевым, Л.К.Левским, Ф.А.Летниковым, С.БЛобач-Жученко, Д.Майерсом, В.А.Макрыгиной, Р.И.Милькевич, А.Н.Нееловым, Л.П.Никитиной,

A.Д.Ножкиным, Г.В.Овчинниковой, З.И.Петровой, В.НЛодковыровым, В.А.Пономарчуком, О.М.Розеном, В.А.Рудником, Е.Ю.Рыцком, М.А.Семихаговым, Е.В.Скляровым, И.В.Чернышевым и Е.В.Шарковым. Всем названным лицам автор выражает глубокую благодарность.

Особую признательность автор хотел бы выразить своим ученикам - И.В.Анисимовой, Н.А.Беляевскому, Н.Г.Бережной, Н.Ю.Загорной, В.П.Ковачу и Е.Б.Сальниковой, а также ближайшим коллегам - В.И.Артеевой, Б.М.Гороховскому, Л.А.Ивановой, И.К.Козакову, И.Н.Крылову, Н.О.Морозову, М.Р.Павлову, Г.В.Платоновой, Г.П.Плескач, Ю.В.Плоткиной, М.Д.Толкачеву, А.М.Федосеенко и С.З.Яковлевой, без помощи которых выполнение этой работы было бы невозможно.

Исследования выполнены при финансовой поддержке МНФ (проект № R1AOOO), ИНТАС-РФФИ (проект Xs 95-0934), РФФИ (проекты № 93-05-9865, 95-05-15105, 96-0564778, 98-05-65567, 99-05-64892, 99-05-65337, 99-05-65643, 99-05-65298, 00-05-64823, 01-0564994, 01-05-65266, 01-05-65267, 02-05-65086, 02-05-64209), ЦКП РФФИ «Центр изотопной геологии Центральной Азии» (проект 00-05-72011) и проектов МПГК № 280,368, 420,440.

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ АЛДАНСКОГО ЩИТА

Алданский щит расположен в южной части Сибирской платформы и в виде крупной аитиклизы протягивается в широтном направлении более чем на 1200 км от бассейна р. Витим на запале до р. Мая на востоке (рис. 1). Западная граница шита проходит по Жуинской зоне разломов, а восточная - по Нельканской зоне надвигов. На юге он отделен от Джугджуро-Становой складчатой области субширотным Становым структурным швом. На севере кристаллические породы Алданского щита погружаются под пологозалегающие платформенные отложения верхнего протерозоя-палеозоя.

Наиболее значительный вклад в изучение геологии и петрологии докембрийских комплексов Алданского шита внесли Р.Н.Ахметов, В.В.Балаганский, В.И.Еерезкин, Е.В.Бибикова, Л.М.Богомолова, С.Д.Великославинский, В.А.Глебовицкий. М.З.Глуховский, Ю.К.Дзешшовский, Н.Л.Добредав, Н.Н.Добрецов. Г.М.Другова, ВЛ.Дук, А.Н.Зедгенизов.

B.И.Казанский, Л.П.Карсаков, В.И.Кицуд Л.И.Красный, М.Д.Крьшова, Д.С.Коржинский,

С.П.Кориковский, В.А.Кудрявцев, Е.М.Лазько, А.М.Ларин, Р.И.Милькевич, Л.М.Минкин, Е.П.Миронюк, В.М.Моралев, А.Н.Неелов, Л.А.Неймарк, С.В.Нужное, Е.П.Павловский, Л.М.Парфенов, З.И.Петрова, А.Ф.Петров, Н.В.Попов, И.С.Пухтель, Л.М.Реутов, В.А.Рудник, Л.И.Салоп, И.С.Седова, М.А.Семихатов, А.П.Смелов, Э.В.Соботович, В.В.Стогний,

A.В.Сочава, А.М.Лейтес, Н.Г.Судовиков, В.М.Герентьев, Л.В.Травин, А.И.Тугаринов,

B.С. Федоровский, Н.В.Фролова, И.М.Фрумкин, А.Л.Харитонов, Р.Ф.Черкасов, В.М.Шемякин, В.С.Шкодзинский и В.А.Ярмолюк. Благодаря исследованиям этих геологов были получены фундаментальные данные о геологическом' строении Алданского щита, выделены главные структурно-вещественные комплексы и, таким образом, заложены исходные предпосылки для палеогеодинамических реконструкций.

В современных схемах тектонического районирования (Докембрийская геология ., 1988) Алданский щит подразделяется на Алданскую гранулито-гнейсовую область (Алданский геоблок), которая нередко рассматривается как ядро раннеархейской стабилизации, и расположенные соответственно к западу и востоку от нее Олекминскую (Чара-Олекминский геоблок) и Батомгскую (Батомгский геоблок) позднеархейские гранит-зеленокаменные области (рис. 1).

Алданский геоблок является ареалом почти сплошного распространения пород, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации. По геологическим и геофизическим данным (Докембрийская геология ., 1988), в его пределах выделяют Западно-Алданский и Восточно-Алданский (Учурский) мегаблоки, зона сочленения которых имеет субмеридиональное простирание и ограничена на западе Тимпгонским надвигом, а на востоке - Иджеко-Нуямской зоной разрывных нарушений (рис. 1). В геологическом строении Западно-Алданского мегаблока принимают участие тоналит-трондьемитовые ортогнейсы западно-алданского и тимптонского комплексов и сулракрустальные образования курумканской и федоровской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса, границы которых имеют тектонический характер. Восточно-Алданский мегаблок сложен метаосадочными и метавулканичеекгими породами кюриканской и холболохской толщ алданского гранулито-гнейсового 'мегакомплекса и тонадит-трондьемнтовыми ортогнейсами суннагинского комплекса. Зона сочленения Западно-Алданского и Восточно-Алданского (Учурского) мегаблоков представляет собой сложную систему разрывных нарушений, формирование которых привело к образованию тектонических пластин, сложенных метаосадочными и метавулканическими породами сеймской и иджекской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса и гоналит-трондьемитовыми ортогнейсами тимптонского комплекса.

Рис. 1

Основные черты геологического строения Чара-Олекминского геоблока, значительную часть территории которого занимают обширные поля метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации тоналит-трондьемиговых ортогнейсов олекминского комплекса, определяются северо-восточными и субмеридиональными зонами разрывных нарушений различного типа и возраста (рис. 1, 2). В пределах этих зон расположены крупные тектонические блоки (Чарский, Оломокитский и др.) пород гранулитовой фации метаморфизма (чарская и оломокитская толщи алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса, тоналит-трондьемитовые ортогнейсы оломокитского комплекса) и (или) сосредоточены многочисленные тектонические фрагменты (пластины, чешуи и линзы), сложенные относительно слабо метаморфизованяыми осадочными и вулканическими породами (субганский комплекс) . Саймаганского, Тарынахского, Токко-Ханинского, Итчиллхского, Эвонокитского, Темулякитского, Тунгурчи некого и Яелахского зеленокаменных поясов (рис. 3). В юго-западной и центральной частях Чара-Олекминского геоблока на тонадит-троидьемитовых ортогнейсах олекминского комплекса и породах

Рис. 1. Схема блокового строения Алданского щита и зоны его сочленения с Джугджуро-Становой складчатой областью.

1 - кайнозойские отложения; 2 - мезозойские, палеозойские и верхнепротерозойские платформенные отложения; 3 - удоканский комплекс; 4 - улканский комплекс; 5 -фанерозойские гранитоиды; б - гранитоиды кодарского комплекса; 7 - анортозиты; 8-13 -Алданский щит: 8 - Чаро-Олекминский геоблок, 9 - зона сочленения Чаро-Олекминского и Алданского геоблокоа, 10 - Западно-Алданский мегаблок Алданского геоблока, 11 - зона сочленения Западно- и Восточно-Алданского мегаблоков Алданского геоблока, 12 -Восточно-Алданский (Учурский) мегаблок Алданского геоблока; 13 - Батомгский геоблок; 14 - Монголо-Охотская складчатая область; 15 - Верхоянско-Чукотская складчатая область; i 6 - Байкальская складчатая область; 17 - Дясугджуро-Становая складчатая область; 18 - зона сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области; 19 — разрывные нарушения. Цифрами в кружках обозначены зоны разрывных нарушений: 1 -Жуинская, 2 -Чара-Токкинская, 3 - Тарын-Юряхская, 4 - Оломокитская. 5 - Борсалинско-Нелюкинская, 6 - Алдано-Килиерсхая, 7 - Тимптонский надвиг, 8 - Иджеко-Сутамская, 9 - Тыркандинская. 10 - "Улканская, II - Нельканская. Римскими цифрами обозначены блоки: I - Западно-Олекминскнй, II - Чарский, III - Токкинский, IV - Чаруодинский, V - Оломокитский, VI -Восточно-Олекминский, VII - Нимнырский, VIII - Мелемкенсхий, IX - Холболохский. X -Сунпагинский, XI - Гонамский, XII - Тырканский, XIII - Каларский, XIV- Курультинский. XV ■- Зверевский, XVI - Сутамский, XVII - Аюмканский, XVIII - Джугджурский. субганского комплекса с несогласием залегают терригенные отложения удоканского комплекса нижнего протерозоя, выполняющие Кодаро-Удоканский прогиб и целый ряд более мелких грабен-синклиналей (Угуйская, Олдонгсинская, Нижне-Ханинская).

В . качестве западной границы зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоолоков обычно рассматривается Борсалинско-Нелкжинская, а в качестве восточной -Алдано-Килиерская зоны вязких разрывов (рис. 1), принадлежащие к Амгинской системе разрывных нарушений. Характерной особенностью этой зоны является чередование сложно деформированных тектонических пластин различной мощности, сложенных тоналит-трондьеиитовыми ортогнейсами олекминского и западно-алданского комплексов, глубоко метаморфизованными супракрустальными образованиями алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса (чугинская и амедичииская толщи), слабо метаморфизованными осадочными и вулканическими породами (субганский комплекс) Субганского, Булгуняхгахского и Балаганахского зеленокаменных поясов (рис. 3), а также мегаосадочными и метавулканическими породами ярогинской толщи,

Батомгский геоблок, занимающий восточную часть Алданского щита, отделен от Алданского геоблока Улканской зоной разломов (рис. 1). В геологическом строении этого геоблока принимают участие глубоко метаморфизованные сулракрусгальные образования омнинского и батомгского комплексов (алданский гранулито-гнейсовый мегакомплекс) и слабо метаморфизованные осадочно-вулканогенные отложения чумиканского комплекса. Кристаллические породы Батомгского геоблока несогласно перекрыты нижнепротерозойскими осадочно-вулканогеннымк толщами улканского комплекса, на которых с глубоким размывом залегают породы бириндинской свиты нижнего рифея.

Зона сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области (Становой структурный шов) представляет собой гигантскую зону тектонического меланжа, прослеженную на расстояние около 1000 км (рис. 1). Эта зона включает Капарский, Курультинский, Зверевский, Сутамский, Аюмканский и Джугджурскнй тектонические блоки, сложенные глубоко метаморфизованными породами каларской, курультинской, зверевской, сутамской и холболохской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса.

В корреляционных стратиграфических схемах нижнего докембрия Восточной Азии (Карсаков, 1990, 1995) формирование ортогнейсов олекминского, оломокитокого, западно-алданского, тимптонского и суннагинского комплексов (несгратифицируемый инфракрустальный комплекс по ("Ранний докембрий., 1986)), а также супракрустальных толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса относится к нижнему архега. зеленокаменных поясов западной части Алданского щита и чумиканского комплекса - к верхнему архею и, наконец, удоканского и улканского комплексов и ярогинской толщи - к нижнему протерозою.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Для решения поставленных задач наряду с уже ставшими классическими методами структурно-петрологических исследований метаморфических комплексов (Казаков, 1976; Структурная эволюция ., 1977; Миллер, 1982; Turner, Weiss, 1963) и региональных палеогеодинамических реконструкций (Зоненшайн, Кузьмин, 1993; Кузьмин и др., 2000) использованы разработанные автором или при непосредственном участии автора методические подходы к: 1) реконструкции последовательности проявления гранитообразования и определению возрастных границ формирования структурных элементов в областях полициклического развития эндогенных процессов (Мигматизация ., 1985; Котов, 1988, 1989; Котов, Саморукова, 1990; Котов и др., 1995, 1996); 2) оценке возраста слабо и глубоко метаморфизованных осадочных и осадочно-вулканогенных комплексов раннего докембрия (Ковач и др., .1996; 1999; Котов и др., 1996, 2000); 3) выделению этапов формирования и изучению изотопной структуры континентальной коры (Котов и др., 1995, 2000, 2002; Коваленко и др., 1996, 1999, 2002; Козаков и др., 1996; Сальникова и др., 1996; Ковач и др., 1997; Ярмолюк и др., 1997, 1999,2002); 4) составлению карт Sm-Nd изотопных провинций и проявления корообразующих процессов (Коваленко и др., 1996; Котов и др., 2000, 2002).

К настоящему времени высокая эффективность. этих методических подходов продемонстрирована в ходе изучения Балтийского и Алданского щитов (Геология ., 1985; Мигматизация ., 1985; Шемякин, Котов, 1985; Комплексные ., 1988; Котов, Саморукова, 1990; Котов и др., 1993, 1995, 1996, 1997, 1999, 2000, 2002; Ковач и др., 1996, 1999; Сальникова и др., 1996, 1997), Джугджуро-Становой складчатой области (Ларин и др., 2000, 2002). погребенного фундамента и i-граевых выступов фундамента юго-западной части Сибирской платформы (Смелов и др. 1998; Берниковский и др., 1999, 2001, 2002; Ковач и др. 2000; берниковская и др., 2002), Таймырской складчатой области (Берниковский и др., 1997. 1998, 1999), Центрально-Азиатского складчатого пояса (Ранний докембрий ., 1993; Котов и др., 1995, 1997; Коваленко и др., 1996, 1999. 2002; Козаков и др., 1997, 1999. 2001; Ярмолюк и др. 1997. 1999. 2002; Резншший и др. 2000; Saimkova et а!., 1998. 2001) и некоторых подвижных поясов Центральной Европы (Кориковский и др., 1998; Kotov ет а!. 1996: Putis etal., 1996, 1997. 2000,2001).

Возрастные границы формирования структурных элементов. Для определения возрастных границ формирования главных картируемых структурных элементов Алданского щита использован подход (Котов я др., 1995, 1996, 1997), который включает: i) разработку независимых структурно-возрастных шкал различного ранга в ходе изучения соотношений структурных элементов непосредственно в обнажениях и картирования опорных участков; 2) реконструкцию на основе независимых структурно-возрастных шкал относительной последовательности проявления эндогенных процессов, и в том числе последовательности формирования интрузивных магматических комплексов; 3) выделение реперных интрузивных гранитоидных. комплексов, занимающих строго определенное структурно-возрастное положение по отношению к главным картируемым структурным элементам, и их датирование U-Pb методом по циркону.

Небходимо подчеркнуть, что использование этого методического подхода позволяет не только определить возрастные границы формирования структурных элементов, но и оценить продолжительность проявления эндогенных процессов, например длительность эпизодов регионального метаморфизма (Котов и др., 1992, 1993, 1995, 1997; Козаков и др., 1996, 1999,2001; Резницкий и др., 2000; PCoto\ et al., 1997; Salnikova et al., 1998,2001).

Возраст метаморфических комплексов. Одним из наиболее рациональных подходов к оценке возраста слабо и глубоко метаморфизованных осадочных и осадочно-вулканогенных толщ раннего докембрия является проведение Sm-Nd изотопно-геохимических исследований слагающих эти толщи кластических метаосадочных и метавулканических пород в совокупности с изучением их соотношений с разновозрастными структурными элементами и интрузивными магматическими комплексами (Котов и др., 1995. 1996, 2000, 2002; Ковач и др., 1996, 1999). Вследствие относительного постоянства отношения l47Sm/l44Nd в кластических осадочных породах («0.11+0.02), значительного его отличия от мантийных источников (£0.2), а также малой изменчивости в процессах выветривания, переноса, д!1агенеза и метаморфизма (Taylor, McLennan, 1985; DePaolo, 1988 и др.) данные об изотопном составе Nd кластических осадочных пород дают возможность определить средний модельный возраст источников их сноса (McCuIloch, Wasserburg, 1978; O'Nions et al., 1983; Miller et al., 1986 и др.) и, следовательно, оценить нижнюю возрастную границу накопления соответствующих супракрусгальных толщ. Другим источником подобной информации являются результаты Sm-Nd изотопных исследований ассоциирующих с метаосадочными породами метавулканических пород известково-шелочной и щелочной серий, позволяющие в первом приближении определить возраст отделения родоначальник для них расплавов от мантийного источника (DePaolo, 19S8). О верхней возрастной границе формирования слабо и глубоко метаморфизованных осадочных и осадочно-вулканогенных толщ раннего докембрия можно судить исходя из их соотношений с «реперными» интрузивными магматическими комплексами и структурными элементами, возраст которых определен независимыми методами.

Для Sm-Nd изотопных исследований использованы образцы слабо затронутых или незатронутых процессами ультраметаморфизма, метаморфической дифференциации и метасоматоза метаморфических пород, для которых на основе геологических, петрографических и (или) летрохимических и геохимических данных установлено их соответствие кластическим осадочным породам или вулканическим породам известково-щелочной серии; Реконструкция первичной природы протолитов изученных образцов пород слабо и глубоко метаморфизованкых супракрустальных комплексов Алданского щита проведена с помощью летрохимических классификационных диаграмм, предложенных А.Н.Нееловым (Неелов, 1980) и А.А.Предовским (Предовский, 1980). При этом были учтены результаты литолого-петрохимических исследований, выполненных другими авторами (Кулиш, 1973; Петрова, 1975; Травин, 1977; Неелов, Милькевич, 1979; Реутов, 1981; Ранний докембрий ., 1986; Сочава, 1986; Докембрийская ., 1988; Попов и др., 1990; Богомолова, 1993; Великославинский и др., 1998).

Для учета возможного фракционирования Sm и Nd во внутрикоровых процессах для образцов метаосадочных и метавулканических пород глубоко метаморфизованных комплексов были рассчитаны величины двухстадийных модельных возрастов TiM<i(DM-2st) (Liew, Но finnan, 1988). В качестве верхнего возрастного предела такого фракционирования принята нижняя возрастная граница проявления последнего на территории Алданского щита метаморфического события в условиях гранулитовой фации («1950 млн. лет).

Выделение этапов формирования континентальной коры. Для выделения этапов формирования и изучения изотопной структуры континентальной коры Алданского щита использованы результаты U-Pb геохронологических и Sm-Nd изотопно-геохимических исследований структурно-разновозрастных интрузивных гранитоидов, а также кластических .метаосадочных пород и метавулканических пород известково-шелочного ряда.

Под возрастом континентальной коры понимается отрезок времени, начиная с которого слагающие ее породы были «отделены» от мантийного источника (DePaoio, 1988: DePaolo etal. 1991). В качестве такого источника обычно рассматривается деплетированная мантия фМ) или породы, близкие к ней по изотопному составу, например, базальты срединно-океанических хребтов (MORB). Возможности использования Sm-Nd изотопной системы гранитоидов для определения возраста проявления корообразующих процессов обусловлены высокой степенью фракционирования Sm и Nd (значительным изменением Sm-Nd отношения) в ходе частичного плавления мантийных источников и схожестью поведения •>тих элементов (малой изменчивостью Sm-Nd отношения) в процессах внутрикорового плавления, метаморфизма, эрозии и переотложения (McCulloch, Wasserburg, 1978; Taylor, McLennan, 1985; DePaolo, 1988). Отмеченные геохимические особенности Sm и Nd позволяют на основе модельных построений оценить возраст отделения родоначальных для гранитоидов расплавов от мантийного источника, а в случае их образования в результате плавления пород, континентальной коры - длительность коровой предыстории (время пребывания,вхоре) машообразующего субстрата. В рамках Sm-Nd изотопной систематики решение задач такого рода осуществляется лутем вычисления модельных возрастов Tnj(DM), которые в отличие от возраста, кристаллизации, термальной или орогенической переработки отвечают моменту времени, когда отношение K1\'<l/!"Nd'B породе было таким же, как в мантийном истрчнике (B!vt).

Для суждения о составе источников исходных расплавов в Sm-Nd изотопной систематике обычно; используется величина SNd(T), характеризующая отклонение первичного отношения 14JNd/l4*Nd в данной породе от соответствующего отношения в хондритовом однородном резервуаре (CHUR), отождествляемой с необедненной мантией (DePaolo, 1988). Принято считать, что положительные значения е«(Т) указывают на образование расплавов из депяетированных Sm и Nd относительно CHUR мантийных источников, тогда как отрицательные величины ewd(T) свидетельствуют о формировании расплавов в результате переработки пород древней континентальной коры, обогащенных Sm и Nd по сравнению с CHUR.

Как известно, формирование континентальной коры является сложным многостадийным процессом. В соответствии с экспериментальными данными (Wyllie, 1984 и яр.) в качестве «ювенильных» гранитоидов, образование которых непосредственно отражает процессы формирования континентальной коры из «мантийного» источника или, другими словами, процессы трансформации океанической коры в континентальную, могут рассматриваться Ыа-гранитоиды диорит-тоналит-трондьемитового ряда, для которых доказана возможность образования исходных расплавов в результате частичного плавления пород основного состава - базальтов срединно-океанических хребтов (MORJ3) и аилезито-базальтов внутриокеанических островных дуг. В общем случае оценки T^DM) таких гранитоидов в первом приближении совпадают с оценками возраста их кристаллизации, а KN<j(T) имеют положительные значения, которые близки к соответствующим величинам для леплетированной мантии.

Последующее внутрикоровое плавление пород континентальной коры в зависимости от условий и степени плавления приводит к: образованию более кислых гранитоидов Na-серии и, что более обычно, гранитоидов K-Na и К-серий с более низкими, обычно отрицательными eNd(T), величины которых зависят от интервала времени, прошедшего с момента образования их корового источника (магмообразующего субстрата) до его плавления. Как правило, значения TN(j(DM) таких гранитоидов превышают оценки возраста их кристаллизации и отвечают возрасту отделения магмообразующего субстрата от мантийного источника. При этом в случае относительно короткого промежутка времени пребывания в коре магмообразующего субстрата эти гранигоиды будут иметь положительные или близкие к CHUR значения б№(Т).

В реальных геологических ситуациях в процессы образования родоначальных для гранитоидов расплавов чаще всего вовлекаются породы различного возраста и происхождения, отражающие разные этапы формирования континентальной коры (Aradt, Golsdstein, 1987). Величины Tnd(DM) таких гранитоидов имеют значения, промежуточные между возрастами проявления корообразующих процессов, которые привели к формированию магмообразующего субстрата. Следует также учитывать, что различия между величинами Тка(ОМ) для «мантийных» (ювенильных) и «коровых» гранитоидов могут быть обусловлены процессами внутрикорового фракционирования Sm и Nd как в ходе зарождения, так и в ходе последующей кристаллизационной дифференциации исходных для «коровых» гранитоидов расплавов. Для того чтобы исключить влияние этих процессов для Sm-Nd изотопных исследований по мере возможности были подобраны образцы гранитоидов с l47Sm/i'l4Nd=0.11+0.02 и, кроме того, рассчитаны величины двухстадийных модельных возрастов TNd(DM-2st) (Liew, Hofinan, 1988).

Изотопный состав Nd гранитоидов датеко не всегда отражает средний возраст и состав данного сегмента континентальной коры. Для оценки этих параметров использованы результаты Sm-Nd изотопных исследований кластических осадочных пород, характеризующих поверхность континентальной коры, служившей источником их сноса. Еше одним источником информации о возрасте проявления корообразующих процессов являются Sm-Nd изотопные данные для кислых и средних метавулканических пород, которые дают возможность, как и в случае с интрузивными гранитоидами, оценить время отделения исходных для них расплавов от мантийного резервуара (DePaolo. 19881.

Аналитические методики. Определение содержаний главных элементов в породах выполнено рентгенофлуоресцентным методом, а содержаний элементов-примесей - методом ГСР MS (относительная погрешность - 5-10%).

Выделение акцессорных цирконов для U-Pb геохронологических исследований проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Химическое разложение цирконов и выделение U и РЬ выполнялось по модифицированной методике Т.Е.Кроу (Krogh. 1973). Изотопные анализы U и РЬ выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261. Содержания U и РЬ определены методом изотопного

18 разбавления с точностью 0.5%. Точность определения (J/Pb отношений составляет 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 0.1 нг РЬ и 0.005 нг U. Аэроабразивная обработка циркона проводилась по методике Т.Е.Кроу (Krogh, 1982). Процедура предварительной кислотной обработки (HF+HNO3) циркона выполнялась с различной экспозицией при температуре 220°С (Martinson, 1994). Обработка экспериментальных данных проводилась с помощью программ PbDAT и 1SOPLOT (Ludwig, 1991). При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана (Steiger, Jager, 1976). Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975).

Выделение Nd и Sm проводилось по методике, близкой к (Richard et al., 1976) (Котов и др., 1995). Изотопные составы Nd и Sm измерены как ионные токи металлов на 8-коллекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 в статическом режиме. Измеренные отношения ,49Sm/47Sm нормализованы к отношению i52Sm/l17Sm=l.783079, a l43Nd/l44Nd нормализованы к отношению l4SNd/,'MNti=0.24l578 и приведены к отношению 145Nd/l44Nd=0.511860 в Ш стандарте La Jolla. Уровень холостого опыта за время измерений составил 0.03-0.2 нг для Sm и 0.1-0.5 нг для Nd, точность определения концентраций Sm и Nd - ±0.5%, изотопных отношений 147Sm7l44Nd - ±0.5 %, I43Nd/i,4Nd - ±0.005% (2а). При расчете величин SNd (0) и модельных возрастов Tnd(DM) использованы современные значения CHUR по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) (l45Nd/,44Nd= 0.512638, '"Sm/^Nd = 0.1967) и DM no (Goldstein, Jacobsen, 1988) (143Nd/l44Nd = 0.513151, '47Sm/!44Nd = 0.2136). При расчете двухстадийных модельных возрастов TNd(DM-2st) (Liew, Hofman, 1988) принята среднекоровая величина l47Sm/'44Nd=0,l2 (Taylor, McLennan, 1985).

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

Первое защищаемое положение. Образование главных картируемых структурных элементов Чари-Олекминскего геоблока относится к позднеархейскому и раннепратерозойскому, а Алданского и Батомгсквго геоблоков - к ранпепротсрозойскому этапам геологического развития Алданского щита.

Реконструкция последовательности проявления эндогенных процессов в истории геологического развития Алданского щита (табл. 1) выполнена на основе независимых структурно-возрастных шкал различного ранга, разработанных для восточной части Чара-Олекминского геоблока (Шемякин, Котов, 1985; Попов и др., 1990, 1995; Богомолова, 1993; Сальникова и др., 1997), северного фланга зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков (Сальникова и др., 1996,1997; Котов и др., 2002), Западно-Алданского мегаблока и зоны его сочленения с Восточно-Алданским (Учурским) мегаблоком (Дук и др., 1975, 1979, 1985; Котов и др., 1989, 1993, 1995; Котов, Саморукова, 1990; Сальникова и др., 1996, 1997), а также Курультинского, Зверевского и Сутамского блоков зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области (Дук и др., 1977, 1979; Балаганский, 1979; Шемякин, Котов, 1985; Котов, Саморукова, 1990). Корреляция частных и местных структурно-возрастных шкал осуществлялась путем непрерывного прослеживания «опорных» структурных элементов, положение которых установлено по крайней мере в двух из сопоставляемых шкал, а также с помощью теохронологических и изотопно-геохимических данных.

Восточная часть Чара-Олекминского геоблока. Главные картируемые структурные элементы восточной части Чара-Олекминского геоблока представлены Чара-Токкинской, Тарын-Юряхской и Оломокитской зонами разрывных нарушений, Восточно-Олондинской, Темулякитской, Тунгурчинской, Тунгурчаканской, Ченченской и Восточно-Олекминской системами глубинных пластических надвигов и, наконец, субмеридиональными линейными складками и открытыми складками Восточно-Олекминского блока (рис. 2, табл. !)■ Самыми древними из них являются структурные элементы Восточно-Олондинской системы надвигов, «наложенные» на осадочные и вулканические породы Олондикского тектонического фрагмента Токко-Ханинского зеленокаменного пояса, возраст которых находится в интервале 2998+9 - 3006+9 млн. лет (SHRIMP (Baadsgaard et al., 1990; Nutman et al„ 1992)). Вместе с тем образование надвигов этой системы предшествовало становлению Олондинского диорит-токалит-трондьемитового массива (Ну/, табл. 1) с возрастом 3018+10 млн. лет (SHRIMP (Baadsgaard et al, 1990; Nutman et al., 1992)), что позволяет относить их к позднеархеискому этапу геологического развития Алданского шита.

Рис. 2

Формирование надвигов Темулякитской п Тунгурчинской систем, которые в рамках провинциальной структурно-возрастной шкалы восточной части Чара-Олекминского геоблока (табл. 1) рассматриваются как одновозрастные, произошло после внедрения интрузий биотитовых и амфибол-биотитсвьгх тоналитов Ilyj' (табл. 1), прорывающих осадочно-вулканогенкые толщи Сырылырской группы тектонических фрагментов Темулякитского зеленокаменного пояса, и Тунгурчаканского габбро-диорит-тонадит-трондьемитого массива (НуЛ табл. 1), возраст которых составляет соответственно 3016+8 (SHRIMP (Nutman et al., 1992)) и 3001±3 млн. лет. Верхняя возрастная граница этих надвигов определяется их соотношениями с гранитоидами Нуг и Пуз (табл. 1). Для биотитовых гранитов Пуз, дайковые и жильные тела которых пересекают структурные элементы надвигов Темулякитской системы, получена оценка возраста 2738+8 млн. лет (SHRIMP (Nutman et al., 1992)), а для более поздних по отношению к структурным элементам надвигов Тунгурчинской системы биотитовых гранитов Пуз - 2608+15 млн. лет. Это свидетельствует о том, что Темулякитская и Тунгурчинская системы надвигов, так же как и надвиги Восточно-Олондинской системы, имеют позднеархейский возраст. К этому следует добавить, что

Рис. 2. Главные картируемые структурные элементы центральной части Алданского щита. 1 - кайнозойские отложения; 2 - мезозойские, палеозойские и верхнепротерозойские платформенные отложения; 3 - удоканский комплекс; 4 - Джугджуро-Становая складчатая область; 5 - зона сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области; 6-13 - области широкого распространения структурных элементов, связанных с формированием: 6 - Восгочно-Олекминской системы надвигов, 7 - Тимптонской системы надвигов, 8 - Тунгурчаканской системы надвигов, 9 - Ченченской системы надвигов, 10 -Путинской системы надвигов, 1 1 - Федоровской системы надвигов, 12 - Темулякитской системы надвигов, 13 - Тунгурчинской системы надвигов; 14-15 - области широкого распространения: i4 - раннепротерозонских структурных элементов восточной части Алданского геоблока. 15 - раннепротерозонских и позднеархейских структурных элементов восточной части Чара-Олекминского геоблока; 16 - разрывные нарушения (а) н зоны разрывных нарушений (б); 1/ - направления тектонического транспорта в ходе формирования глубинных пластических надвигов. Цифрами в кружках обозначены разрывные нарушения и зоны разрывных нарушений: 1 - Чара-'Гоккииская. 2 - Тарык-Юряхская. 3 - Восточно-Олондинская, 4 - Оломоклтская. 5 - Темулякитская, 6 -Тунгурчинская, 7 - Тунгурчаканская, Si - Ченченская, 9 - Восточно-Олекминская, К) -Борсалинско-Нелюкинская, II - Амгинская, 12 - Чугино-Амедичинская, J3 - А.пдано-Килиерская, 14 - Тимптонская, ! 5 - Иджеко-Сутамская, 1 6 - Тыркандинская. сопряженные с образованием Темулякитскои системы надвигов структурно-метаморфические преобразования проявлены в метаосадочных и метавулканических породах Тасмиелинского тектонического фрагмента Темулякитского зеленокаменного пояса, а в образование Тунгурчинской системы надвигов вовлекаются метаосадочные породы Тунгурчинского зеленокаменного пояса, нижняя возрастная граница которых составляет соответственно 2.9 и 2.8 млрд. лет. Другими словами, формирование структурных элементов надвигов Темулякитскои и Тунгурчинской систем скорее всего имело место в интервале 2.73-2.8 млрд. лет.

В свою очередь гранитоиды Пуз подвергаются рассланцеванию в ходе формирования надвигов Тунгурчаканской, Ченченской и Восточно-Олекминской систем (табл. 1). При этом, ультраметагенные гранитоиды, локализация которых связана с образованием открытых складок, деформирующих структурные элементы Восточно-Олекминской системы надвигов и завершающих структурную эволюцию восточной части Чара-Олекминского геоблока (табл. 1), имеют возраст 1895+4 млн. лет (SHRIMP (Nutman et а!., 1992)), что дает все основания относить указанные выше структурные элементы к раннепротерозойскому этапу геологического развития Алданского щита. С этим же этапом связано формирование субмеридиональных линейных складок западной части Восточно-Олекминского блока, а также Тарын-Юряхской и Оломокитской зон разрывных нарушений, заложение которых произошло соответственно после внедрения даек пикритов с возрастом 2202+41 млн. лет (Sm-Nd метод по породам в целом (Пухтель, Журавлев, 1992)) и накопления нижнепротерозойских терригенных отложений удоканского комплекса Олдонгсинской грабен-синклинали (табл. !)• Вопрос о возрасте Чара-Токкинской зоны разрывных нарушений, контролирующей расположение тектонических фрагментов Тарынахского зеленокаменного пояса, остается открытым в силу неопределенности возрастного положения этого пояса, наиболее вероятные возрастные границы формирования которого, как будет показано ниже, составляют 2.65-3.0 млрд. лет, я отсутствия данных о возрасте интрузивных магматических комплексов, более поздних по отношению к рассматриваемой зоне разрывных нарушений.

Западная часть Алданского геоблока. Главными картируемыми структурными элементами западной части Алданского геоблока, включая зону его сочленения с Чара-Олекминским геоблоком. Западно-Алданский мегаблок и зону сочленения Западно- и Восточно-Алданского мегаблоков, являются Чугинская и Федоровская системы глубинных пластических надвигов, Борсалинско-Нелюкинская, Амгинская, Чугино-А.чедичинская и Алдано-Килиерская зоны вязких разрывов Амгинской системы разрывных нарушений, Тимптонский глубинный пластический надвиг, Иджеко-Нуямская зона разрывных нарушений, северо-западные и субмеридиональные линейные складки, открытые прямые складки и Нижне-Тимптонская куполовидная структура (рис. 2, табл. 1).

В процессы формирования надвигов Чугинской и Федоровской систем, которые относятся к наиболее ранним картируемым структурным элементам западной части Алданского геоблока я зоны его сочленения с Чара-Олекминским геоблоком, вовлекаются (табл. 1) гранитоиды нелюкииского комплекса (ШуЛ 2398±4 - 2522+2 млн. лет), магматические породы унгринского комплекса (ШуЛ 20!6±5 млн. лет), тоналит-трондьемитовые оргогнейсы тимптонского комплекса (Шуз2, 20П±2 млн. лет) и метавулканические породы федоровской толщи алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса (2006+10 млн. лет). Это показывает, что все перечисленные выше главные картируемые структурные элементы западной части Алданского геоблока имеют раннепротерозойский возраст. Для того чтобы более точно оценить возрастные границы их формирования в качестве «реперных» интрузивных гранитоидных комплексов были использованы (табл. 1):

1) субщелочные кварцевые диориты и субщелочные диориты П1у<| (199311 млн. лет), которые обладают интрузивными соотношениями со структурными элементами надвигов 1 группы и рассланцованы в ходе формирования надвигов II группы Федоровской системы;

2) биотитовые и амфибол-биотитовые граниты дэкалтукдинского комплекса (Шу5, 1966±4 млн. лет), массивы которых пересекают структурные элементы надвигов II группы Чугинской и Федоровской систем и подвергаются наложенным структурно-метаморфическим преобразованиям в пределах Чугино-Амедичинской и Алдано-Килиерской зон вязких разрывов;

3) гиперстенсодержащие граниты Шуб (1950+2 млн. лет), становление которых предшествовало формированию Тимптонского надвига;

4) биогит-гиперстен-амфиболовые кварцевые диориты и тоналиты Ilty?' (1925+5 млн. лет), внедрение которых произошло после образования северо-западных и субмеридиональных линейных складок, но до проявления процессов ультраметаморфизма, синхронных с образованием открытых прямых складок;

5) гранитоиды амутского комплекса (Illys', 1899x6 млн. лет) и их структурно-возрастные аналоги - биотитовые граниты Ilfys" (1901+1 млн. лет. U-Pb метод по циркону I Frost et ai. 1998)), лсйкограниты Шу?' (1907+15 млн. лет) и чарнокиты Иджекского массива (Шу8'\ 1916+10 или. лет, U-Pb метод по циркоиу (Бибикова и др., 1986)), становление которых завершает эволюцию раннедокембркйских эндогенных процессов и западной части Алданского геоблока.

Приведенные геологические и геохронологические данные позволяют наметить следующие наиболее вероятные возрастные границы формирования главных картируемых структурных элементов западной части Алданского геоблока.

1. Надвиги I группы Чугинской и Федоровской систем - 1993+1 - 20Н±2 млн. лет.

2. Надвиги II группы Чугинской и Федоровской систем - 1966+4 - 1993+1 млн. лет.

3. Тимптонский надвиг и Иджеко-Ну ямская зона разрывных нарушений - 1925+5 -1950±2 млн. лег.

4. Зоны вязких разрывов Амгинской системы разрывных нарушений и более поздние по отношению к ним северо-западные и субмеридиональные линейные складки - 1925+5 -196б±4 млн, лет.

5. Открытые прямые складки и Нижне-Тимптонская куполовидная структура - 1899+6 - 1925±5 млн. лет.

Корреляция провинциальных структурно-возрастных шкал, разработанных для Чара-Олекминского и Алданского геоблоков (табл. 1), вызывает определенные затруднения, обусловленные отсутствием достаточного количества общих точек отсчета. Поэтому для решения этой задачи в основном использованы результаты геохронологических исследований.

Возраст наиболее ранних структурно-метаморфических преобразований, проявленных и тонадит-трондьемитовых ортогнейсах олекминского комплекса зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков и западной части Западно-Алданского мегаблока составляет 3005+4 млн. лет, т.е. практически совпадает с оценками возраста, полученными для гранитоидов Ilyi1 (табл. I), становление которых произошло до формирования надвигов Темулякитской и Тунгурчинской систем. Принимая во внимание эти данные, можно рассматривать самые древние из распознаваемых плоскостных структурных элементов (табл. i). установленные в ортогнейсах олекминского комплекса восточной части Чара-Олекминского геоблока и зоны его сочленения с Алданским геоблоком как одновозрастные. В свою очередь это позволяет условно коррелировать наиболее ранние лежачие складки (табл. 1) зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков со структурными элементами надвигов Темулякитской и Тунгурчинской систем восточной части Чара-Олекминского геоблока и соответственно коррелировать надвиги Чугинской системы с надвигами Тунгурчаканской и Ченченекой систем.

Восточная часть Алданского геоблока и Батомгский геоблок. К сожалению, данные о структурно» эволюции метаморфических комплексов Восточно-Алданского (Учурского) мегаблока Алданского геоблока и Батомгского геоблока пока еще имеют фрагментарный характер, что препятствует разработке достаточно полных схем корреляции эндогенных процессов и выполнению геохронологических исследований, направленных на определение возрастных границ формирования главных картируемых структурных элементов. Сейчас можно только констатировать, что образование дорифейских главных картируемые структурных элементов Восточно-Алданского мегаблока, и в том числе Тыркандинсхой и Улканской зон разрывных нарушений, а также Суннагинской куполовидной структуры, произошло после накопления холболохской толщи алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса, а Батомгского геоблока - после формирования омнинской, батомгской и чумиканской толщ (табл. 1), нижняя возрастная граница накопления которых оценивается в 2.1-2.2 млрд. лет, что указывает на раннепротерозойский возраст дорифейских главных картируемых структурных элементов восточной части Алданского шита.

Выводы

1. Образование главных картируемых структурных элементов Чара-Олекминского геоблока произошло в течение позднеархейского и раннепротерозойского, а Алданского и Батомгского геоблоков - раннепротерозойского этапов геологического развития Алданского щита.

2. Основной структурный план центральной части Алданского щита во многом определяется структурными элементами, связанными с формированием глубинных пластических надвигов, которые принадлежат по крайней мере к четырем возрастным группам: 1) Восточно-Олондинский надвиг (3006+9 - 3018+Ю млн. лет); 2) Темулякитская и Тунгурчинская системы надвигов (2.73-2.8 млрд. лет); 3) Тунгурчаканская, Чугинская и Федоровская системы надвигов (1993±1 - 1966+4 .млн. лет); 4) Амгинская система разрывных нарушений (1925+5 - 1966+4 мл.н. лет) и Тимптокский надвиг(1925+5 - 1950±2 млн. лет).

3. Наблюдаются отчетливо выраженные тенденции к уменьшению возраста главных картируемых структурных элементов Алданского щита в направлении с запада на восток (при переходе от восточной части Чара-Олекминского к Алданскому и Батомгскому геоблокам) и к усложнеиеиию обшей структуры в обратном направлении (при переходе от Алданского к Чара-Олекминскому геоблоку).

4. Выявленный «тренд» уменьшения возраста структурных элементов в целом противоположен генеральному направлению тектонического транспорта (перемещения тектонических пластин) в холе формирования разновозрастных глубинных пластических надвигов как Чара-Олекминского, так и Алданского геоблоков (рис. 2).

Второе защищаемое положение. Формирование проттитов метаморфических порой алданскога грапупито-гчейсоеого мегакомплекса связано главным образом с рашшгротерозойскш» и позЬнеархейским этапами геологического развития Алданского щита.

В качестве исходной основы для систематизации и интерпретации геохронологических и Sm-Nd изотопных данных принята схема расчленения глубоко метаморфизованных осадочных и осадочно-вулканогенных толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса, разработанная ВЛДуком с соавторами (Ранний докембрий., 1986; Докембрийская геология.,, 1988) в результате изучения естественных парагенетических ассоциаций метаморфических пород и петрохимической реконструкции их первичного состава. В соответствии с этой схемой к алданскому гранулито-гнейсовому мегакомплексу Чара-Олекминского геоблока относятся чарская и оломокитская толщи, зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков - чугинская и амедичинская толщи, Алданского геоблока - курумканская, федоровская, сеймская, иджекская, кюриканская и холболохская толщи, Батомского геоблока - омнинская и батомгскя толщи и, наконец, зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области - каларская, курультикская, зверевская и сутамская толщи.

Чара-Олекмииский геоблок

Чарская и оломокитская толщи сложены гранат-биотитовыми и гранат-гиперстен-биотитовыми (±силлиманит, ±кордиерит) пяагиогнейсами, кварцитами, магнетитовыми кварцитами и основными кристаллическими сланцами. Для гранат-биотитовых плагиогнейсов (граувакковые алевролиты) оломокитской толши получены оценки ТадСОМ >=3.5-3.7 млрд. лет (TNti(DM-2st)=3.5-3.7 млрд. лет).

Зона сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков

Чугинская толида. Дня чугинской толши характерна ассоциация гранат-биотитовых плагиогнейсов и гнейсов (полимиктовые и граувакковые алевролиты, кислые эффузивы и их туфы), i-ранат-силлиманит-биотитовых (±кордиерит) плагиогнейсов и гнейсов (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты, субсиаллиты), биотитовых и амфиболовых Сгбиотит. ±диопсид) плагиогнейсов (полимиктовые и граувакковые алевролиты, туффиты основного, среднего и кислого состава), биотитовых (±амфибол) гнейсов (кислые эффузивы п их туфы, туффиты). кварцитов, кваршло-гнейсов (аркозы, полимиктовые песчаники, туффиты кислого состава), известково-силикатных пород, калышфиров, железистых кварцитов и амфиболитов, амфиболовых (хдиоясид) и двупироксеновых (±амфибол) кристаллических сланцев (толеитовые и известково-щелочные базальты). Значения Tnj(DM) биотитовых и гранат-биотитовых плагиогнейсов (полимиктовые и граувакковые алевролиты) чугинской толщи находятся в интервале 2.3-2.5 млрд. лет (TNli(DM-2st)=2.3-2.5 млрд. лет).

Амедичинская толща представлена кварцитами и высокоглиноземистыми (гранат-кордмерит-биотит-силлиманитовыми и юрдиерит-силлиманит-биотитовыми) гнейсами (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты) с прослоями и линзами гранат-биотитовых плагиогнейсов (граувакковые алевролиты), железистых кварцитов, известково-силикатных пород и кальцифиров. Nd модельные возрасты высокоглиноземистых гнейсов (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты) и гранат-биотитовых плагиогнейсов (граувакковые алевролиты) амедичинской толиХи близки между собой и составляют соответственно 3.0-3.1 и 3.0-3.3 млрд. лет(rNd(DM-2sO=3.2 и 3.1-3.2 млрд. лет).

Алданский геоблок

Курумканская толща. Характер разрезов курумканской толщи в пределах Западно-Алданского мегаблока Алданского геоблока существенно различается. В западной части Нимнырского блока в разрезах этой толщи преобладают кварциты и высокоглиноземистые гранат-кордиерит-биотитовые (±силлимашт) и силлиманит-биотитовые (±кордиерит) гнейсы (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты). В восточной части Нимнырского блока она сложена высокоглиноземистыми гранат-биотитовыми (±силлиманит, ±кордиерит), биотит-кордиеритовыми (±гранат) и силлиманит-кордиеритовыми гнейсами (пелитовые аргиллиты, субсиаллиты). И. наконец, в разрезах курумканской толши Мелемкенского блока наряду с кварцитами, кварцито-гнейсами и высокоглиноземистыми гнейсами (полимиктовые алевролиты, алевропелитовые и пелитовые аргиллиты, субсиаллиты) часто встречаются известково-силикатные породы, кальцифиры и железистые кварциты. Кроме того, в районе «стратогипической» для курумканской толши местности (пос. Курумкан, верхнее течение р, Алдан) к чередовании с кварцитами, высокоглиноземистыми гнейсами, основными кристаллическими сланцами и амфиболитами наблюдаются гранат-биотитовые, гиперстен-биотитовые, гранат-гиперстен-бнотиговые платиогнейсы и гнейсы (граувакковые песчаники, граувакковые алевролиты, туффиты среднего состава), а также тонкополосчатыс диопсидовые и скаполит-диопсидовые платиогнейсы. А.Н.Неелов и Р.И.Милькевич (1979) интерпретируют изменение состава курумканской толши при переходе от западной к восточной части Нимнырского блока как переход от континентальных субаэральных к лагунным и морским фациям.

Для Sm-Nd изотопных исследований использованы образцы высокоглиноземистых гнейсов (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты), отобранные из различных типов разрезов курумканской толши. а также образцы гранат-биотитовых п гранат-гиперстен-бпотитовых плагиогнейсов (граувакковые песчаники, граувакковые алевролиты, туффиты среднего состава), отобранные в районе ее «стратотипа». Раннеархейский Nd модельный возраст Tnd(DM)=TN,i(DM-2st)=3.5 млрд. лет получен только для одного образца высокоглиноземистых гнейсов северо-западной части Нимнырского блока, пространственно ассоциирующих с тоналит-трондьемиговыми ортогнейсами западно-алданского комплекса (Iyi, табл. 1), которые имеют возраст 3335+3 млрд. лет (SHRIMP (Nutman et al., 1992)) и характеризуются Т|м(1)М)=3.5-3.8 млрд. лет (TNa(DM-2st)=3.5-3.8 млрд. лет). Скорее всего именно эти ортогнейсы и послужили источником лротолитов высокоглиноземистых гнейсов указанного района. В остальных случаях величины Nd модельных возрастов метапелигов курумканской толщи изменяются в довольно узких пределах - Tnj(DM)=2.9-3.1 млрд. лет (TNd(DM-2st)=3.0-3.2 млрд. лет) и не обнаруживают какой-либо зависимости от географического положения и характера изученных разрезов. Значения TNd(DM) гранат-биогитовых и гранат-гиперстен-биотитовых плагиогнейсов (граувакковые песчаники, граувакковые алевролиты, туффиты среднего состава) курумканской толщи составляют 2.32.4 млрд. лет (TNd(DM-2st)=2.3-2.5 млрд. лет).

Федоровская толща. В составе федоровской толщи преобладают амфиболовые (+биотит), биотит-гиперстеновые (±амфибол), гиперстен-амфнболовые, диолсид-амфибояовые и двупироксеновые (+амфибол) плагиогнейсы и гнейсы, основные кристаллические сланцы, кальцифиры, мраморы, известково-силикатные, диопсидовые и флогопит-диопсидовые породы. По значениям Nd модельных возрастов породы федоровской толщи распадаются на две группы. Роговообманково-клинопироксен-плагиоклазовые основные кристаллические сланцы первой группы, которые по химическому составу сопоставимы с базальтами континентального типа (Великославинский, 1998), характеризуются повышенными величинами M7Sm/1,,4Nd=0.1444-0.1599. Ко второй группе пород федоровской толщи относятся роговообманково-диопсид-гиперстен-плагиоклазовые основные кристаллические сланцы, амфиболовые (+биотит), биотит-гинерстеновые f+амфибол), диопгсид-амфиболовые и двупироксеновые (+амфибол) плагиогнейсы и гнейсы, которые являются аналогами вулканических пород дифференцированной субщелочной базальт-андезкт-дацит-риолитовой серии островодужного типа (Великославинский, 1998). Величины Tn,i(DM) пород, рассматриваемой группы находятся в интервале 2.2-2.4 млрд. лет (TMd(DM-2st)=2.2-2.4 млрд. лет). Близкими значениями Nd модельного возраста (TNd(DM)=TN<i(DM-2st}=2.2 млрд. лет) обладают и гиперстен-роговообманковые плагиогнейсы (граувакковые песчаники, граувакковые алевролиты) федоровской толши. Какие либо геологические признаки, позволяющие предполагать разновозрастность рассмотренных двух групп метавулканическнх пород федоровской толщи, отсутствуют. Возраст протолита биотит-гиперстеновых плагиогнейсов (андезитов) федоровской толщи составляет 2006±1 0 млн. лет.

Сеймская толща сложена преимущественно гранат-биотитовыми (±гиперстен, ±кордиерит) гнейсами и плагиогнейсами (граувакковые песчаники, полимиктовые и граувакковые алевролиты) и высокоглиноземистыми силлиманит- . и (или) кордиеритсбдержащими гранатовыми (+биотит, ±гилерстен) гнейсами (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты, еубсиаллиты). В подчиненном количестве в разрезах сейской толщи присутствуют гиперстеновые (±биотит, ±гранаг) (граувакковые алевролиты, туффиты), диопсидовые (±амфибол) и двупироксеновые пдагиогнейсы и гнейсы, кварциты, железистые кварциты, известково-силикатные породы, кальцифиры, а также двупироксеновые (±амфибол), гиперстеновые и оливин-двупироксеновые кристаллические сланцы основного и ультраосновного состава (пикрито-базалъты, толеитовые базальты, андезито-базальты). Для высокоглиноземистых гнейсов (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты), шперстен-биотитовых, гранат-гиперсгеновых и гранаг-биотитовых плагиогнейсов, а также гранат-гиперстен-биотитовых и гранат-кор диерит-биогитовых гнейсов (полимиктовые и граувакковые алевролиты) сеймской толщи характерны широкие вариации ТшфМ)=2.6-3.0 млрд. лег(TNll(DM-2st)=2.7-3.0 млрд. лет).

Иджекская толща представлена главным образом гиперстеновыми (+биотит) и двупироксеновыми (+биотит, ±амфибол) плагиогнейсами (граувакковые алевролиты, андезиты и их туфы), которые содержат отдельные прослои и линзы гиперстен-а.мфиболовых, диопсид-амфиболовых и двупироксеновых (±биотит, ±амфибол) кристаллических сланцев (карбонатные алевролиты), диопсид-плагиоклазовых (±скаполит, ±амфибол) сланцев (карбонатные алевропелитовые аргиллиты), известково-сшшкатлых и диопсидовых пород, гранат-биотиговых (±гиперсген, ±кордиерит) и гранат-гиперстеновых плагиогнейсов и гнейсов (граувакковые алевролиты), а также гиперстеновых (±диопсид, ±амфиоол) и двупироксеновых (хбиотит. ±амфибол) кристаллических сланцев, отвечающих по составу базальтам известково-шелочной серии (Великославинский. 1998). Для гранат -биотитовых плагиогнейсов (граувакковые алевролиты) иджекской толщи получены оценки TN(!(DM)=2.4 мярд. лет (TNd(DM-2st)=2.5 млрд. лет).

Кюриканская толща. В строении разрезов пестрой по составу ритмично-слоистой кюриканской толши принимают участие гранат-биотитовые (±гиперстен), биотитовые (±гиперстеп. хамфибол) и двупироксеновые (±биотит) пдагиогнейсы (граувакковые алевролиты, алевропелитовые аргиллиты, туффиты, андезиты, дациты и их туфы). пшсрстеновые (±диопсид, ±амфибол), гранат-кордиерит-биотитовые и гранат-биотит-смллнманитовые гнейсы (пелитовые аргиллиты), диопсидовые (±амфибол) гшагиосланцы (карбонатные алевролиты, карбонатистые алевропелитовые аргиллиты, карбонатистые и железистые пелитовые аргиллиты), известково-силикатные породы, кальцифиры и мраморы. Кроме того, в разрезах этой толши довольно часто встречаются (около 20%) прослои прерывисто-полосчатых гишерстеновых (±амфибол) и меяанократовых гранат-биотитовых плагиогнейсов (андезиты), а также двупироксеновых (±амфибол), диопсид-амфиболовых и гиперстен-амфиболовых кристаллических сланцев (базальты известково-щелочиой серии, андезито-базальты). Значения TNd(DM) гранат-кордиерит-биотитовых и гранах-биотит-силлиманитовых гнейсов (пелитовые аргиллиты) кюриканской толщи составляют 2.3-2,4 млрд. лет (TM(I>M-2st)=2.4 млрд. лег).

Холболохская толща. Монотонная по составу холболохская толща сложена главным образом гранат-биотитовыми плагиогнейсами (граувакковые песчаники и граувакковые алевролиты), среди которых присутствуют маломощные прослои гиперстеновых (±биотит), диопсидовых и двупироксеновых плагиогнейсов, гранат-биотитовых (±силлиманит, ±кордиерит) гнейсов (граувакковые алевролиты, алевропелитовые аргиллиты), известково-силикатных пород, кварцитов или пачки ритмичного чередования этих пород. Величины TNd(DM) биотит-гиперстеновых и биотитовых плагиогнейсов и гнейсов (граувакковые песчаники и граувакковые алевролиты) холболохской толщи Холболохского, Гонамского и Тырканского блоков Восточно-Алданского мегаблока изменяются от 2.1 до 2.3 млрд. лет (TNd(DM-2st)=2.1-2.4 млрд. лет), тогда как для гранат-биотитовых плагиогнейсов (граувакковые алевролиты) холболохской толщи Суннагинского блока Восточно-Алданского мегаблока получены оценки Tnj(DM)=2.6 млрд. лет (TNd(DM-2st)=2.7 млрд. лет). Обращает на себя внимание, что в пределах областей широкого распространения метаосадочных пород холболохской толщи практически отсутствуют признаки проявления раннедокембрийского магматизма.

Батомгский геоблок

Омнинская и оатомгская толщи. Омнинская толща представлена биотитовыми, гранат-оиотитовыми (гсиллиманиг), амфибол-диопсидовыми и амфибол-скаполитовыми плагиогнейсами. основными кристаллическими сланцами, кальфицирами и мраморами. Пироксеновые плагиогнейсы (граувакковые песчаники и граувакковые алевролиты) этой толщи характеризуются T]gd('DM)=Tsi(i(D!V!-2st)=2.2 млрд. лет. Батомгская толща сложена бнотнт-амфиболовыми, амфибол-диопсидовыми, биотитовыми, гранат-оиотитовыми с!шлнманнт) плагпогнейсами, основными кристаллическими сланцами, кварцитами, извесгково-силнкатными породами и мраморами. Силлиманит-гранат-биотитовые плагиогнейсы (алевропелитовые аргиллиты) батомгской толщи характеризуются Tnj(DM)=2.1 млрд. лет (T№i(DM-2st)=2.2 млрд. лет). Величины Tn,j(DM) структурно-разновозрастных гранитоидов, прорывающих омнинскую и батомгскую толщи, не превышают2.5 млрд. лег (TN<l(DM)=2.0-2.5 млрд. лет; TNci(DM-2st)=2.2-2.3 млрд. лет).

Зона сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области

Курультннская толща. В разрезах курультинской толщи преобладают гранат-биотитовые (±силлиманит, +гиперстен) плагиогнейсы (граувакковые песчаники и граувакковые алевролиты), которые содержат отдельные прослои и линзы двупироксеновых (±амфибол, ±гранат) кристаллических сланцев (толеитовые базальты), известково-силикатных пород, кварцитов и магнетитовых кварцитов. Значения Tn,i(DM) гранат-гиперстен-биотитовых и гранат-биотитовых плагиогнейсов (граувакковые алевролиты) курультинской толщи находятся в интервале 3.0-3.5 млрд. лет (TMd(DM-2st)=3.3-3.6 млрд. лет).

Зверевская толща. Для зверевской толщи характерна ассоциация гиперстеновых (±биотит, хгранат, £амфибол) (андезиты), двупироксеновых (±гранат, ±амфибол) (андезиты) и гранат-биотитовых плагиогнейсов (граувакковые алевролиты), которые содержат прослои двупироксеновых (±амфибол) основных кристаллических сланцев (базальты известково-щелочной серии, андезито-базальты) и единичные линзы известково-силикатных пород, кальцифиров и кварцитов. Величины Тм(ОМ) гранат-биотитовых плагиогнейсов (граувакковые алевролиты) зверевской толщи составляют около 2.9 млрд. лет (Tnu(DM-2st)-3.0 млрд. лег), а гиперстеновых плагиогнейсов (андезиты) - 2.9-3.0 млрд. лет (T^DM-2sti=2.9-3.0 млрл. лег).

Сутамская толща, так же как и сеймская толща, представлена гранат-биотитовымм (±гипсрстен, ±кордиерит) гнейсами и плагиогнейсами (граувакковые песчаники, полимиктовые и граувакковые алевролиты), высокоглиноземистыми гнейсами (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты, субсиаллиты), гиперстеновыми (±биотит. ггранат). двупироксеновыми. диопсидовьши (±амфибол) плагиогнейсами и гнейсами, ультраосновными и основными кристаллическими сланцами (пикрито-базальты. толеитовые базальты, андезито-базальты), кварцитами, магнетитовыми кварцитами и известково-силикатными породами. Гранат-гиперстен-биогитовые гнейсы и гранат-биотитовые плагиогнейсы (граувакковые песчаники, подимиктовые и граувакковые алевролиты) этой толщи имеют ГадФМ)=2.5-3.0 млрд. лет (TNci(Div!-2st)=2.5-3.5 млрд. лет), а высокотшгоземистые ; гнейсы (алсвропелитоные и пелнтовые аргиллиты) - Tnj(DM)=3.0 млрд. лет (TNl)(DM-2st)=3.2 млрд. лет).

Как мы видим, для большей части глубоко метаморфизованных осадочных и осадочно-вулканогенных толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса источниками послужили породы с раннепротерозойскими и позднеархейскими Nd модельными'возрастами. Источники с раннеархейскими модельными возрастами достоверно установлены только для гранат-биотитовых плагиогнейсов (метаграувакк) оломокитской толщи, некоторых образцов высокоглиноземистых гнейсов (метапелитов) амедичинской и курумканской толщ, а также гранат-биотитовых плагиогнейсов (метаграувакк) курультинской толщи, что, однако, не исключает возможность формирование протолитов этих пород в течение более поздних этапов геологического развития Алданского щита. В тех случаях, когда в разрезах изученных толщ присутствуют метаосадочные и метавулканические породы, которые характеризуются раннепротерозойскими величинами Nd модельных возрастов, не возникает сомнений в том, что эти толщи (чугинская, курумканская, федоровская, иджекская, кюриканская, холболохская, омнинская, батомгская и сутамская) имеют раннепротерозойский возраст, хотя в процессах их формирования в качестве источников, ло-вндимому, принимали участие и породы архейского возраста. О верхней возрастной границе накопления указанных толщ можно судить на основании следующих данных.

1. Метаосадочные и (или) метавулканические породы чугинской, курумканской и федоровской толщ участвуют в образовании ранних надвигов Чугинской и Федоровской систем с возрастом 1993+1 - 2011+3 млн. лет.

2. Для протолитов биотит-гиперстеновых плагиогнейсов (андезитов) федоровской толщи получена оценка возраста 2006+10 млн. лет.

3. Иджекская и холболохская толщи подвергаются структурно-метаморфическим преобразованиям, связанным с формированием Тимптонского надвига, возраст которого находится в интервале 1925±5 - 1950+2 млн. лет.

4. Кюриканская толща совместно с иджекской и холболохской толшамл участвует в образовании главных картируемых северо-западных и субмеридионапьных линейных складок Алданского геоблока, верхняя возрастная граница которых составляет 1925+5 млн. лет.

5. Федоровскую и сутамскую толши прорывают интрузии диоритов с возрастом соответственно 1993+1 (III74, табл. 1) и 1998+18 млн. лет.

Более сложным является вопрос о возрасте оломокитской, амедичинской, сеймской, курультинской и зверевской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса.

Метпосадочныс п метавулканические породы оломокитской толши (Tw(DM)=3.5-3.7 млрд. лет) вовлекаются в структурно-метаморфические преобразования, обусловленные формированием надвигов Темулякитской системы, возраст которых находится в интервале 2.73-2.8 млрд. лет. Кроме того, есть все основания полагать, что источниками осадочных пород Тасмиелинского тектонического фрагмента Темулякитского зеленокаменного пояса, нижняя возрастная фаница которого составляет 2.9 млрд. лет, в том числе послужили и породы рассматриваемой толши. Другими словами, возраст оломокитской толщи скорее всего древнее 2.9 млрд. лет.

Накопление терригенных. пород амедичинской толщи, рассматриваемой как возрастной и формационный аналог курумканской толщи (Ранний докембрий., 1986), происходило за счет разрушения пород, которые имели в среднем позднеархейские значения Tmj(DM). Однако это не противоречит возможности накопления осадочных пород амедичинской толщи, так же как и курумканской толщи, в раннем протерозое при размыве источников позднеархейского возраста или смешанных источников, главными компонентами которых являлись породы континентальной коры раннеархейского и раннепротерозойского возраста.

Большие вариации Nd модельных возрастов метаграувакк сеймской толщи (2.6-3.0 млрд. лет) допускают два варианта их интерпретации.

1. Источниками метаосадочных пород сеймской толщи послужили породы континентальной коры как архейского, так и раннепротерозойского возраста.

2. Накопление отложений сеймской толщи произошло в результате размыва пород континентальной коры позднеархейского возраста.

Иначе говоря, супракрустальные образования сеймской толщи могут иметь как раннепротерозойсхий. так и позднеархейский (не древнее 2.6-2.7 млрд. лет) возраст. Верхняя граница накопления проголитов метаморфических пород этой толщи определяется возрастом прорывающих её гиперстенсодержащих гранитов и субщелочных гранитов Шуе (1950+2 млн. лет, табл. 1).

Для метаграувакк курультннской толщи установлены источники как с позлнеархейскими (TNJ('DM)=3.0 млрд. лет), так и с раннеархейскими Nd модельными возрастами (,Tnii(DM>=3.5 млрд. лет), тогда как возраст эндербитов Джелуйского и чарнокитов Алтуальского массивов, становление которых произошло после формирования курультинской толщи, составляет соответствен но 2627±16 и 2614+7 млн. лет. Отсюда следует, что накопление этой толщи связано с позднеархейским этапом геологического развития зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Сгановой складчатой области.

Верхняя возрастная граница формирования зверевской толщи не установлена. Поэтому на основании Sm-Nd изотопных данных можно только констатировать, что она имеет возраст не древнее 2.9 млрд. лет.

Выводы

1. Протолиты метаморфических пород алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса Алданского щита имеют главным образом раннепротерозойский, а зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области раннепротерозойский и позднеархейский возраст.

2. Возраст осадочных и (или) вулканических пород оломокитской толщи находится а интервале 2.9-3.5 млрд. лет, путинской толщи - 2.0-2.3 млрд. лет, амедичинской толщи - 2.03.0 млрд. лет, курумканской толщи - 2.0-2.3 млрд. лет, федоровской толщи - 2006+10 млн. лет, сеймской толши - 1.95-2.6 млрд. лет, иджекской толщи - 1.95-2.4 млрд. лет, кюриканской толщи - 1.93-2.3 млрд. лет, холболохской толщи - 1.95-2.1 млрд. лет, омнинской толщи - < 2.2 млрд. лет, батомгской толщи - < 2.1 млрд. лет, курультинской толщи - 2.6-3.0 млрд. пет, зверевской толщи - <2.9 млрд. лет, сутамской толщи - 2.0-2.5 млрд. лет.

3. Характер естественных парагенетических ассоциаций метаморфических пород алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса и особенности состава их протолитов указывают на то, что формирование курумканской и амедичинской толщ происходило в субконтинентальных условиях, чугинской, иджекской, кюриканской и зверевской толщ - в обстановке, подобной активной континентальной окраине и (или) островной дуге, федоровской толщи - островной дуге, холболохской толщи - пассивной континентальной окраине. Исходные данные для реконструкции геодинамических обстановок накопления оломокитской, сеймской, омнинской и батомгской толщ Алданского щита, а также курультинской и сутамской толщ зоны его сочленения с Джугджуро-Становой складчатой областью, к сожалению, пока еще отсутствуют. Можно только предполагать, что образование сеймской и сутамской толщ протекало в условиях островной дуги (преддуговой или задуговой бассейн).

Третье защищаем»? положение. Слабо метаморфнзованные осадочные' и осадочно-вулкшогешше толщи зеленокаменных поясов Алданского щита принадлежат по крайней .мере к четырем возрастным группам: 2.0-2.4, 2.5-2.6, 2.6-3.0 и 3.0-3.2 млрд. лет.

Геологические, геохронологические и изотопно-геохимические данные, позволяющие оценить возраст слабо мегаморфизованных раннедокембрийских осадочных й осадочно-вулканогенных толщ зеленокаменных поясов Алданского щита, в обобщенном виде представлены в табл. I. Анализ этих данных показывает, что они относятся к четырем возрастным группам - 2.0-2.4,2.5-2.6, 2.6-3.0 и 3.0-3.2 млрд. лет.

Зеленокаменные попса первой возрастной группы (3.0-3.2 млрд. лет). Первая возрастная группа включает осадочно-вулканогенные толщи Олондинского тектонического фрагмента Токко-Ханинского и Сырылырской группы тектонических фрагментов Темулякитского зеленокаменных поясов (рис. 3).

В геологическом строении Олондинского фрагмента принимают участие две контрастные по составу толщи (ассоциации) метавулканических и метаосадочных пород -ком ати ит-базальтовая и андезит-дацитовая (Попов и др., 1990, 1995; Богомолова, 1993). В разрезах коматиит-базальтовой толщи наблюдается незакономерное чередование протяженных пластообразных тел (тектонических пластин) амфибол-плагиоклазовых и амфиболовых сланцев (толеиговые базальты и их туфы), хлорит-актинолитовых и актинолит-хлоритовых сланцев (комагиитовые базальты и коматииты) и карбонат-актинолитовых сланцев (коматииты и коматиитовые туфы). В амфибол-плагиоклазовых и амфиболовых сланцах присутствуют редкие прослои и линзы высокоглиноземистых (гранат-, ставролит-. иседрит-, кордиерит-, кумминггонит-, силлиманит- и андалузитсозержащих) окотиговых и двуслюдяных плагиоклаз-кварцевых сланцев (граувакковые алевролиты, алевропелитовые и пелитовые аргиллиты - продукты разрушения основных и ультраосновных пород), гранат-амфиболовых сланцев, кварцитов и железистых кварцитов.

Андезит-даиитовая толща представлена преимущественно амфиболовыми, биотит-амфиболовыми и биотитовыми микрогнейсами (андезиты, дациты, туфы, туфопесчаники. песчаники), в которых иногда встречаются прослои н линзы высокоглиноземистых (алевропелитовые и пелитовые аргиллигьп. гранат-амфиболовых и биотит-гранатовых сланцев и железистых кварцитов. В некоторых случаях андезит-дацитовая толща отделена от коматиит-базальтовой толщи «пестрой пачкой», характерной особенностью которой является чередование относительно маломощных пластообразных тел и линз амфибол-плагиоклазовых и амфиболовых сланцев (толеиговые базальты), тонкополосчатых амфиболплапюклазовых сланцев (туфы базальтов), бнотитовых, биотит-амфиболовых и амфиболовых микрогнейсов (дациты, андезиты и их туфы), высокоглиноземистых сланцев (граувакковые алевролиты, алевропелитовые и пелитовые аргиллиты), кремнистых пород и железистых кварцитов с гранатом и куммингтонигом.

Границы между коматиит-базальтовой и андезит-дацитовой толщами имеют тектонический характер. В связи с этим относительная последовательность их формирования не установлена. Более того, нет даже полной уверенности в том, что одноименные толщи, выделенные в разных частях Олондинского фрагмента, в действительности занимают одно и то же стратиграфическое положение в общем разрезе слагающих этот фрагмент метаосадочных и метавулканических пород.

Значения Nd модельного возраста амфиболовых и биотитовых микрогнейсов (андезиты, дациты) андезит-дацитовой толщи Олондинского фрагмента близки к 3.0 млрд. лет и совпадают с оценками возраста кристаллизации родоначальных для протолитов этих пород расплавов (2960+70 млн. лет, tl-Pb метод по циркону (Бибикова и др., 1984); 2998+9 -3006+9 млн. лет, SHRIMP (Baadsgaard et al., 1990; Nutman et al, 1992)), а также с оценками возраста прорывающих их многофазных габбро-диорит-тоналитовых массивов (3018+10 млн. лег, SHRIMP (Baadsgaard etal, 1990; Nutman et al., 1992)). Это свидетельствует о том, что осадочно-вулканогенные толщи Олондинского фрагмента имеют возраст около 3.0 млрд. лет, а их формирование, включая наложенные структурно-метаморфические преобразования

Рис. 3. Схематическая геологическая карта западной части Алданского щита.

1 - фанерозойские гранитоиды; 2 - кайнозойские отложения, платформенные отложения па7еозоя. мезозоя и верхнего протерозоя; 3 - раннепротерозойские гранитоиды; 4 - унгринский магматический комплекс; 5 - удоканский комплекс; 6 - слабо метаморфизованные осадочные и вулканические породы субганского комплекса; 7 -тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олекиинского комплекса; 8 - тоналит-трондьемитовые ортогнейсы оломокнтского комплекса и глубоко метаморфизованные осадочные и вулканические породы оломокитской и чарской толщ ачданского гранулито-гнейсового мегакомплекса; 9 - тоналит-трондьемитовые ортогнейсы западно-алданского комплекса и глубоко метаморфизованные осадочные и вулканические породы чугинской, амедичинской и курумканской толш алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса; 10 - зона сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области; 1 i - разрывные нарушения. Цифрами в кружках обозначены зеленокаменные пояса: 1 - Саймаганский, 2 - Тарьшыхский, 3 - Тохко-Ханинский, 4 - Итчиляхский, 5 - Эвонокитский, 6 - Темулякитский, 7 -Тунгурчннский. 8 - Яслахский, 9 - Субганский, 1 0 - Булгуняхтахский, 11 - Балаганахский. таб.1. .1). произошло в течение весьма короткого промежутка времени (не более 10 млн. лет).

Тектонические фрагменты Сырылырской группы сложены разнообразными по составу метавулканическими и метаосадочными породами, которые Л.М.Богомолова (1993) объединяет в четыре толщи - коматииг-базальтовую, железорудную, толщу метапелитов и карбонатно-терригенную. В крупных тектонических фрагментах, где породы коматиит-базальтовой толщи, железорудной толщи и толщи метапелитов встречаются совместно, последние обычно «залегают» над метавулканическими породами, а прослои пород железорудной толщи появляются в метавулканических породах только вблизи их контактов с метапелитамк. Несмотря на то, что контакты между рассматриваемыми толщами тектонические, это позволяет предполагать, что последовательность «коматиит-базальтовая толща - железорудная толща • толща метапелитов» отражает действительное положение этих толщ в нормальном стратиграфическом разрезе (Богомолова, 1993). Породы карбонатно-. терригенной толщи установлены только в собственно Сырылырском тектоническом фрагменте. Граница этой толщи занимает несогласное положение как по отношению к слоистости карбонатно-герригенных отложений, так и по отношению к поверхности тектонического контакта между коматиит-базальтовой толщей и толщей метапелитов, т.е. также имеет ярко выраженный тектонический характер. Поэтому положение карбонатно-терригенной толщи в общем разрезе метавулканических и метаосадочных пород Сырылырской группы тектонических фрагментов еще более неопределенно.

Коматиит-базальтовая толша представлена амфибол-плагиоклазовыми кристаллическими сланцами, амфиболитами и актинолитовыми сланцами, которые являются петрохимическими аналогами соответственно толеитовых базальтов, коматиитовых базальтов и коматиитов. В предполагаемой верхней части разреза этой толши, вблизи ее контактов с толшей метапелитов, в амфибол-плагиоклазовых сланцах появляются маломощные прослои и линзы мелкозернистых гранатсодержащих роговообманково-плагиоклазовых и куммингтонит-плагиоклазовых кристаллических сланцев, высокожелезистых пород, кварцитов и железистых кварцитов, которые относятся к железорудной толще. По химическому составу гранатсодержащие амфибол-плагиоклазовые сланиы этой толши отвечают толеитовым базальтам и туффитам с основным и-ультраосновным материалом, а протолигами высокожелезистых пород (кварц-магнетитовые породы с небольшим содержанием граната, куммингтоннта и/или роговой обманки и гранат-, роговообманково- и куммиггонитсолержашие существенно кварцевые породы с различным содержанием магнетита) являются туффиты с основным и ультраосновным материалом, продукты разрушения основных и ульграосновных пород, а также продукты подводной вулканической деятельности, в ходе которой кремнезем накапливался не только как хемогснный материал, но и в процессах глубокого изменения основных и ультраосновных пород в подводных условиях (Богомолова, 1993),

Толща метапелитов сложена ставролитовыми, гранат-ставролитовыми, гранат-кианит-ставролитовыми и гранат-силлиманит-ставролитовыми слюдяными плагиоклаз-кварцевыми сланцами и гранатовыми слюдяными, мусковитовыми и двуслюдяными плагиоклаз-кварцевыми и . кварцевыми сланцами (полимиктовые и граувакковые алевролиты, алевропелитовые и пелитовые аргиллиты). Кроме того, в разрезе этой толщи присутствуют кварциты и кварцито-сланцы с плагиоклазом, биотитом, мусковитом, гранатом и ставролитом (силициты с различной примесью терригенного материала и/или обломочные породы (мономиктовые (кварцевые) псаммнтолиты, олигомиктовые псаммитолиты (плагиоклаз-кварцевые песчаники) и полимиктовые псаммитолиты (субаркозовые, аркозовые, полимиктовые и граувакковые песчаники)),

В составе карбонатно-терригенной толщи преобладают флогопит- и тремолитсодержащие мраморы с прослоями диопсид-тремолит-кварцевых и диопсид-скаполит-тремолит-кварцевых сланцев (известковистые песчаники или известковистые силициты) и биотитовые микрогнейсы (граувакковые песчаники и алевропелитовые аргиллиты).

Гранат- и ставролитсодержащие слюдяные плагиоклаз-кварцевые сланцы и кварцито-сланцы (полимиктовые псаммитолиты, алевропелитовые и пелитовые аргиллиты) Сырылырской группы тектонических фрагментов характеризуются Tn<j(DM)=3.2-3.4 млрд. лет. Наиболее вероятными источниками сноса этих пород являются тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олекминского комплекса (1уг' и If2, табл. 1) с возрастом 3221 ±3 млн. лет (SHRIMP (Nutman et all., 1992)) и TNd(DM)=3.4-3.5 и 3.2-3.3 млрд. лет (TN(i(DM-2st)=3.4-3.5 и 3.2-3.3 млрд. лет). Отсюда следует, что нижняя возрастная граница супракрустальных толщ Сырылырской группы тектонических фрагментов составляет около 3.2 млрд. лет. Вместе с тем накопление этих толщ предшествовало становлению интрузий тоналитов с возрастом 3016±8 млн. лет (SHRIMP (Nutman et al., 1992)). Это дает все основания полагать, что формирование осадочно-вулканогенных толщ Сырылырской группы тектонических фрагментов Темулякитск-ого зеленокаменного пояса, так же как и осадочно-вулканогенных толщ Олондинского тектонического фрагмента Токко-Ханинского зеленокаменного пояса, относится к позднеархейскому этапу геологического развития Алданского щита.

Зеленокаменные пояса второй возрастной группы (2.6-3.0 млрд. лет). Наиболее типичными примерами слабо метаморфизованных супракрустальных образований второй возрастной группы являются вулканогенно-терригеиные отложения Тасмиелинского тектонического фрагмента Темулякитского и карбонатно-терригенные отложения

Тунгурчаканского тектонического фрагмента Тунгурчинского зеленокаменных поясов (рис. 3).

Западная часть Тасмиелинского тектонического фрагмента, расположенного в центральной части Темулякитского зеленокаменного пояса, сложена главным образом гранат- и ставролитсодержащими биотитовыми и двуслюдяными плагиоклаз-кварцевыми сланцами и кварцито-сланцами, протолитами которых послужили олигомиктовые и полимиктовые псаммитолиты (песчаники и/или граувакки с большим содержанием кварца), полимикговые и граувакковые алевролиты, алевропелитовые и пелитовые аргиллиты и субсиаллигы, а также метагравеллигами и мегаконппомератами. В восточном направлении эта грубокластическая толща сменяется толщей мезо- и меланократовых амфибол-биотит-плагиоклазовых сланцев, отвечающих по химическому составу базальтам известково-щелочной серии, андезито-базальтам, андезитам и дацитам. Нормальные стратиграфические соотношения между этими толщами не установлены. Однако присутствие в метаконгломератах грубооастической толщи галек мезо- и меланократовых амфибол-биотит-плагиооазовых сланцев (андезитов) (Богомолова, 1993) позволяет предполагать, что в общем разрезе вудканогенно-герригенных отложений Тасмиелинского тектонического фрагмента эта толща занимает более высокое стратиграфическое положение по отношению к толще, сложенной амфибол-биотит-плагиоклазовыми сланцами.

Для биотитовых, гранат-биотитовых, гранат-ставролитовых, транат-мусковитовых и двуслюдяных плагиоклаз-кварцевых сланцев (полимикговые и граувакковые алевролиты, алевропелитовые и пелитовые аргиллиты) грубокластической толщи Тасмиелинского тектонического фрагмента получены оценки TNd(DM)=3.0-3.6 млрд. лет, а для амфибол-биотит-плагиоклазовых сланцев (андезито-базальты, андезиты, андезито-дациты и их туфы) -Ts,i(DM)=2.9-3.1 млрд. лет. Минимальный возраст детритовых цирконов из кварциго-сланцев Тасмиелинского фрагмента составляет 2963+5 млн. лет (U-Pb метод (Bruguier, 1996)). В совокупностости с результатами Sm-Nd изотопно-геохимических исследований это свидетельствует о гом, что метаосадочные и метавулканические породы рассматриваемого фрагмента имеют возраст не древнее 2.9 млрд. лет. При этом наиболее ранние структурно-метаморфические преобразования, проявленные в породах Тасмиелинского фрагмента, связаны с формированием Темулякитской системы глубинных пластических надвигов, верхняя возрастная граница которых оценивается в 2.73 млрд. лет (табл. 1). Другими словами, возраст метаосадочных и метавулканических пород рассматриваемого фрагмента находится в интервале 2.73-2.9 млрд. лет.

Тунгурчаканский тектонический фрагмент представляет собой тектоническую пластину, которая ограничена зонами рассланцеяания. трассирующими Тунгурчинскую систему глубинных пластических надвигов с возрастом не моложе 2.6 млрд. лет (табл. 1). В основании разреза Тунгурчаканского фрагмента залегают кварциты, которые вверх по разрезу сменяются карбонатными породами (тремолитовыми мраморами и кальцифирами) и гранат-, ставролит-, кианит- и андалузитсодержащими плагиоклаз-кварцевыми сланцами и кварцито-сланцами (полимиктовые песчаники, полимиктовые и граувакковые алевролиты, алевролелитовые аргиллиты, субсиаляиты). Значения ТшфМ) гранат-ставролит-биотитовых плагиоклаз-кварцевых сланцев (алевролелитовые аргиллиты) этого фрагмента изменяется от 2.8 до 3.1 млрд. лет. Учитывая приведенные выше данные о возрасте надвигов Тунгурчинской системы, на этом основании можно полагать, что наиболее вероятные возрастные границы образования карбонатно-терригенной толщи Тунгурчаканского тектонического фрагмента составляют2.6-2.8 млрд. лет.

Ко второй возрастной группе (2.6-2.9 млрд. лет) принадлежат и осадочно-вулканогенные отложения Субганского тектонического фрагмента одноименного зеленокаменного пояса (рис. 3). В разрезе этого фрагмента В.И.Березкин (1977) выделяет толщу амфиболовых сланцев с реликтовыми вулканическими текстурами и структурами (толеитовые базальты, андезито-базальты, туффиты среднего состава) и толщу, сложенную двуслюдяными, андалузит-слюдяными и гранат-двуслюдяными сланцами (полимиктовые песчаники и пелитовые аргиллиты). Стратиграфическое положение этих толщ остается неясным.

Оценки Тьм(ОМ), полученные для двуслюдяных, андалузит-слюдяных и гранат-двуслюдяных сланцев (полимиктовые песчаники и пелитовые аргиллиты) Субганского фрагмента, близки к 3.0 млрд. лет. В то же время возраст интрузий габбро, прорывающих Суоганский фрагмент, составляет 2910±50 млн. лет (Sm-Nd метод по породам в целом (Nemchin. 1990)). Иначе говоря, возраст метаосадочных и метавулканических пород этого а)рагмента находится в интервале 2.86-3.0 млрд. лет.

Условно к рассматриваемой возрастной группе можно отнести и бсадочно-вулканогенные толщи Тарынахского зеленокаменного пояса (рис. 3). Наиболее типичными разновидностями метаморфических пород этого пояса являются амфибол-ллагиоклазовые (базальты известково-щелочной серии, андезито-базальты), биотит-плагиоклазовые (андезиты), гранат-биотитовы е (олигомиктовые псаммитолиты, олигомиктовые и граувакковые алевролиты, алевропелитовые аргиллиты), мусковитовые и двуслюдяные (олигомиктовые алевролиты и алевролелитовые аргиллиты) сланцы, биогитовые и амфибол-биотитовые микрогнейсы (андезиты), высокожелезистые породы и железистые кварциты. Результаты Sm-Nd изотопных исследований метаосадочных пород (гранат-биотитовые, мусковитовые и гранат-двуслюдяные сланцы - олигомиктовые псаммитолиты. олигомпктовые н граувакковые алевролита, алевропелитовые . аргиллиты) Торгинской группы тектонических фрагментов Тарынахского зеленокаменного пояса (TNa(DM)=3.0-3.4 млрд. лет) показывают, что источником их сноса послужили породы континентальной коры поздне- и раннеархейского возраста, т. е. они не могут быть древнее 3.0 млрд. лет. По данным Л.А.Неймарка с соавторами (Неймарк и др., 1980), верхняя возрастная граница формирование метаосадочных и метавулканических пород Чарской группы тектонических фрагментов Тарынахского зеленокаменного пояса составляет около 2650 млн. лет (Pb-Pb метод по породам в целом).

Зеленокаменные пояса третьей возрастной группы (2.5-2.6 млрд. лет). Третья возрастная группа зеленокаменных поясов Алданского шита представлена Булгуняхтахским зеленокаменным поясом (рис. 3). Для большинства тектонических фрагментов этого пояса характерна ассоциация глиноземистых гранат-биотит-мусковитовых (±силлиманит, ±ставролит), гранат-биотитовых (+силлиманит, ±кордиерит), двуслюдяных и биотит-кордиеритовых плагиоклаз-кварцевых сланцев (алевропелитовые и пелитовые аргиллиты), биотитовых и гранат-амфиболовых сланцев. Однако в некоторых тектонических фрагментах преобладают амфибол-биотитовые, биотитовые и гранат-биотитовые микрогнейсы и гнейсы (граувакковые песчаники, алевропелитовые аргиллиты) или кварциты, биотитовые кварцито-гнейсы, глиноземистые, амфибол-шагиооазовые и амфибол-биотит-плагиоклазовые сланцы, содержащие отдельные линзы и прослои известково-силикатных пород, диопсидовых кальцифиров и железистых кварцитов. Предполагаемые инициальные вулканические породы Булгуняхтахского зеленокаменного пояса представлены амфибол-плагиоклазовыми и амфибол-биотит-плагиоклазовыми сланцами, отвечающими по химическому составу толеитовым базальтам.

Значения TNti(DM) метаосадочных пород (амфибол-биотитовые, биотитовые микрогнейсы и гранат-биогитовые гнейсы - граувакковые песчаники, алевропелитовые аргиллиты) Булгуняхтахского зеленокаменного пояса изменяется в интервате 2.6-3.3 млрд. лет, что определяет нижнюю возрастную границу осадконакопления (2.6 млрд. лет). При этом формирование этого пояса предшествовало становлению интрузий анорогенных гранитов нелгокинского комплекса (Шу\', табл. 1) с возрастом 2522+2 млн. лег. Это позволяет считать, что возраст Булгуняхтахского зеленокаменного пояса составляет около 2.52-2.6 млрд. лет.

Зеленокаменные пояса четвертой возрастной группы (2.0-2.4 млрд. лет). В четвертую возрастную группу объединены вулканогенно-осадочные толщи Балаганахского зеленокаменного пояса (рис. 3). а также чумиканского комплекса Батомгского геоблока и

Чульманского зеленокаменного пояса зош.1 сочленения Алданского щита и Джугджуро-Станоиой складчатой области.

Тектонические фрагменты Балаганахского зеленокаменного пояса сложены мелкозернистыми амфибол-плагиоклазовыми сланцами (голеитовые и известково-щелочные базальты, андезито-базальты) и биотит-амфиболовыми микрогнейсами (андезиты, дациты), которые содержат тонкие прослои диопсид-амфиболовых, высокоглиноземистых (гранат-биотит-кордиеритовых+силлиманит) и гранаг-биогитовых сланцев (пелитовые аргиллиты). В тектонических фрагментах, расположенных в центральной и южной частях Балаганахского зеленокаменного пояса, наряду с указанными городами присутствуют гранат-биотитовые микрогнейсы и гнейсы, иногда с силлиманитом (пелиговые аргиллиты)- Величины Nd модельных возрастов биотит-амфиболовых микрогнейсов (андезиты, дациты) составляют около 2.3-2.4 млрд. лет, а значения TNd(DM) гранат-биотитовых микрошейсов и гранаг-биотитовых сланцев (пелитовые аргиллиты) находятся в интервале 2.4-3.1 млрд. лет.

Слабо метаморфизованные супракрустальные образования чумиканского комплекса Батомгского геоблока подразделяются на две толщи (Карсаков, 1995) - краснухинскую и йчангскую. Краснухинская толща сложена порфироидами и порфиритоидами (базальты известково-щелочной серии, андезиты) с прослоями и линзами биотитовых сланцев, метапесчаников, кварцитов и железистых кварцитов. В низах ичангской толщи преобладают филлитовидные сланцы и метапесчаннки, а в верхней части - мраморы, тремолитовые сланцы с прослоями и линзами кварцитов, актинолитовых сланцев и порфиритоидов. Значения Tn,j(DM) гранат-двуслюдяных сланцев чумиканского комплекса (граувакковые алевролиты и алевропелитовые аргиллиты) изменяются в очень узких пределах - от 2.1 до 2.2 млрд. лет. Структурно-разновозрастные гранитоиды, прорывающие чумиканскую толщу, характеризуются Tn4(DM)=2.0-2.5 млрд. лег(T»«(DM-2st)»23-2.3 млрд. лет).

В разрезах тектонических фрагментов Чульманского зеленокаменного пояса, по данным В.И.Ьерезкина (1977), можно выделить две толщи (слюдистых кварцитов и амфибол-плагиоклазовых сланцев !, страпги графические соотношения между которыми еще окончательно не выяснены. Для первой из них характерно чередование пачек слюдистых кварцитов с прослоями слюдистых сланцев и микрогнейсов и пачек амфибол-плагиоклазовых сланцев. Вторая толща сложена амфибол-плагиоклазовыми сланцами с прослоями мелкозернистых слюдяных гнейсов, сланцев, кварцитов, мраморов и кальцифиров. К предполагаемым метавулканическим породам Чульманского зеленокаменного пояса относятся амфибол-плагиоклазовые сланцы и часть биотитовых микпогнейсов. которые изменяются по составу от базальтов известково-щелочной серии до шшсгитов и дацитов. Для мегаосадочных пород (слюдистые кварциты, биотитовые, гранатбнотитоные п двуслюдяные сланцы, биотитовые мнкрогнейсы) Чульманского зеленокаменного пояса, протолитами которых послужили полимиктовые псаммитолиты, полимиктовые и граувакковые алевролиты и алевропелитовые аргиллиты, п®лучены оценки TNd(DM)=2.3-3.2 млрд. лет.

Приведенные данные показывают, что источниками сноса кластических метаосадочных пород зеленокаменных поясов четвертой возрастной группы послужили породы континентальной коры архейского и (или) раннепротерозойского возраста, что свидетельствует об их формировании в течение раннепротерозойского этапа геологического развития Алданского щита. В настоящее время мы можем достаточно точно оценить верхнюю возрастную границу только для осадочно-вулканогенных толщ Балаганахского зеленокаменного пояса, которые вовлекаются в формирование глубинных пластических надвигов I группы Чугикской и Федоровской систем, возраст которых составляет около 2.0 млрд. лет (табл. 1). Следовательно, формирование осадочно-вулканогенных толщ этого пояса произошло в интервале 2.0-2.4 млрд. лет, что дает основание рассматривать в качестве его возможных возрастных аналогов чугиискую (2.0-2.3 млрд. лет), курумканскую (2.0-2.3 млрд. лет), федоровскую (2.01 млрд. лег), иджекскую (1.95-2.4 млрд. лет), кюриканскую (1.93-2.3 млрд. лет) и холболохскую (1.95-2.1 млрд. лет) толщи алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса.

Удоканский комплекс. Особое место среди слабо метаморфизованных раннедокембрийских толщ Алданского щита занимают субплатформенные терригенные отложения удоканского комплекса, который является сгратотипом нижнего протерозоя Восточной Сибири и Дальнего Востока и служит возрастным репером в региональной стратиграфической шкале. В настоящее время мы можем судить о возрасте этого комплекса на основании следующих данных.

1. В пепловых прослоях чинейской серии Кодаро-Удоканского прогиба обнаружены магматические цирконы с возрастом 2180+50 млн. лет (U-Pb метод по циркону (Бережная и др., 1988)).

2. Щелочные граниты катугинского и граниты кодарского (Кеменский массив) комплексов, прорываюшие слабо мегаморфизованные терригенные отложения Кодаро-Удоканского прогиба, имеют возраст соответственно 2066+6 и 1876±4 млн. лет.

3. Возраст метаморфизма фации зеленых сланцев терригенных отложений Нижнс-Ханинской грабен-синклинали составляет 1950+11 млн. лет (Rb-Sr метод по породам в целом (Горохов и др., 1989)).

Как мы видим, накопление терригенных толщ удоканского комплекса произошло в интервале 2066±С> - 2180+50 млн. лет. В рамках региональной структурно-возрастной шкалы этот возрастной диапазон практически полностью перекрывается с оценками возрастных границ формирования слабо метаморфизованных осадочно-вулканогенных отложений балаганахской толщи (2.0-2.4 млрд. лет), а также глубоко метаморфизованных супракрустальных образований чугинской (2.0-2.3 млрд. лет), курумканской (2.0-2.3 млрд. лет), нджекской (1.95-2.4 млрд. лет), кюриканской (1.95-2.3 млрд. лет) и холболохской (1.952.1 млрд. лет) толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса.

Результаты Sm-Nd изотопных исследований кластических метаосадочных пород удоканского комплекса Олдонгсинской (TNl)(DM)=3.2-3.5 млрд. лет) и Нижне-Ханинской грабен-синклиналей (Tnm(DM)=3 .2-3.3 млрд. лет), расположенных в восточной части Чара-Олекминского геоблока, показывают, что их формирование связано с поступлением в бассейн осадконакопления терригенного материала, образовавшегося а результате размыва пород со средним ран неархейским и, возможно, позднеархейским Nd модельным возрастом. Это позволяет рассматривать в качестве области сноса территорию Чара-Олекминского, а не Алданского геоблока, как это предполагалось ранее (Чиряев, 1987). МетаосадочнЫе породы Ярогинского тектонического фрагмента (зона сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков), которые в существующих стратиграфических схемах рассматриваются как-возрастные аналоги терригенных отложений удоканского комплекса, характеризуются TNd(DM)=2.6-2.9 млрд. лет, что может быть обусловлено поступлением терригенного материала либо из источника в среднем позднеархейского возраста, либо в результате смешения терригенного материала поздне- и (или) раннеархеиского и раннепротерозойского возраста. В последнем случае область сноса раннепротерозойского материала находилась восточнее Ярогинского фрагмента и соответствовала территории Алданского геоблока.

Завершая характеристику слабо метаморфизованных раннедокембрийских осадочных и осадочно-вулканогенных толщ Алданского шита, необходимо подчеркнуть, что в большинстве случаев они слагают тектонические фрагменты, которые. имеют весьма сложное внутреннее строение, обусловленное неоднократно проявленными структурно-метаморфическими преобразованиями. Эти наложенные преобразования привели к значительным искажениям первоначальных разрезов и к почти повсеместному уничтожению первичных магматических и осадочных текстур, позволяющих определить первоначальное положение подошвы к кровли слоев и лавовых потоков и соответственно направление разреза Как правило, границы между выделенным» в разрезах тектонических фрагментов толща,\ш представляют собой поверхности разновозрастных пост- и синметаморфнческих п. возможно, дометаморфических разрывных нарушений, что препятствует определению относительной последовательности их формирования и оценке их стратиграфического положения. При этим не исключено, что в пределах одного «зеленокамеиного пояса» или лаже в «разрезах» отдельным тектонических фрагментов могли быть «совмещены» разновозрастные осадочные и осадочно-вулканогенные толщи и (или) одновозрастные толщи, формирование которых протекало в различной геодинамической обстановке.

Выводы

1. Слабо метаморфизованные осадочные и осадочно-вулканогенные толщи зеленокаменных поясов Алданского щита относятся по крайней мере к четырем возрастным группам - 2.0-2.4, 2.5-2.6,2.6-3.0 и 3.0-3.2 млрд. лет.

2. Возраст осадочных и осадочно-вулканогенных толщ Сырылырской группы тектонических фрагментов Темулякитского зеленокаменного пояса находится в интервале 3.0-3.2 млрд. лет, Олондинского тектонического фрагмента Токко-Ханинского зеленокаменного пояса - 2998+9 - 3006+9 млн. лет, Субганского зеленокаменного пояса -2.86-3.0 млрд. лет, Тасмиелинского тектонического фрагмента Темулякитского зеленокаменного пояса - 2.73-2.9 млрд. лет, Тунгурчаканского тектонического фрагмента Тунгурчинского зеленокаменного пояса - 2.6-2.8 млрд. лет, Тарынахского зеленокаменного пояса - 2.65-3.0 млрд. лет, Булгуняхтахского зеленокаменного пояса - 2.52-2.6 млрд. лет, Балаганахского зеленокаменного пояса - 2.0-2.3 млрд. лет, Чумиканского зеленокаменного пояса-2.0-2.1 млрд. лет, Чульманского зеленокаменного пояса-<2.3 млрд. лет, удоканского комплекса - 2066+6 - 2180+50 млн. лет.

3. Характер строения разрезов слабо метаморфизованных осадочных и осадочно-вулканогенных толщ Алданского щита, а также особенности состава и ассоциаций слагающих их пород показывают, что формирование Темулякитского зеленокаменного пояса протекало s обстановке островной дуги, Токко-Ханинского зеленокаменного пояса -активной континентальной окраины и (или) островной дуги, Субганского зеленокаменного пояса - островной дуги, Тасмиелинского тектонического фрагмента Темулякитского зеленокаменного пояса, Тунгурчинского зеленокаменного пояса и Тарынахского зеленокаменного пояса - активной континентальной окраины и (или) островной дуги. Булгуняхтахского зеленокаменного пояса - континентального рифта, Балаганахского зеленокаменного пояса, Чумиканского зеленокаменного пояса и Чульманского зеленокаменного пояса - активной континентальной окраины и (или) островной дуги.

Четвертое защищаемое положение. Формирование континентальной коры Алданского щита в рением докембрии имело ярко выраженный дискретный, тизодический характер. Наиболее интенсивно корообразующие процессы были проявлены в возрастных интервалах.' 2.0-2.2, 2.9-3.0, 3.2-3.3 и 3.5-3.8мпрд. пет.

Последовательность формирования, возраст, геохимические особенности и Sm-Nd изотопная систематика гранитоидов

Чара-Олекминский и Алданский геоблоки. Полученные на сегодняшний день геологические, геохронологические и изотопно-геохимические данные позволяют выделить в пределах восточной части Чара-Олекминского и Алданского геоблоков по крайней мере 14 структурно-возрастных групп гранитоидов, образование которых относится к раннеархейскому, позднеархейскоиу и ракнепротерозойскому этапам геологического развития Алданского щита (табл. I).

Раннеархейский этап. С раннеархейским этапом геологического развития Алданского щита связано формирование протолитов тоналит-трондьемитовых оргогнейсов западно-алданского (I/i) и олекминского (1/2) комплексов (табл. 1).

Гранигпоиды lyi. Гиперстен-биотитовые тоналит-трондьемитовые ортогнейсы западно-алданского комплекса (lyi) наиболее широко распространены в западной части Алданского геоблока (западная часть Нимнырского и Мелемкенский блок) и в зоне его сочленения с Чара-Олекминским геоблоком. Возраст цирконов из ортогнейсов iyi составляет 333S±3 млн. лет (SHRIMP (Nutman et al., 1992)). В этих цирконах обнаружены расплавные включения, отвечающие по составу трахиандезитам и содержащие аморфные (стекловатые) фазы, что является показателем быстрого охлаждения кристаллизующихся расплавов и характерно для вулканогенных и блнзповерхностных образований (Чупин и др., 1994). По Sm-Nd изотопным данным, тоналит-трондьемитовые ортогнейсы западно-алданского комплекса отчетливо разделяются на две подгруппы, которые характеризуются следующими значениями Nd модельных возрастов н е>м(Т):

1) T^(DM)sTNd(DM-2st)=3.5-3.6 млрд. лет. sNd(T) »-0.7 - -0.6:

2)T№I(DM)«Tw(DM-2si)=3.7-3.8 млрд. лет, sNcl(T) = -2.[ - -3.2.

Гранитоиды 1у:. Биотитовые и амфибол-биотитовые тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олекминского комплекса (fy;) занимают не менее 30-40% плошали Чара-Олекминского геоблока и зоны его сочленения с Алданским геоблоком. Результаты Sm-Nd изотопных исследований показывают, что ортогнейсы олекминского комплекса восточной части Чара-Олекминского геоблока с возрастом 3212+8 млн, лет (SHRIMP; Nutman ei al. 19921 относятся к двум подгруппам. Первая из них (Jyj'j представлена ортогнейсамм. для которых характерны TNj(DM)=TNli(DlM-2st)=3.4-3.5 млрд. лет и 5м(Т) = -0.1 - +0.5. Во вторую подгруппу (lyi2) объединены ортогнейсы олекминского комплекса со значениями rNd(DM)=TNj(DM-2st)='3.2-3.3 млрд. лет и sNj(T) = +1.8 - +2.5.

Величины TVm(DM) тоналит-трондьемитовых ортогнейсов олекминского комплекса (Ivj3) зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков изменяются в интервале 3.3-3.6 млрд. лет, а значенияTNd(DM-2st) для возраста 3.2 млрд. лет-от 3.4 до-3.7 млрд. лет (snd(T) = -2.8 - +0.3), т.е. практически совпадают со значениями Nd модельных возрастов тоналит-трондьемитовых ортогнейсов западно-алданского комплекса (lyi).

Приведенные данные свидетельствуют о том, что зарождение родоначальных для протолитов тоналит-трондьемитовых ортогнейсов западно-алданского комплекса (lyi) расплавов произошло в ходе преобразования раннеархейской континентальной коры. Не исключено, что магмообразующим субстратом для ортогнейсов этого комплекса послужили породы, формирование которых было связано с проявлением разновозрастных корообразующих событий - 3.5-3.6 и 3.7-3.8 млрд. лет. В состав олекминского комплекса включены тоналит-трондьемитовые ортогнейсы с различной коровой предысторией. Часть из них (1у2\ Гуз3), так же как и ортогнейсы западно-алданского комплекса (Iy,), сформировалась в результате переработки континентальной коры раннеархейского возраста, тогда как другие (Зу2") являются производными процессов формирования ювенильной раннеархейской континентальной коры, которые протекали в интервале 3.2-3.3 млрд. лет.

Поздпеархейский этап. К настоящему времени позднеархейские интрузивные гранитоидные комплексы установлены только в пределах восточной части Чара-Олекминского геоблока Алданского щита и отнесены к трем структурно-возрастным группам - Ну,, II72 и Пу? (табл. 1).

Гранитоиды Ну/. В эту структурно-возрастную группу объединены разнообразные по составу интрузивные гранитоиды и тоналит-трондьемитовые ортогнейсы восточной части Чара-Олекминского геоблока, которые участвуют в формировании надвигов Темулякитской и Тунгурчииской систем. Относительная последовательность становления этих гранитоидных комплексов не расшифрована. Поэтому условно они разделены на следующие подгруппы. Многофазные габбро-диорит-тоналйт-трондьемитовые к днорит-тоналит-тронльемитовые массивы и однофазные массивы биотитовых и амфибол-биотитовых тоналитов 11-у |'.

2. Биотитовые я амфибол-биотитовыетонают-трондьемитовые ортогнейсы ИуД

3. Мелко- и среднезернисгые биотитовые субщелочные граниты и субщелочные гранодморпты НуЛ

3. Порфировидные биотитовые субщелочные граниты, граниты и гранодиориты НуЛ

Кроме того, в западном обрамлении Олондинского тектонического фрагмента Токко-Ханинского зеленокаменного пояса известны небольшие массивы тоналитов с возрастом 2862+7 млн. лет (SHRIMP (Baadsgaard et al. J 990; Nutman et a!., 1992)).

Наиболее типичными примерами Ilyi' являются Тунгурчаканский габбро-диорит-тоналит-трондьемитовый и Олдонгсинский диорит-тоналит-трондьемитовый массивы с возрастом соответственно 3001+3 и 2991+57 млн. лет. Близкий возраст имеют Амнуннактинский габбро-диорит-тоналит-трондьемитовый (2984+22 млн. лет) и Олондинский габбро-диорит-тоналитовый (3018+10 млн. лет, SHRIMP (Baadsgaard et al., 1990; Nutman et al., 1992)) массивы, а также интрузии биотитовых и амфибол-биотитовых тоналитов южной части Темулякитского зеленокаменного пояса (3016±8 млн. лет, SHRIMP (Nutman et al., 1992)). Nd модельные возрасты гранитоидов перечисленных массивов изменяются от 3.0 до 3.2 млрд. лет (TNd(DM)«TNd(DM-2st), £Nd(T) = +1.3 - + 3.9). Для тоналит-трондъемитовых ортогнейсов Ilyi2 и гранитоидов Ilyi3 и Ilyi4 получены оценки TNd(DM)=2.9-3.0 млрд. лет, а рассчитанные для возраста 3.0 млрд. лет оценки TN(j(DM-2st) практически совпадают с TNd(DM); ем(Т) = +0.9 - + 4.8.

Гранитоиды Нуг представлены мелко- и среднезернистыми биотитовыми субщелочными гранитами (2738+8 млн. лет, SHRIMP (Nutman et al., 1992)), маломощные жильные тела которых пересекают структурные элементы надвигов Темулякитской системы и деформированы в ходе образования субмеридиональных линейных складок восточной части Чара-Олекминского геоблока. Возрастными аналогами этих гранитов являются биотитовые гнейсо-граниты северо-восточной части Восточно-Олекминского блока (2751+8 млн. лет. SHRIMP (Nutman et aL 1992)). Nd модельные возрасты Пу? варьируют в интервале 2.9-3.0 млрд. лет (TNd(DM-2st)=3.1 млрд. лет), а величины е>«(Т) изменяются от -0.2 до -0.7.

Гранитоиды Пу;. Маломощные лайковые и жильные тела мелко- и среднезернистых биотитовых субщелочных гранитов и граяодкоритов Ну3 пересекают структурные элементы надвигов Тунгурчинской системы и в то же время участвуют в струггурно-метаморфических преобразованиях, связанных с формированием Тунгурчаканской системы надвигов. Возраст Пу; составляет 2608+15 млн. лет, TNlJ(DM >=2.9-3.0 млрд. лет. TNtl(DM-2st)=3.1-3.2 млрд. лет. c\d(T) = -1.7 - -2.6.

Близкий к Пуз возраст имеют граниты Джелгукгинского массива (2650+30 млн. лет. U-РЬ метод по циркону (Ризванову и др., 1994);. а также чарнокиты Алтуальского (2614+7 млн. лег) п эндербиты Джелуйского массивов (2627+16 млн. лет), расположенных в Курультинском блоке зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области. Для чарнокитов Алтуальского массива получены оценки Tn<j(DM)=3.0-3.] млрд. лет (Tud(DM-2st)=3.2 млрд. лет, еад(Т) = -2.8 - -3.1), а для эндербитов Джелуйского массива -Tno(DM)=3.0 млрд. лет (TN(i(DM-2st)=3.1-3.2 млрд. лет, sna(T) = -1.4 —2.6).

По Sm-Nd изотопным характеристикам Na-гранитоиды диорит-тоналит-трондьемитового ряда Ну/ очень близки к тоналит-трондьемитовым ортогнейсам ИуЛ Это свидетельствует о том, что они имели сходные по составу и возрасту источники, в качестве которых скорее всего выступали породы основного состава, обедненные легкими РЗЭ и имеющие Sm/N(l отношения, близкие к таковым деплетированной мантии (DM). Другими словами, становление Ilyi' и Ilyi2 непосредственно связано с проявлением корообразующих процессов позднеархейского времени (2.9-3.0 млрд. лег).

Близкие к DM значения snj(T) для гранитоидов K-Na и К-серий Ilyi3 и Ilyi4 позволяют предполагать, что образование родоначальных для них расплавов является результатом плавления короткоживущих коровых источников. Учитывая, что оценки Т>м(ОМ) для Ifyi3 и Ilyi4 составляют около 2.9-3.0 млрд. лет, такими источниками могли служить породы, близкие по составу и изотопному составу Nd к Ну/ и ПуЛ

Для Пуз и Пуз характерны отрицательные величины е^(Т), что указывает на их коровое происхождение. Наиболее вероятным источником этих гранитоидов являются тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олекминского комплекса Iy:2 (Tnj(DM)=3.2-3.3 млрд. лет) и (или) тоналит-трондьемитовые ортогнейсы Ilyi' (TNd(DM)=2.9-3.2 млрд. лет).

Раннепротерозоаский этап. Среди раннепротерозойских гранитоидных комплексов восточной части Чара-Олекминского и Алданского геоблоков в зависимости от их соотношений с разновозрастными структурными элементами выделены следующие главные структурно-возрастных группы - Illyi, IIIy2, Шуз, Ilfyi. IIl^s, Шут> Шуя и (табл. 1).

Граттюпды III)'/. К структурно-возрастной группе Шу| отнесены гранитоиды иелюкинского комплекса (Illyi'). выводы которых занимают не менее 40% площади зоны сочленения и сопредельных территорий Чара-Олекминского и Алданского геоблоков. Они представлены роговообманково-биотитовыми и биотитовыми гранитами и лейкогранитами, субшелочными гранитами и лейкогранитами. гранодиоритами. кварцевыми сиенитами и сиенитами, слагающими тектонические пластины и линзы, видимая мощность которых в некоторых случаях превышает 1 км, а протяженность по простиранию достигает десятков километров. Формирование гранитоидов иелюкинского комплекса происходило дискретно в течение весьма широкого интервала времени - 2398±4 - 2522+2 млн. лет.

Б результате наложенных структурно-метаморфических преобразований, связанных с формированием ранних надвигов Чугинской и Федоровской систем, поверхности контактов тел Illy/ приведены в субпараллельнос положение по отношению к плоскостным структурным элементам окружающих пород. Признаки интрузивных соотношений Illyi обнаружены только с породами Булгуняхтахского зеленокаменного пояса.

Геохимические особенности 11171' показывают, что они принадлежат к гранитам Аз-типа, для которых подразумевается коровая природа (ЕЬу, 1992). При этом характер распределения РЗЭ в Шу] позволяет предполагать, что в качестве возможных для них источников могли выступать гранитоиды I-типа, отвечающие по составу тоналиту. •

Величины ТNd(DM) гранитоидов Шу*' изменяются от 3.0 до 3.3 млрд. лет, в то время как значения TNj(DM-2st) распадаются на две группы - 3.0-3.3 млрд. лет (eNd(T) = -2.0 - -6.0) и 3.5-3.6 млрд. лет (eNti(T) = -8.1 - -10.0). Кроме того, намечается определенная закономерность распространения гранитоидов с различными TNd(DM-2st) в пределах зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков. Так, гранитоиды нелкжинского комплекса, массивы которых расположены вблизи границы с Чара-Олекминским геоблоком, характеризуются TNd(DM-2st)=3,2-3.3 млрд. лет. Для гранитоидов ШуЛ тела которых локализованы ближе к границе с Алданским геоблоком, получены более древние величины Nd модельного возраста (Tf«(DM-2st)=3.5-3.6 млрд. лет) и, наконец, гранитоиды нелкжинского комплекса южного фланга зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков имеют наиболее молодой Nd модельный возраст (TNd(DM)=TNd(DM-2st)=3.0 млрд. лет). Эти данные свидетельствуют о том, что гранитоиды нелкжинского комплекса имеют различные источники. В процессы формирования родоначальных для них расплавов, по всей вероятности, вовлекались ортогнейсы как олекминского, так и западно-алданского комплексов, обладающие близким составом, но различными изотопными характеристиками. Геологические и геохронологические данные дают все основания полагать, что тектоническое совмещение пород, выступавших в качестве источников гранитоидов нелкжинского комплекса, произошло в ходе формирования наиболее ранних из проявленных в пределах зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков и сопредельной территории Чара-Олекминского геоблока надвигов Темулякитской и Тунгурчинской систем, нижняя возрастная граница которых оценивается в 2.8 млрд. лет.

Возможными возрастными аналогами гранитоидов нелкжинского комплекса являются гранитоиды Чародоканского массива (IIP/]*) Чара-Олекминского геоблока, плошадь которого составляет около 1 500 км", и биотитовые субшелочные гнейсо-граниты Шуг; (Tm(DMi=-32-3.4 млрд. лет. "rNll(DM-2sfрЗ.4-3.7 млрд. лет. sNd(2.5) = -7.3 - -11.0) северо-западной части Западно-Алданского мегаблока (Нимнырским блок), формирование которых предшествовало формированию ранних надвигов Федоровской системы.

Гранитоиды Шу; представлены щелочными гранитами катугинского комплекса . (206б±б млн. лет), два небольших (3-18 км") массива которых прорывают сланцы и гнейсы удоканского комплекса и совместно с ними испытали неоднократные структурно-метаморфические преобразования. Они характеризуются крайне высокими содержаниями большинства некогерентных элементов (за исключением Ва и Sr), явно принадлежат к гранитам А.-типа и обладают Тад(ОМ)=2.6 млрд. лет (eNd(T) = -0.4 - -0.5).

Гранитоиды Л/у). В структурно-возрастную группу Шуз включены Унгринский габбро-диорит-тоналит-трондьемитовый массив (Шуз', 2016+5 млн. лет), площадь которого составляет около 500 км2, и биотит-гиперстеновые тоналит-трондьемитовые ортогнейсы тимптонского комплекса (Шуз2, 201 1±2 млн. лег), слагающие около 30% площади восточной части Нимнырского блока Западно-Алданского мегаблока и зоны его сочленения с Восточно-Алданским мегаблоком. Возрастные соотношения Ш73, III732 и окружающих их пород курумканской и федоровской толщ алданского гранулиго-гнейсового мегакомплекса не установлены, что обусловлено глубокими структурно-метаморфическими преобразованиями, связанными с формированием ранних надвигов Федоровской системы.

Тоналиты и трондьемиты Унгринского массива характеризуются TNd(DM)=2.1-2.4 млрд. лет (Tjs'<i(DM-2st)=2.2-2.4 млрд. лет) и sm(T) = +0.6 - +4.0), а ортогнейсы Тимптонского комплекса - TNd(DM)=T\id(DM-2st)~2.4 млрд. лет и Ем(Г) = +0.5 - +0.8, что позволяет рассматривать их как индикаторы формирования раннепротерозойской ювенильной континентальной коры. При этом близкие к CHUR. величины enj(T), значения TNil(DM) в интервале 2.3-2.4 млрд. лет, а также особенности распределения малых и редкоземельных элементов свидетельствуют о том, что исходные расплавы протолитов тоналит-трондьемиговых ортогнейсов ПГуз2 возникли посредством плавления «смешанного» источника, состоящего из пород основного состава с нефракшонированным распределением редкоземельных элементов и возрастом около 2.0 млрд. лет и корового источника предположительно позднеархейского возраста, т.е. образование исходных расплавов протолитов ортогнейсов тимптонского комплекса непосредственно отражает корообразуюшее событие с возрастом приблизительно 2.0 млрд. лет.

Гранитоиды ШуМалые интрузивные тела субщелочных кварцевых диоритов и субщелочных диоритов Шуд (1993+1 млн. лет), а также ассоциирующих с ними субщелочных габбро, выявлены только в восточной части Нимнырского блока Западно-Алданского мегаблока. В результате интенсивного расслаииевания в ходе формирования поздних надвигов Фёдоровской системы они превращены в двупирокссновые ортогнейсы и ленкократовые кристаллические сланцы. Обычно Illyj образуют полностью согласные со складчатыми структурами рамы пластинообразные и линзовидные тела, залегающие среди пород федоровской толщи. Видимая мощность тел IHys достигает 20-30 м. Иногда пластинообразные тела Шу; соединены апофизами, пересекающими кристаллизационную сланцеватость метавулканических пород федоровской толщи, сопряженную с образованием ранних надвигов Федоровской системы, а в приконтактовых зонах таких тел встречаются включения (ксенолиты) интенсивно раселанцованных пород федоровской толщи.

Для субщелочных кварцевых диоритов и субщелочных диоритов Шу4 получены оценки TNti(DM)=2.3 млрд. лет и еыа(Т) = +0.8 - +1.2. Зарождение исходных для них расплавов связано с плавлением «смешанного» раннепротерозойского мантийного и архейского корового источника или с ассимиляцией раннепротерозойскими базальтовыми магмами древнего корового материала.

Гранитоиды Шу$. Одним из самых характерных примеров гранитоидов IHys являются среднезернистые и порфировидные биотитовые и амфибол-биогитовые граниты, субщелочные граниты и лейкограниты джалтундинского комплекса (1966±4 млн. лет), наиболее крупные (до 800 км2) массивы которых сосредоточены в южной части зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков и в юго-западной части сопредельной территории Нимнырского блока. Гранигоиды Шу5 «пересекают» структурные элементы глубинных пластических надвигов Чугинской и Федоровской систем и подвергаются интенсивному рассланцеванию в пределах Чугино-Амедичинской и Алдано-Килиерской зон разрывных нарушений.

По составу гранитоиды джалтундинского комплекса относятся к высокоглиноземистым гранитам S-типа; для них характерны умеренные содержания HFS и РЗЭ элементов, значения T\-d(DM) в интервале 2.7-3.1 млрд. лег (TN<i(DM-2st)=2.9-3.4 млрд. лет) и отрицательные величины e>od(T) = -5.3 - -11.6. Петрохимические особенности и характер распределения РЗЭ позволяют предполагать, что исходные для гранитоидов джалтундинского комплекса расплавы образовались в результате плавления биотитсодержащих метаосадочных пород (метапелитов) с плагиоклазам и, возможно, роговой обманкой в рестите. Вполне вероятно, что такими породами являются метапелиты курумкакской и амедичинской толщ алданского транулито-гнейсового мегакомплекса и (или) метапелиты Булгуняхтахского зеленокаменного пояса.

Гранитоиды IIЧу,,. Становление малых интрузивных тел гиперстенсодержащих гранитов и сушислочкых гранитов |11у6 (1950+2 млн. лет), прорывающих сеймскую толшу алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса, произошло до формирования Тимптонского надвига. Величины Tnii(DM) этих гранитоидов составляют 2.6-2.9 млрд. лет (TN<i(DM-2st)=2.8-3.0 млрд. лет, 6n<i(T) = -4.9 - -6.4). Образование Шуб может быть связано с плавлением корового источника архейского возраста (не моложе 2.6 млрд. лет) или с плавлением «смешанного» источника, состоящего из пород континентальной коры архейского и раннепротерозойского возраста.

Гранитоиды Шуь Гранитоиды Шу? северо-западной части Нимнырского блока представлены небольшими интрузивными телами биотит-гиперстен-амфиболовых кварцевых диоритов и тоналитов Шу?1 (1925±5 млн. лет), которые пересекают .крылья и осевые поверхности северо-западных и субмеридиональных линейных складок и подвергаются наложенным структурно-метаморфическим и ультраметаморфичесшм преобразованиям, синхронным с формированием открытых прямых складок Западно-Алданского мегаблока. Практически такой же возраст (1918+1 млн. лет, U-Pb метод по циркону (Frost et al., 1998)) имеют гиперстен-биотитовые тоналит-трондьемитовые ортогнейсы Шу;2 северо-западной части Нимнырского блока.

Модельные Nd возрасты Шу?' составляют 3.0-3.1 млрд. лет (TNd(DM-2st)=3.2-3.3 млрд. лет), eNd(T) = -10.3 - -11.4. Геохимические и изотопно-геохимические особенности этих гранитоидов позволяют предполагать, что родоначальные для них расплавы возникли путем частичного плавления долгоживущего источника, обогащенного легкими редкоземельными элементами, или «смешанного» короткоживущего источника основного состава позднеархейского возраста и корового источникараннеархейского возраста.

В восточной части Нимнырского блока структурно-возрастными аналогами кварцевых диоритов и тоналитов Шу?' являются биотит-, амфибол-, диопсид- и шперстенсодержаоше субщелочные граниты и лейкограниты IIIy7J, которые образуют массивы плошадью 3-4 км'. По Sm-Nd изотопным характеристикам Л1у73 распадаются на две подгруппы. Величины TnjCDM) Шу73 первой подгруппы изменяются от 2.9 до 3.0 млрд. лет (TNd(DM-2st)=3.0-3.1 млрд. лет, е«(Т) = -7.5 - -8.5), тогда как гранитоиды Шу73 второй подгруппы характеризуются Tt<ti(DM)=2.4-2.5 млрд. лет (TN.d(DM-2st)=2.6 млрд. лет) и ek<j(T) = -2.0 - -2.2. Формирование субшелочных гранитов и лейкогранитов Illyf первой подгруппы связано с плавлением корового источника с возрастом не моложе 2.8 млрд. лет или с плавлением «смешанного» источника архейского и раннепротерозойского возраста. Родоначальные для субшелочных гранитов и лейкогранитов lily?'1 второй группы расплавы были образованы при плавлении корового источника раннепротерозойского возраста, возможно, с небольшой добавкой архейского корового материала.

Гvamnnoiu:)ы Шу$. Структурно-возрастная группа Illys объединяет гранитоиды амутского комплекса и их структурно-возрастные аналоги. Мелко- среднезернистые, мелкопорфировидные и аплитовидные биотитовые, двуслюдяные (часто с гранатом, турмалином и флюоритом) и биотит-амфиболовые граниты, лейкограниты, субщелочные граниты и лейкограниты амутского комплекса (Illys1, 1899±6 млн. лет) слагают интрузивные тела площадью не более 30 км2, а также многочисленные маломощные лайковые и жильные тела, большая часть которых сосредоточена в пределах зоны сочленения и сопредельных территорий Чара-Олекминского и Алданского геоблоков. Интрузивные тела гранитоидов амутского комплекса пересекают крылья и осевые поверхности открытых прямых складок и подвергаются рассланцеванию в условиях зеленосланцеаой фации метаморфизма, что и определяет их положение в провинциальной структурно-возрастной шкале.

Гранитоиды Illys' гетерогенны по составу и различаются по Nd изотопным характеристикам. Величины TNd(DM) гранитоидов амутского комплекса находятся в интервале 2.8-3.3 млрд. лет (TN<j(DM-2st)=3.0-3.4 млрд. лет), а значения Sn<i(T) варьируют от-7 до -11.6. Более древним модельным возрастом обладают высокоглиноземистые граниты, образованные, вероятно, в результате частичного плавления метапелитов амедичинской и (или) курумканской толщ с близкими значениями Tn<i(DM). Мет- и слабоглиноземистые гранитоиды амутского комплекса, обладающие характеристиками, скорее, гранитов 1-типа, напротив, отличаются более молодыми величинами Nd модельного возраста TVid(DM-2st)=3.0 млрд. лет. Зарождение родоначальных для них расплавов, по-видимому, связано с различной степенью плавления пород, сходных по составу с тоналит-трондьемитовыми ортогнейсами олекминского комплекса.

В западной части Нимнырского блока возрастные и структурно-возрастные аналоги гранитоидов амутского комплекса нредстаачены биотитовыми гранитами Illys" (1901±1 млн. лет. U-Pb метод по циркону (Frost et al., 1998)) и лейкогранитами Illys"1 (1907± 15 млн. лет. Т\ЙФМ)=3.0 млрд. лет, TNd(DM-2st)=3.4 млрд. лет, SNd(T) = -12), а в восточной части этого блока - чарнокитами Усть-Иджекского массива (Illys3, 1916± 10 млн. лет, U-Pb метод по циркону (Бибикова и др. i 986)), которые имеют близкую к CHUR величину Бш(Т) = +0.2 и T\id(DM)»TN<i(DM-2st)=2.4 млрд. лет. Кроме того, такое же структурно-возрастное положение как чарнокиты Шу8' занимают небольшие интрузивные тела субщелочных гранитов и лейкограннтов ШуГ восточной части Нимнырского блока, а также су бшел очных гранитов и лейкогранитов Illys" зоны сочленения Западно-Алданского и Восточно-Алданского мегаблоков.

Гранитоиды IIIys'1 характеризуются TNd(DM)=2.4-2.5 млрд. лет (Ti«(DM-2st)=2.6 млрд. лет) и eNd(T) = -2.0 - -2.2, а гранитоиды Шу86 - TNd(DM)=2.3-2.5 млрд. лет (TNd(DM-2st)=2.5 млрд. лег) и SNd(T) = -0.7 - -1.8. Формирование IIIys' и IIIys3 западной части Западно-Алданского геоблока связано с переработкой пород континентальной коры в среднем архейского возраста. Родоначальные для гранитоидов IIIys4, П1у85 и Шуе6 восточной части Западно-Алданского геоблока расплавы были образованы в результате плавления корового источника раннепротерозойского возраста, по-видимому, с примесью архейского корового материала. Другими словами, становление Illys произошло после тектонического совмещения пород континентальной коры раннеархейского, позднеархейского и раннепротерозойского возраста.

Гранитоиды Illy?. Наиболее поздние (Шуг) раннепротерозойские гранитоиды Чара-Олекминского геоблока представлены гранитоидами кодарского комплекса, для которых получены оценки возраста 187614 млн. лет (Кеменский массив) и 1873±2 млн. лет (Ханинский массив), TN<J(DM)=2.7-3.1 млрд. лет (TKd(DM-2st)=2.9-3.0 млрд. лет) и ем(Т) = -6.5 - -8.3.

Тонапит-трондьемшпоеые ортогнейсы и чарнокиты суннагинского комплекса, выходы которых закартированы в северной и центральной частях Восточно-Алданского (Учурского) мегаблока (Суннагинский блок), характеризуются TNd(DM)=2.6-2.7 млрд. лет. Возможно, что образование протолитов этих ортогнейсов является результатом переработки континентальной коры позднеархейского возраста.

Таким образом, формирование раннепротерозойских гранитоидов восточной части Чара-Олекминского и Алданского геоблоков связано главным образом с процессами переработки континентальной коры в среднем поздне- и раннеархейского возраста (Ilfyi, Illy?, Illys Illy?' Illys' и lIlysJ Шу?) или с плавлением «смешанных» источников, состоящих из пород континентальной коры архейского и раннепротерозойского возраста (Шуг,, Illy?", Illyv'. Illys". Hlys5 и Illys6). В качестве индикаторов образования раннепротерозойской ювенильной континентальной коры можно рассматривать унгринский габбро-диорит-тоналит-грондьемиговый комплекс Illy.-'. тоналит-грондьемитовые ортогнейсы тимптонского комплекса.Шуз2 и субшелочные диориты и кварцевые диориты Шу4.

Батомгским геоблок. Разнообразные по составу (гранить!, гранодиориты, тоналиты. трондьемиты) структурно-разновозрастные интрузивные гранитоиды Батомгского-геоблока, прорывающие раннепротерозойские супракрустальные образования омнинской, батомгской и чумиканской толщ, характеризуются T.Nd(DM)=2.0-2.5 млрд. лет (TNd(DM-2st)=2.2-2.3 млрд. лет! и £N/1.9) = ""0.5 - -3.2. Учитывая Srn-ftd изотопные данные, полученные для указанных толщ, есть все основания полагать, что формирование этих гранитоидов непосредственно отражает корообразующие события с возрастом 2.0-2.2 млрд. лет.

Улканский комплекс расположен в центральной части Билякчано-Улканского вулканоплутонического пояса, протягивающегося более чем на 750 км вдоль восточной границы Сибирской платформы и исшивающего» тектонические структуры как Алданского, щита, так и Джугджуро-Становой складчатой области (Larin et al., 1997). В состав комплекса входит бимодальная ассоциация вулканитов улканской серии, прорывающие её гипабиссальные массивы гранитов (Южно-Учурский и Северо-Учурский) и небольшие интрузии, дайки и силлы диабазов и габбро-диабазов. С улканским комплексом тесно ассоциируют гигантские массивы анортозитов джугджурского комплекса, образующие единую ассоциацию, формирование которой происходило в достаточно узком интервале времени - 1716+3 - 1736±6 млн. лет (U-Pb метод по циркону (Larin et al., 1997)). Гранитоиды улканского комплекса характеризуются TNd(DM)=rNd(DM-2st)=2.2-2.4 млрд. лет (SNd(T) = -0.4 - -2.4) и возникли в результате переработки раннепротерозойской континентальной коры.

Сутамский блок. Раннепротерозойские интрузивные гранитоиды центральной части Сутамского блока по Sm-Nd изотопным характеристикам отчетливо распадаются на две группы. Первая из них представлена раннепротерозойскими роговообманковыми кварцевыми монцонитами, двупироксен-биотитовыми тоналитами и лейкогранитами, которые характеризуются TN<i(DM) в интервале 2.8-3.1 млрд. лет и Tw,j(DM-2st)=3.2-3.6 млрд. лет. Величины £м(Т), рассчитанные для изученных гранитоидов на возраст 1.9 млрд. лет, изменяются от -9.8 до -14.2. Ко второй группе относятся раннепротерозойские аляскитовые граниты, значения TWDM) которых составляют около 2.5 млрд. лет, а величины Tj«i(DM-2st) для возраста 1.9 млрд. лет изменяются от 2.8 до 2.9 млрд. лет (г.\у(Т) = -4.7 - -5.8). Nd модельный возраст гиперстен-биогитовых. гранито-гнейсов центральной части Сутамского блока с возрастом предположительно 3.0 млрд. лет (U-Pb метод по циркону (Шемякин и др., 1998)) составляет 3.0 млрд. лет (Tva(DM-2st)-3.0 млрд. лет, £Nd(T) = +3.2). Совпадение оценок TNd(DM) и Ts^DM-'sti и положительные значения Ем(Т), близкие к соответствующей величине деплетированной мантия (DM), свидетельствуют о коротком времени пребывания в коре исходного для гранито-гнейсов магмообразующего субстрата. Другими словами, формирование протолитов гранито-гнейсов отражает проявление корообразуюшнх процессов с возрастом около 3.0 млрд. лег.

Раннепротерозойские пироксеновые кварцевые диориты (1998+18 млн. лет! и тонаянты (1905+35 млн. лет) юго-восточной части Сутамского блока характеризуются соответственно TNll(DM|=2.l млрд. лег (o^CT) = +3.8 - -4.7) и 7WDM)*Tw(DM-2st)»1.9

Рис.4 млрд. лет (ckj(T) — +6.6), что свидетельствует о формировании родоначальных для них расплавов в ходе проявления корообразующих процессов с возрастом около 2.0 млрд. лет. Для более молодых (Т < 321+4 млн. лет) гранитоидов юго-восточной части Сутамского блока получены оценки TN(i(DM) в интервале 2.0-2.6 млрд. лет и отрицательные значения Sn<i(T). что указывает на их образование в результате переработки раннепротерозойской континентальной коры.

Sm-Nd изотопные провинции и области проявления корообразующих процессов

На основе Sm-Nd изотопной систематики интрузивных гранитоидов, мегавулканических и метаосадочных пород, а также полученных к настоящему времени геохронологических данных в пределах Алданского щита и зоны его сочленения с Джугджуро-Становой складчатой областью выделены раннеархейская, позднеархейская и ран непротерозойская Sm-Nd изотопные провинции (рис. 4).

Раннеархейская изотопная провинция включает западную часть Западно-Алданского мегаблока (западная часть Нимнырского блока и Мелемкенский блок), зону его сочленения с Чара-Олекминским геоблоком и восточную часть Чара-Олекминского геоблока. Раннепротерозойские и позднеархейские гранитоиды, локализованные в этих тектонических структурах, характеризуются Tn<j(DM)=3.3-3.8 млрд. лет и отрицательными значениями enm(T), что свидетельствует об их образовании за счет переработки континентальной коры раннеархейского возраста. Кроме того, породы с раннеархейскими

Рис. 4. Схематическая карта Sm-Nd изотопных провинций Алданского щита и зоны его сочленения с Джугджуро-Становой складчатой областью.

1 - кайнозойские отложения; 2 - мезозойские и палеозойские платформенные отложения; 3 -платформенные отложения верхнего протерозоя; 4 - фанерозойские гранитоиды; 5 -анортозиты; б - Монголо-Охотская складчатая область; 7 - Верхоянско-Чукотская складчатая область; 8 - Байкальская складчатая область; 9 - Джупшуро-Становая складчатая область; ] 0-2 1 - Sm-Nd изотопные провинции (области широкого распространения горных пород); 10 - изверженных (Tn,i(DM}=2.0-2.4 млрд. лет). 1 1 - вулканических и осадочных (Тм(ОМ)=2.0-2.4 млрд. лет). 12-осадочных (Tn.<i(DM)=2.0-2.4 млрд. лет), 13-осадочных (TNd(DM)=2.4-3.2 млрд. лет). 14 - изверженных (Т^СDM 1=2.6-3.1 млрд. лет). 15 - вулканических и осадочных (TNl1(DM)=2.6-3,1 млрд. лет), 1 б - осадочных (TNd(DM)=2.6-3. i млрд. лет), 17 - изверженных (Tnli(DM)=2.6-3.5 млрд. лет), IS - вулканических и осадочных (Tn<i(DM)=2.6-3.5 млрд. лет), 14 - осадочных (Tn(|(DM)=2.6-3.5 млрл. лет), 20 - изверженных (Tf,y(DM)=3.2-3.8 млрд. лет).

2 i ■■ осадочных ГТзд(ОМ>=2.6-5.5 млрд. лет). 22 - нет данных; 23 - разрывные нарушения.

Рис. 5

Nd модельными возрастами довольно часто встречаются в Курультннском и Сутамском блоках зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области. Признаки формирования ювенильноп раннеархейской континентальной коры (3.2-3.3 млрд. лет) обнаружены только в восточной части Чара-Олекминского геоблока (рис. 5), где с проявлением корообразующих процессов этого возраста связано образование протолитов тоналит-трондьемитовых ортогнейсов олекминского комплекса 1-уг2.

Позднеархсйская изотопная провинция охватывает главным образом восточную часть Чара-Олекминского геоблока, восточную часть зоны его сочленения, с Алданским геоблоком, южную часть зоны сочленения Западно- и Восточно-Алданского мегаблоков Алданского геоблока, а также Курультинский и. Зверевский блоки зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области. В ;пределах этих тектонических структур доминируют магматические, метавулканические и метаосадочные породы, которые независимо от их возраста обладают позднеархейскими значениями Nd модельного возраста. Процессы формирования ювенильной позднеархейской континентальной коры (2.9-3.0 млрд. лет) наиболее интенсивно были проявлены в восточной части Чара-Олекминского геоблока и Курультинском и Зверевском блоках зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области (рис. 5). В качестве индикаторов проявления этих процессов выступают метавулканические породы Олондинского фрагмента Токко-Ханинского и Тасмиелинского фрагмента Темулякитского зеленокаменных поясов, метавулканические породы зверевской толщи, тоналит

Рис. 5. Схематическая карта проявления корообразующих процессов в пределах Алданского щита и зоны его сочленения с Джугджуро-Становой складчатой областью.

1 - кайнозойские отложения; 2 - мезозойские, палеозойские и верхнепротерозойские платформенные отложения: 3 - фанерозойские гранитоиды; 4 - анортозиты; 5 - Монголо-Охотская складчатая область; 6 - Верхоянске-Чукотская складчатая область; 7 - Байкальская складчатая область; S - Джукшстро-Становая складчатая область; 9-11 - области широкого распространения изверженных горных пород - индикаторов формирования континентальной коры: 9 - раннепротерозойского возраста. 10 - позднеархейского возраста, 11 -позднеархейского и раннеархейского возраста: 12-14 - области широкого распространения изверженных и осадочных горных пород - индикаторов преобразования континентальной коры: - раннепротерозойского возраста. 13 - раннепротерозойского и архейского возраста, 14 - позднеархейского возраста. 15 - позднеархейского и раннеархейского возраста 16 -раннеархейского возраста: 17 - нет данных: IS - разрывные нарушения. трондьемитодае ортогнейсы (Ilyi2) и интрузивные магматические комплексы (11уД Нуj3, Ilyi4) позднеархейского возраста (Т=2.9-3.0 млрд. лег), для которых характерны Tnj(DM)=2.9-3.0 -млрд. лет и положительные значения 5ца(Т). Вполне возможно, что с проявлением корообразующих процессов позднеархейского возраста (2.6-2.7 млрд. лет) связано и образование магмообразующего субстрата протолитов тоналит-трондъемитовых ортогнейсов суннагинского комплекса.

Раннепротерозойская изотопная провинция занимает большую часть территории Алданского щита и зоны его сочленения с Джугджуро-Становой складчатой областью. К этой провинции относятся восточная часть Западно-Алданского и Восточно-Алданский (Учурский) мегаблок Алданского геоблока, Батомгский геоблок и Сутамский блок зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области, где исключительно широко распространены магматические, метавулканические и метаосадочные породы с раннепротерозойскими величинами Tn<i(DM)=2.0-2.4 млрд. лет. Непосредственно с раннепротерозойским этапом формирования ювенильной континентальной коры связано становление унгринского магматического комплекса (IH731, 2016±5 млн. лет), формирование протолитов тоналит-трондьемитовых ортогнейсов тимптонского комплекса (Шуз2, 2011+2 млн. лег), метавулканических пород Балаганахского зеленокаменного пояса, чугинской, федоровской (2006±10 млн. лет), иджекской и кюриканской толщ алданского гранулито-гнейсового комплекса, омнинской, батомгской и чумиканской тоящ и структурно-разновозрастных гранитоидов Батомгского геоблока и, наконец, интрузивных гранитоидов юго-восточной части Сугамского блока.

Выводы

1. В докембрийской истории Алданского щита корообразующие процессы были наиболее интенсивно проявлены в возрастных интервалах 2.0-2.2, 2.9-3.0, 3.2-3.3 и 3.5-3.8 млрд. лет.

2. Характер распределения пород-индикаторов формирования ювенильной континентальной коры на территории Алданского щита (рис. 5) показывает, что её рост имел дискретный, эпизодический характер, что выражается в проявлении корообразуюших процессов в относительно узких временных интервалах и в обособленных структурах.

3. Анализ карты Sm-Nd изотопных провинций (рис. 4) и карты проявления корообразующих процессов (рис. 5) позволяет выделить в пределах Алданского щита (с запада на восток) Западно-Олекминскую (ЗападнотОлекминский блок), Токкинскую, (Токкинский блок), Чаруодинскую (Чаруодинский блок), Восточно-Олекминскую (Восточно-Олекмипский блок и западная часть зоны сочленения Чара-Олекминского и Алданского геоблоков), Алданскую (западная часть Нимнырского блока и Мелемкенский блок), Батомгскую (Батомгский геоблок) и гипотетическую Суннагинскую (Суннагинский блок) континентальные микроплиты, некогда разделенные океаническикими бассейнами, признаками существования которых являются островодужные и (или) окраинно-континентальные комплексы Тарынахского, Токко-Ханинского, Темулякитского, Субганского и Балаганахского зеленокаменных поясов, а также чугинской, федоровской, иджекской и кюриканской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса.

4. Формирование Алданской континентальные микроплиты связано с переработкой раннеархейской (3.5-3.8 млрд. лет) континентальной коры, Токкинской, Чаруодинской и Восточно-Олекминской континентальных микроплит - с переработкой раннеархейской (>3,5 млрд. лет) континентальной коры и парообразующими процессами с возрастом 3.2-3.3 млрд. лет, Багомгской континентальной микроплиты - с проявлением раннепротерозойских корообразующих событий (2.0-2.2 млрд. лет) и, наконец, образование гипотетической Суннагинской континентальной микроплиты могло быть обусловлено проявлением позднеархейских корообразующих событий (2.6-2.7 млрд. лет).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные результаты, и в том числе сформулированные в виде защищаемых положений главные граничные условия геодинамических моделей формирования континентальной коры Алданского щита, позволяют наметить следующую принципиапьную схему геологического развития этого региона в раннем докембрии (рис. 6), которая, по мнению автора, лучше всего соответствует накопленным на сегодняшний день геологическим, геохронологическим и изотопно-геохимическим данным.

3.20-3.33 млрд. лет. Формирование протолитов тоналит-трондьемитовых ортогнейсов западно-алданского (3335+3 млн. лет) и олекминского (3212+8 млн. лет) комплексов в результате переработки континентальной коры с возрастом 3.5-3.8 млрд. лет и проявления корообразующих процессов в интервале 3.2-3.3 млрд. лет. Образование системы континентальных микроплит (Западно-Олекминская, Токкинская, Чаруодинская, Восточно-Олекминская и Алданская), разделенных океаническими бассейнами.

3.01-3.20 млрд. лет. Накопление осадочно-вулканогенных толщ Темулякитского (островная луга) и Токко-Ханинского (активная континентальная окраина и (или) островная дуга) зеленокаменных поясов.

Столкновение Восточно-Олекминской, Чаруодинской и Токкинской континентальных микроплит (формирование Олекминской континентальной микроплиты) и образование глубинных пластических надвигов Восточно-Олондинской системы.

1.70-1.74 млрд. лет >•> . . -. (УлканскиП вуя квно.-п луто ни ч«ский {'+ + +■ •». 4 • комплекс + + + + +)

1.87 млрд. лет ----- J+ + + „ + + + + +■ + + j .+ + + + шу» +. 4- 4- 4- + + [

1.89-1.92 к Ар я. л е ч 15 --, 1 + ■+ 4 + +■ + 4-4-4-4- 1

1.92-1.95 млрд. лет IJ \ л у 2Лч . - * О- <5 @ . ® У .№ ■■ ©•■.'.' • ' . . Ш ••••;.•;

13 з ^—в ю п7" J I J.a f. 6 7 111 ' ^ 1 © <■> & ® ®® ©

1.95-1.97 млрд. лет

1.99-2.01 млрд. лет ■ ■.-. (j),:;:;. ■■■ в V:-:':® Ojjj-j .■VV:':':Q-. V» '

0 <5 % в ©^

2. G1-2.24 МП |>Д. л«т ' ^ '—J-----------У >1 !.Д" 'АД' »' <sL в © © .9 • . TSnl Учг'р

2.40-2.60 мл ра. лет ,---—------т--- — ------1 -.^A. .4. У 6 © ® в ©

2.60-2.68 млрд. лет 1 | + 4- 4- 4- + «у +■ + 4- + 4 | 1 + + + 4- ul> + + +■ 4- |

2.73-2.76 млрл. лет 6 | + + 4- ■+ + Иу 4-4- •+ + + j

2.76-3.01 мл |>д. ;»сг 5 л* A1 AJ 5aA4 . у-*—B S S (£>

TyT

3.01-3.20 м л р з ■ лет 3 . .? -Bg—л J' • ' • ,T) (« ф ©' ■

Су" '9 ' © «у

3.20-3.33 млрд. лет / —2 —— .> i«i■ " 4 да

Рис. 6

2.76-3.01 млрд. лет. Формирование осадочных п осадочно-вулканогенных толщ Тарынахского зеленокаменного пояса, Тасмиелинского тектонического фрагмента Темулякитского зеленокаменного пояса и Тунгурчинского зеленокаменного пояса в обстановка^ активной континентальной окраины и (или) островной дуги и Субгаиского зеленокаменного пояса в обстановке островной дуги. Образование протолитов тоналит-трондьемитовых ортогнейсов 11-у iвнедрение многофазных габбро-диорит-тоналит-трондьемитовых, габбро-диорит-тоналитовых интрузий и однофазных интрузий тоналитов Ilyi' (3001+3 - 30)6+8 млн. лет), а также интрузий биотитовых гранитов, гран'одиоритов, субщелочных гранитов и субщелочных, гранодиоритов Пу t3 и Ifyi4 (активная континентальная окраина).

Аккреция Субганской островной дуги к Алданской континентальной микроплите, столкновение Западно-Олекминской, Олекминской и Алданской континентальных микроплит (образование Олекмо-Алданской континентальной микроплиты) и формирование глубинных пластических надвигов Темулякитской и Тунгурчинской систем.

Рис. 6. Принципиальная схема геологического развития Алданского щита в раннем докембрии (пояснения в тексте).

1 - континентальные микроплиты, 2 - океаническая кора и зоны субдукции, 3 -раннедокембрийские слабо и глубоко метаморфизованные осадочные и осадочно-вулканогеннме толщи Алданского щита и области их распространения, 4 - предполагаемые области сноса кластических метаосадочных пород, 5 - раннедокембрийские структурно-разновозрастные интрузивные гранитошшые комплексы (табл. 1) и области их распространения.

Цифрами обозначены осадочные и (или) осадочно-вулканогенные толщи: 1 - Токко-Ханинского зеленокаменного пояса, 2 - Темулякитского зеленокаменного пояса, 3 -Тарынахского зеленокаменного пояса, 4 - Тасмиелинского фрагмента Темулякитского зеленокаменного пояса. 5 - Тунгурчинского зеленокаменного пояса, 6 - Суогаиского зеленокаменного пояса, 7 - Булгуняхтахского зеленокаменного пояса, 8 - амедичинская и куру * ганская. 9 - удоканского комплекса. 10 - холболохская. II - Балаганахского зеленокаменного пояса, 12 - чугинская. 13 - федоровская и сеймская, 14 - иджекская и кюриканская. Римскими цифрами в кружках обозначены континентальные микроштигы: 1-Западно-Олекминская, 11 - Тонкинская. III - Чаруодинская. IV - Восточно-Олекминская. V-Алданская. VI - Суннагинская. VII- Батомгская.

2.73-2.76 млрд. .пет. Становление интрузий биотитовых субщелочных гранитов Пу: (2738+S - 2751+8 млн. лет), постколлизионных по отношению к образованию Олекмо-. Алданской континентальной микроплиты.

2.60-2.68 млн. лет. Внедрение биотитовых субщелочных гранитов и гранодиоритов Пуз (2608+15 млн. лет), а также Джелтукти некого (2650±30 млн. лет), Алтуапьского (2614±7 млн. лет) и Джелуйского (2627+16 млн. лет) массивов Курультинского блока зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области, по-видимому, постколлизионны'х по отношению к столкновению этого блока с Олекмо-Алданской континентальной микрошитой.

2.40-2.60 млрд. лет. Накопление осадочно-вулканогенных толщ Булгуняхтахского зеленокаменного пояса (континентальный рифт). Формирование анорогенных гранитов нелнжинского комплекса (Ilty', 2398+4 - 2522+2 млн. лет) и его возможных возрастных аналогов (Illyi2, Illyi3). Начало накопления терригенных отложений амедичинской и курумканской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса. Формирование гипотетической Суннагинской континентальной микроплиты.

2.01-2.24 млрд. лет. Внедрение даек пикритов с возрастом 2202±41 млн. лет. Образование эпшератонных впадин, выполненных терригенными отложениями удоканского комплекса (2066+6 - 2180+50 млн. лет) и рассматриваемых в качестве пассивной континентальной окраины океанской структур^, некогда разделявшей Чара-Олекминский и Алданский геоблоки и Становой геоблок (Гусев, Хаин, 1995; Mints et al., 2000). Становление интрузий анорогенных гранитов катугинского комплекса (Шуг, 2066±б млн. лет), отвечающих глобальному раннепротерозойскому циклу, который начинается с широко проявленного рифтогенеза в интервале 2.0-2.2 млрд. лет и последующего спрединга (Mints et al., 2000). Формирование Батомгской континентальной микроплиты в результате амальгамации раннепротерозойских островных дуг и ее причленение к гипотетической Суннагинской континентальной микроплите (образование Учурской континентальной микроплиты). Начало накопления терригенных отложений холболохской толшн алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса (пассивная окраина Учурской континентальной .микроплиты).

1.99-2.01 млрд. лет. Накопление осадочных и осадочно-вулканогенных отложений Балаганахского зеленокаменного пояса, атакже чугинской, федоровской и сеймской (?) толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса, становление многофазных габбро-диорит-тоналит-трондьемитовых интрузий унгринского комплекса Шу3' (2016+5 млн. лет/ и формирование протолитов тоналит-трондьемитовых ортогнейсов тимптонского комплекса

Шу:Л 2011+2 млн. лег) в геодинамической системе активная окраина Олекмо-Алданской континентальной микроплиты - Федоровская островная дуга.

Аккреция Федоровской островной дуги к Олекмо-Алданской континентальной микроплите и формирование глубинных пластических надвигов Федоровской, Чугинской Тунгурчаканской и Ченченской систем. Внедрение синтектонических интрузий субщелочных кварцевых диоритов и субщелочных диоритов Шу4 (1993+1 млн. лет).

1.95-1.97 млрд. лет. Становление интрузий биотитовых и амфибол-биотитовых гранитов, субщелочных гранитов и лейкогранитов джалтундинского комплекса (IHys, 1966+4 млн. лет) и гиперстенсодержащих гранитов и субщелочных гранитов Шуе (1950+2 млн. лет), постколлизионных по отношению к столкновению Федоровской островной дуги и Олекмо-Алданской континентальной микроплиты.

1.92-1.95 млрд. лет. Накопление осадочно-вулканогенных отложение иджекской и кюриканской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса (активная окраина Олекмо-Алданской континентальной микроплиты).

Столкновение Олекмо-Алданской континентальной микроплиты и пассивной окраины Учурской континентальной микроплиты (формирование Алданской континентальной плиты). Образование Тимптонского глубинного пластического надвига, разрывных нарушений Амгинской системы и глубинных пластических надвигов Восточно-Олекминской системы, а также северо-западных и субмеридиональных линейных складок Алданского геоблока. Становление интрузий биотит-гиперстен-амфиболовых кварцевых диоритов и тоналитов Illf?1 (1925+5 млн. лет), биотит-, амфибол-, диопсид- и гиперстенсодержащих субшелочных гранитов и лейкогранитов Шу73, формирование протслитов гиперстен-биотитовых тонаишт-трондьемитовых ортогнейсов Illy?2 (1918+1 млн. лет). Образование Нижне-Тимптонской и Суннагинской куполовидных структур и системы открытых складок, завершающих структурную эволюцию докембрийских комплексов Алданского шита.

1.89-1.92 млрд. лет. Внедрение интрузий гранитоидов амутского комплекса (IHys', 1899г6 млн. лет) и его возрастных и структурно-возрастных аналогов - биотитовых гранитов ШуГ (1901 + 1 млн. лет), лейкогранитов Illys"1 (1907±)5 млн. лет.), субщелочных гранитов и лейкогранитов Illyg4, чарнокитов Усть-Иджекского массива (Illys5, 1916+10 млн. лет) и субшелочных гранитов и лейкогранитов Illyg6. t .87 млрд. лет. Становление интрузий гранитов кодарского комплекса (Шуч, i 873+2 -1876+4 млн. лет), скорее всего, отвечающее заключительным этапам проявления коллизионных процессов, обусловленных столкновением Алданской и Джугджуро-Становой 'континентальных плит.

1.70-1.74 млрд. лет. Формирование анорогенного улканского вулкано-плутонимеского комплекса, фиксирующего импульс растяжения литосферы, который, по-видимому, предшествовал открытию океанической структуры и последующему формирований орогена на восточной окраине Сибирской платформы, о возможности существования которого свидетельствуют Nd изотопные данные, полученные для метаосадочных пород погребенного фундамента Сибирской платформы (TNd(DM)=1.0-1.6 млрд. лет), и результаты геохронологических исследований детритовых цирконов из метаосадочных пород складчатого пояса Сетге-Дабан (1.05-1.50 млрд. лет (Rainbird et al., 1998)).

СПИСОК ОСНОВНЫХ РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Бережная Н.Г., Богомолов Е.С., Горохов И.М, Другова Г.М., Дук В.Л., Котов А.Б., Левский Л.К., Левченков О.А., Морозова И.М., Московченко Н.И., Неймарк Л.А., Рудник В.А., Сочава А.В., Шемякин В.М., Яковлева С.З. Раннедокембрийские этапы развития Алдано-Станового кратона и их геохронологическое обоснование И Тез. докл. Всесоюзного совещания «Геология и геохронолотия докембрия Сибирской платформы и ее обрамления». Иркутск: ИЗК СО АН СССР, 1987. С. 202-203-.

Березкин В.И., Смелов А.П., Ковач В.П., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Геохимия и первичная природа высокометаморфизованных пород северной части Амгинской зоны тектонического меланжа/У Отечественная геология. 2000. № 5. С. 63-66.

Берниковская А.Е., Берниковский В.А., Сальникова Е.Б., Даценко В.М., Котов А.Б., Ковач В.П., Травин А.В., ЯковлеваG.3. Гранитоиды Ерудинского и Чиримбинского масивов Заангарья Енисейского кряжа - индикаторы неопротерозойских коллизионных событий // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. №3. С. 259-272.

Берниковский В.А., Берниковская А.Е., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П. Постколлизионный гранитоилный магматизм Заангарья Енисейского кряжа: событие в интервале 750-720 млн. лет назад //Докл. РАН. 2002. Т. 384. Ж 2. С. 221-226.

Берниковский В.А., Берниковская А.Е., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Черных А.И., Ковач В.П. Бережная Н.Г. Яковлева С.З. Новые U-Pb данные о возрасте формирования палеоостроводужного комплекса Предивинского террейна Енисейского кряжа // Геология и геофизика. 1999. Т. 40. X» 2. С. 255-259.

Верннковский В.А., Берниковская А.Е. Черных A.M., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П., Яковлева С.З., Федосеенко A.M. Порожнинские гранитоиды Приенисейского офиолитового пояса - индикаторы неопротерозойских событий на Енисейском кряже // Докл. РАН. 2001. Г. 381. №. 6. С. 806-810.

Берниковский В.А., Ковач В.П., Котов А.Б., Берниковская А.Б., Сальникова Е.Б. Источники гранитоидов и этапы формирования континентальной коры Таймырской складчатой области//Геохимия. 1999. № 6. С. 563-573.

Верниковский В.А., Когоб А.Б., Пономарчук В.А., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Травин А.В. Позднерифейско-вендское событие в формировании Северного Таймыра (на основе Sm-Nd, Rb-Sr, К-Ar датирования гранатовых амфиболитов Становского офиолитовогопояса)//Докл. РАН. 1997. Т.352. №>2. С.218-221.

Берниковский В.А., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П., Яковлева С.З. Докембрийские граниты Фаддеевского террейна (Северный Таймыр): новые геохимические и изотопно-геохронологические (U-Pb, Sm-Nd) данные // Докл. РАН. 1998. Т. 363. № 5. С. 653-657.

Берниковский В.А., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Пономарчук В.А., Ковач В.П., Травин А.В., Яковлева С.З., Бережная Н.Г. Возраст постколлизионных гранитоидов Северного Таймыра: U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr и Ar-Ar данные // Докл. РАН. 1998. Т. 363. № 3. С.

375-37S.

Геология и пегматитоносность беломорид. Авт.: Салье ME., Батузов С.С., Душейко С.И., Алексеев В.Б., Котов А.Б., Абрамов А.В., Абрамов М.В., Балаганский В.В., Зингер Т.Ф. Козлова Н.Е., Коренкова B.C., Левицкая Г.Н., Синельникова И.М., Саморукова JI.M.JI.: Наука, 1985. 248 с.

Зарубин В.В., Котов А.Н. Мануйлова М.М. Особенности химизма и петрогенезиса гранитоидов Северо-Западного Приладожья // Советская геология. 1982. Js'a 4. С. 86-94.

Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Котов А.Б. Козаков И.К. Сальникова Е.Е. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Sm-Nd изотопные данные // Геохимия. 1996.8. С. 699-712.

Коваленко В.И. Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Будников С.В., Журавлев Д.З., Козаков U.K., Котов А.Б., Рыш Е.Ю. Сальникова Е.Б. Корообразуюшие магматические процессы при формировании Центрально-Азиатского складчатого пояса: Sm-Nd нзотолные данные л-Геотектоника. 1999. Л» 3. С. 21-4 Г

Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Козаков И.К., Ковач В.П., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Sm-Nd изотопные провинции земной коры Центральной Азии // Докл. РАН. 1996. Т. 348. N; :. С. 220-222.

Копач В.Г], Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Nd изотопная систематика гранитоидов и супракрустальных пород центральной части Алданского шита: этапы формирования, изотопная структура и характер роста континентальной коры в раннем докембрии // Тез. докл. научной конференции «Науки о Земле на пороге XXI века: новые идеи, подходы, решения». М.; Научный мир, 1997. С. 87.

Ковач В.П., Богомолова Л.М., Смелов А.П., Котов А.Б. Редкоземельные элементы в плагиогранитах Усть-Олдонгсинского массива (Олекминская складчатая область Алданского щита)//Геология и геофизика. 1993. Т. 34.JVa.2.С. 50-58.

Ковач В.П., Великославинский С.Д., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Sm-Nd изотопная систематика кислых метавулканитов федоровской толщи Алданского щита (район- среднего течения р. Тимптон) // Докл. РАН. 1996. Т. 347. № 2. С. 236-238.

Ковач В.П., Котов А.Б., Березкин В.И., Сальникова Е.Б., Великославинский С.Д., Смелов А.П., Загорная Н.Ю. Возрастные границы формирования высокометаморфизованных супракрустальных комплексов центральной части Алданского щита: Sm-Nd изотопные данные // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1999. Т. 7. N° 1. С. 3-17.

Ковач В.П., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Березкин В.И., Смелов А.П., Загорная Н.Ю. Sm-Nd изотопная систематика курумканской толщи иенгрской серии Алданского щита // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1996. Т. 4. № 3. С. 3-10.

Ковач В.П., Котов А.Б., Смелов А.П., Старосельцев К.В., Сальникова Е.Б., Загорная Н.Ю., Сафронов А.Ф., Павлушин А.Д. Этапы формирования континентальной коры погребенного фундамента восточной части Сибирской платформы // Петрология. 2000. Т. 8. № 4, С. 394-408.

Козаков И.К., Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. Корообразуюшие процессы в геологическом развитии Байдарикского блока Центральной Монголии: Sm-Nd изотопные данные// Петрология. 1997. Т. 5. № 3. С. 227-235.

Козаков U.K., Котов А.Б. Миллер Ю.В., Глебовшкий В.А. Два типа проявления тектоно-метаморфических циклов во временя И Региональная геология и металлогения. 1996. Jfo 6. С. 23-36.

Козаков И.1С, Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Бибикова Е.В., Ковач В.П., Кирнозова Т.Н. Бережная Н.Г., Лыхин Д.А. Возраст метаморфизма кристаллических комплексов Тувино-Монгольского массива: результаты U-Pb геохронологических исследований гранитоидов /' Петрология. 1999. Т. 7. № 2. С. 174-190.

Козаков ИХ, Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П. Бибикова Е.В., Кирнозова Т.Н. Нагман А. Этапы геологического развития кристаллических комплексов основания микроконтинентов и подвижных поясов Центральной Азии: U-Pb геохронологические и Sm

Nd изотопно-геохимические данные /;' Тез. докл. 1 Российской конференции по изотопной геохронологии. М.: Геос, 2000. С. 181-183.

Козаков И.К., Котов Л.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Натман А., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.Н., Тодт В., Кренер А., Яковлева С.З., Лебедев В.И., Сугоракова A.M. Возрастные рубежи структурного развитая метаморфических комплексов Ту вино-Монгольского массива // Геотектоника. 2001. № 3. С. 22-43.

Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.Н., Котов А.Б., Ковач В.П. О полихронности развития палеозойского гранитоидного магматизма в Тувино-Монгольском массиве: результаты U-Pb геохронологических исследований // Петрология. 1999. Т. 7. №6. С. 631-643.

Комплексные поисковые критерии слюдоносных пегматитов Беломорья (петролого-геофизическая модель локализации месторождений мусковита). Авт.: Шуркин К.А., Зингер Т.Ф., Арутюнов Г.А., Котов А.Б., Кутявин Э.П., Лобанов К.В., Малов Н.Д., Саморукова Л.М., Ярмак А.А. Л.: Наука, 1988. 152 с.

Котов А.Б. Некоторые закономерности проявления мигматито- и гранитообразования в тектоно-метаморфических циклах раннего докембрия /V Геология и геохронология докембрия. Л.: Наука, 1989. С. 130-144.

Котов А.Б. Структурно-возрастные ряды гранитоидов тектоно-метаморфических циклов раннего докембрия // Тез. докл. 2-й Всесоюзной структурной школы. М.: ИЛСАН АН СССР, 1983. С. 3-5.

Котов А.Б., Саморукова Л.М. Эволюция гранитообразования в тектоно-метаморфических циклах раннего докембрия. Л.: Наука, 1990.160с.

Котов А.Б., Загорная Н.Ю., Бережная Н.Г. Тоналиты предполагаемого фундамента Центрально-Алданского домена: последовательность гранитообразования // Древнейшие породы Апдано-Станового щита. Путеводитель Международной геологической экскурсии. Проекта МПГК № 280 «Древнейшие породы Земли». Л.: ИГТД АН СССР, 1989. С. 203-206.

Котов А.Б., Глебовицкий В.А. Ковач В.П., Сальникова Е.Б. Проблемы эволюции метаморфизма Алданской гранулито-гкейсовой области в свете новых данных о возрастных рубежах формирования надвиговых структур /7 Тез. докл. XVII Тектонического совещания «Тектоника и метаморфизм». М.: МГУ, 1994. С. 35.

Котов А.Б. Мануйлова М.М. Ферштатер Г.Б. Зингер Т.Ф. Поведение рубидия и стронция при формировании ультраметагенных гранитоидов Беломорского мегаблока // Геохимия. 1986. Jfe 12. С. 1667-1677.

Котов А.Б. Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Козаков И.К. Геохронологические и изотопно-геохимические исследования полиметаморфических комплексов /7 Геологическая съемка метаморфических и метасоматичсски.х комплексов (методическое пособие). СПб.: ВСЕГЕН. 1996. С. 237-259.

Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Яковлева С.З. Возраетные границы формирования главных структурных элементов западной части Алданского щита // Тез. докл. совещания «Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе (земная кора и мантия)», Т. 2. Иркутск: ИЗКСО РАН, 1995. С. 65-66.

Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В,П., Яковлева С.З. Главные рубежи формирования континентальной коры Алданского щита // Тез. докл. Всероссийского совещания «Главнейшие рубежи теологической эволюции Земли в докембрии и их изотопно-геохронологическое обоснование». СПб.: ИГГД РАН, 1995. С. 23.

Котов А.Б., Шемякин В.М., Сальникова Е.Б., Ковач В.П. Этапы формирования и изотопная структура континентальной коры Сутамского блока Алданского щита: Sm-Nd изотопная систематика гранитоидов//Докл. РАН. 1999. Т. 366. N. 6. С. 809-812.

Котов А.Б., Бибикова Е.В., Неймарк Л.А., Морозова И.М., Козаков И.К., Кирнозова Т.И., Сальникова Е.Б., Миллер Ю.В. О продолжительности тектоно-метаморфических циклов // Тез. докл. 4-й Всероссийской структурной школы. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1992. С. 11-12.

Котов А.Б., Ковач В.П., Ларин A.M., Сальникова Е.Б., Смелов А.П., Березкин В.И. Sm-Nd изотопные провинции и этапы формирования континентальной коры Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области // Материалы Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков», Т. 2. М.: ООО «Связь-принт», 2002. С. 112-113.

Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б., Глебовицкий В.А., Яковлева С.З., Бережная Н.Г. Мыскова Т.А. Этапы формирования континентальной коры центральной части Алданской гранулито-гнейсовой области: U-Pb и Sm-Nd изотопные данные по гранитоидам /7 Петрология. 1995. Т. 3. № 1. С. 99-110.

Котов А.Б. Ковач В.П., Сальникова Е.Б. Смелов А.П., Березкин В.И. Заторная Н.Ю, Анисимова И.В. О возрасте зеленокаменных поясов западной части Алданского щита: результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований // Материалы Ш Всероссийского совещания «Общие вопросы расчленения докембрия». Апатиты. МУП «Полиграф», 2000. С. 122-123. -,

Котов А.Б. Ковач В.П., Сальникова Е.Б., Смелов А.П., Березкин В.И., Ларин A.M., Загорная Н.Ю., Беляевский Н.А. Изотопная геология Алданского щита: итоги и перспективы !' Тез. докл. I Российской конференции по изотопной геохронологии. М.: Геос. 2000. С. 190193.

Коте» Л.Е. Козаков I I.К. Бибикова Е.В., Сальникова Е.Б., Клрнозова Т.П. Ковач

B.П. Продолжительность эпизодов регионального метаморфизма в областях полициклического развития эндогенных процессов: результаты U-Pb геохронологических исследований // Петрология. 1995. Т. 3. № 6. С. 622-63 1.

Котов А.Б., Морозова И.М., Сальникова Е.Б., Богомолов Е.С., Беляцкий Б.В., Бережная Н.Г. Раннепротерозойские гранитоиды северо-западной части Алданской гранулито-гнейсовой области: U-Pb и Sm-Nd данные /I Геология и геофизика. 1993. Т. 34. № 2. С. 15-21.

Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Бибикова Е.В., Козаков И.К., Ковач В.П. Оценка продолжительности эпизодов регионального метаморфизма: результаты U-Pb геохронологических исследований // Тез. докл. научной конференции «Науки о Земле ка пороге XXI века: новые идеи, подходы, решения». М.: Научный мир, 1997. С. 94.

Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ларин A.M., Ковач В.П., Яковлева С.З. Раннепротерозойский гранитоидный магматизм Алданской гранулито-гнейсовой области // Материалы Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков». Иркутск: ИЗК СО РАН, 2002. С. 308.

Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Резницкий Л.З., Васильев Е.П., Козаков И.К., Яковлева

C.З., Ковач В.П., Бережная Н.Г. О возрасте метаморфизма слюдянского кристаллического комплекса (Южное Прибайкалье): результаты U-Pb геохронологических исследований // Петрология. 1997. Т. 5. J*°4. С. 227-239.

Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Резницкий Л.З., Натман А., Ковач В.П., Загорная Н.Ю, Беляевский Н.А. Возраст и источники глубокометаморфизованных супракрустальных образований слюдянского кристаллического комплекса (Южное Прибайкалье) // Материалы Ш Всероссийского совещания «Общие вопросы расчленения докембрия». Апатиты. МУП «Полиграф». 2000.С. 124-125.

Котов А.Б. Сальникова Е.Б. Яковлева С.З., Богомолова Л.М, Смелов А.П. О возрастных границах формирования ранних надвяговых структур восточной части Олекминскон гранит-зеленокаменной области Алданского щита // Докл. РАН. 1995. Т. 342. Jfe 2. С. 209-212.

Котов А.Б. Синельникова И.М., Виноградов Д.П., Пухтель С.И. Обедненные lsO метавулканиты Олекминской гранит-зеленокаменной области Алданского щита: признаки существования океанической коры с возрастом 3.0 млрд. лет? /7 Тез. докл. Всероссийского совещания «Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии и их изотоппо-геохронологическое обоснование». СПб.: ИГГДРАН, 1995. С. 30.

Ларин A.M., Котов Л.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П. Раннепротерозойский постколлизнонннй.магмагический пояс юго-западного обрамления Сибирской платформы !/ Материалы Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков», Т. 1. М.: ООО «Связь-принт», 2002. С. 53-55.

Ларин A.M., Котов А.Б., Ковач В.П., Глебовицкий В.А., Сальникова Е.Б., Заблоцкий Е.М., Загорная Н.Ю. Этапы формирования континентальной коры центральной части Джугджуро-Становой складчатой области (Sm-Nd изотопные данные по гранитоидам) // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 4. С. 395-399.

Ларин A.M., Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б., Иванов В.Э. U-Pb геохронология и Sm-Nd изотопная систематика магматических комплексов Джугджуро-Становой складчатой области: геодинамические следствия И Тез. докл. 1 Российской конференции по изотопной геохронологии. М.: Геос, 2000. С. 214-216.

Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Макарьев Л.Б., Тимашков А.Н., Бережная Н.Г., Яковлева С.З. Новые данные о возрасте гранитов Кодарского и Тукурингрского комплексов, Восточная Сибирь: геодинамические следствия // Петрология. 2000. Т. 8. № 3. С. 267-279.

Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Сергеева Н.А., Яковлева С.З. Мезозойские граниты Чубачинского массива Тукурингрского комплекса (Джугджуро-Становая складчатая область): новые геохимические, геохронологические и изотопно-геохимические данные 1! Петрология. 2001. Т. 9. М» 4. С. 417-432.

Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Коваленко В.И., Ковач В.П., Яковлева С.З., Бережная Н.Г., Иванов В.Э. О возрасте Катугииского Ta-Nb месторождения (Алдано-Становой щит): к проблеме выделения новой глобальной редкометальной металлогенической эпохи//Докл. РАН. 2002. Т. 383. Jfe. 6. С. 807-811.

Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Яковлева С.З., Саватенков В.М., Иванов В.Э., Бережная Н.Г. Фанерозойская тектоническая эволюция центральной части Джугджуро-Становой складчатой области // Материалы Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков». Иркутск: ИЗК СО РАН. 2002. С. 325-327.

Ларин A.M., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Суханов М.К., Ковач В.П., Яковлева С.З., Иванов В.Э. Раннедокембрийские анорогенные граниты Алдано-Станового шита // Материалы Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков», Т. 2. М.: ООО «Связь-принт», 2002. С. 126-128.

Левковский Р.З., Абрамович Г.Я. Верхало-Узкий В.Н., Котов А.Б., Пухтель И.С. Сезько А.И., Сидоренко В.В., Симон А.К., Чернышев Н.М., Шемякин В.М., Щербаков И.Б.

Возрастная и формашюнмая корреляция магматических комплексов раннего докембрия Восточно-Европейской н Сибирской платформ // Геология и геохронология докембрия. Л.: Наука, 1989. С. 145-160.

Мигматизация и гранитообразование в различных термодинамических режимах. Авт.: Глебовицкий В.А., Зингер Т.Ф., Козаков И.К., Котов А.Б., Крылов Д.Я., Мануйлова М.М., Митрофанов Ф.П., Орловская К.В., Саморукова Л.М., Седова И.С. Л.: Наука, 1985. 310 с.

Миллер Ю.В., Козаков U.K., Котов А.Б. Анализ метаморфических комплексов с позиции тектоно-мегаморфических циклов - важнейший метод выявления и расчленения докембрия И Докембрий в фанерозойскях складчатых областях. СПб.: Наука, 1992. С. 55-72.

Митрофаиов Ф.П., Котов А.Б., Козаков U.K., Саморукова Л.М., Виноградов Д.П. Два типа интрузивных раннескладчатых плагиогранитоидов докембрия // Проблемы эволюции докембрийской литосферы. Л.: Наука, 1986. С. 232-236.

Немчин А.А., Ковач В.П., Котов А.Б., Виноградов Д.П. Усть-Олдонгсинсхий массив плагиогранитов (трондьемитов): геохимия и самарий-неодимовая геохронология // Древнейшие породы Алдано-Станового щита. Путеводитель Международной геологической экскурсии Проекта МПГК № 280 «Древнейшие породы Земли». Л.: ИГГД АН СССР, 1989. С. 113-116.

Ножкин А.Д., Пузанков Ю.М., Полов Н.В., ТуркинаО.М., Березкин В.И., Богомолова Л.М., Зедгенизов А.Н., Кицул В.И., Смелов А.П., Стогний В.В., Дук В.Л., Котов А.Б., Медведев В.И., Ковешников A.M. Теплогенерация в земной коре Алданского щита // Температура, криояитозона и радиогенная теплогенерация в земной коре Северной Азии. Новосибирск: Наука. 1994. С. 101-112.

Ранний докембрий Центральноазиатского складчатого пояса. Авт.: Алтухов Е.Н., Амелин Ю.В., Апаяров Ф.Х., Бибикова Е.В., Булина В.А., Васильев Е.П., Гороховский Б.М., Злобин Г.А. Ильянов Т.С., Касымов Н.А. Ким B.C., Кирнозова Т.Н., Киселев В.И. Киселева Е.И. Козаков U.K., Комарцев В.Т., Котов А.Б., Лукашева Е.М., Неймарк Л.А., Немчин А.А., Подковыров В.Н., Резниикий Л.З., Соколов Ю.М., Филатова Л.И. Филлипович И.З., Хайбуллин P.P. ХалиловВ.А. Цыганок Э.Н. Шустова Л.Е. СПб.: Наука, 1993. 266 с.

Резшцкий Л.З. Котов А.Б. Сальникова Е.Б., Васильев Е.П. Яковлева С.З., Ковач В.П., Федосеенко A.M. Возраст и продолжительность формирования флоголитовых и лазуритовых месторождений Прибайкалья: результаты U-Pb геохронологических исследований И Петрология. 2000. Т. 8. № 1. С. 74-86.

Сальникова Е.Б. Ковач В.П., Котов А.Б., Немчин А.А. Этапы формирования континентальной коры западной части Алданского щита: Sm-Nd систематика гранитоидов Петрология. 1 996. Т. 4. № 2. С. 78-93.

Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Беляцкий Б.В., Яковлева С.З., Морозова И.М., Бережная Н.Г., Загорная НЛО. U-Pb возраст гранитоидов зоны сочленения Олекминской-гранит-зсленокаменной и Алданском гранулито-гнейсовой областей //Стратиграфия, Геологическая корреляция. 1997. Т. 5. Na 2. С. 3-12.

Сальникова Е.Б., КотовА.Б., Неичин А.А., Яковлева С.З., Морозова Й.М., Богомолова Л.М., Смелов А.П. О возрасте Тунгурчаканского массива (Олекминская гранит-зеленокаменная область, Алданский щит) // Докл. РАН. 1993. Т. 331. № 3. С. 356-358.

Синельникова И.М., Котов А.Б., Виноградов Д.П. Изотопный состав кислорода коматиитов и базальтов Олекминской r-ранит-зеленокаменной области (Алданский щит) // Тез. докл. 8-го симпозиума по геохимии изотопов. М.: ГЕОХИ РАН, 1992. С. 180.

Смелов А.П., Габышев В.Д., Ковач В.П., Котов А.Б. Общая структура фундамента восточной части кратона // Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). М.: МАИК «НАУКА/ИНТЕРПЕРИОДИКА». 2001. С. 108-112.

Смелов А.П., Ковач В.П., Котов А.Б., Сафронов А.Ф., Павлушин А.Д. Строение фундамента восточной части Сибирской платформы и первые результаты Nd изотопной систематики коровых пород//Материалы конференции «Геологическое строение и полезные ископаемые Республики Саха (Якутия)», Т. 1. Якутск: "Эльф-Сервис". 1997. С. 6-8.

Смелов А.П., Ковач В.П., Габышев В.Д., Котов А.Б., Старосельцев К.В., Зорин Р.Н., Сафронов А.Ф., Павлушин А.Д. Тектоническое строение и возраст фундамента восточной части Северо-Азиатского кратона // Отечественная геология. 1998. № 6. С. 6-10.

Чупин В.П., Чупин С.В., Поспелова Л.Н., Котов А.Б., Степашок Л.М. Расплавные включения в цирконе из архейских гнейсов как показатель природы протолитов и состава древнейших магм // Докл. РАН. 1994. Т. 338. № 6. С. 806-810.

Шемякин В.М., Котов А.Б. Гранитоидный магматизм Олекминской складчатой области // Ранний докембрий Алданского массива и его обрамления. Л.: Наука, 1985. С. 5268.

Шемякин В.М. Котов А.Б., РудникВ.А. Морозова И.М. Эволюция магматогенного и ультраметагенного породообразования в раннем докембрии Витимо-Алданского шита // Тез. локд. Всесоюзного совещания «Эволюция докембрийской литосферы». Л.: ИГГД РАН. 1991. С. 128-13).

Эволюция раннедокембрийской литосферы Алдано-Олекмо-Станового региона (структуры, состав, процессы). Авт.: Амелин Ю.В. Бережная Н.Г. Богомолов Е.С. Ьушмип С.А. Вашник Е.А. Верхало-Узский В.М., Глебовицкий В.А., Другова Г.М., Друбецкой Е.Р. Кастрыкина В.М, Кольцова Т.В., Комаров А.Н., Котов А.Б. Красников Н.Н. Левченков О.А., Московченко Н.И. Овчинникова Г.В., Пресняков С.А., Прияткина Л.А., Савельева

Т.I:., Седова Н.С. Семенов Л.П. Харитонов А.Л. Шемякин В.М., Шустова Л.Е., Яковлева С.З.Л.: Наука, 1987.309 с.

Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Ангаро-Витимский батолит: к проблеме геодинамики батолитообразоваьия в Центрально-Азиатском складчатом поясе//Геотектоника. 1997. №5. С. 18-32,

Ярмолюк В.В., Будников С.В., Коваленко В.И., Антипин B.C., Горегляд А.В., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Козаков И.К., Ковач В.П., Яковлева С.З., Бережная Н.Г. Геохронология и геодинамическая позиция Ангаро-Витимского батолита // Петрология. 1997. Т. 5. №5. С. 45 1-466.

Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П., Будников С.В., Козаков И.К., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Nd-изотопная систематика коровых магматических протолитов Западного Забайкалья и проблема рифейского корообразования // Геотектоника. 1999. № 4. С. 3-20.

Ярмолюк В.В, Коваленко В.И., Сальникова Е.Б., Будников С.В., Ковач В.П., Котов А.Б., Пономарчук В.А. Тектоно-магматическая зональность, источники магматических пород и геодинамика раннемезозойской Монголо-Забайкальской области // Геотектоника. 2002. №4. С. 42-63.

Kotov А.В., Kovach Y.P. Salnikova Е.В. Isotope geology of the Aldan Shield: an overview // Proceedings of Symposium on India and Antatctica during the Precambrian and granulite and crustal processes in East Gondvana (December 1-3. 1995, Andhra University, Visakhapatnam, India). Miscellaneous Publication No. 2, Gondwana Research Group (Osaka City University, Japan). 1995. P. 25-28.

Kotov A.B., Salnikova E.B. fCovach V.P. Nd isotope investigations of granitoid rocks in the Aldan Shield (Eastern Siberia): implication for the crustal development // 30th International Geological Congress (China, Beijing, 4-14 August, 1996), Abstracts. 1996. V. 2. P. 546.

Kotov A.B. Kovach V.P. Larin A.M. Salnikova E.B. Proterozoic crustal evolution of the Siberian Craton: an overview ,7 Abstract Volume 3 i IGC. Rio de Janeiro, Brazil, 2000.

Kotov А.В. Salnikova E.B., Bibikova E.Y. Kozakov I.K. An approach to estimating the duration of the meramorphic episodes: evidence from U-Pb zircon isotopic data /7 Abstract supplement К 1 (EUG-9 abstracts) to Terra nova. 1997. V. 9. P.495.

Kotov Л.В. Kovach V.P. Salnikova E.B. Smelov -A.?., Beryozkin V.I. Cnist-forniinfi events and Isotope Structure of tns Aldan Shield. Eastern Siberia: an overview ,7 Eariy Precambrian genesis and evolution of the continental crust (geodvnamics. petrology, geociironoiogy, regional geology). Abstracts of the international conference (Moscow. 9-11 September. 1999). Moscow. C.EOS. 1999. P. S5-86.

Kovach Y.P. Kotov Л.Н. Salnikova E.B. Episodes of the continental crust growth and isotope structure of the Aldan Shield. Eastern Siberia И Chines Science Bulletin (Abstracts:of 1COO-0). 1998. V. 43. P. 67.

Kovach V.P., Kotov A.B., Salnikova E.B., Larin A.M. // What do we know about Laurentia-Siberia connection? Constraints from U-Pb zircon and Nd isotopes for the Siberian Craton. Abstract Volume 3 1 1GC. Rio de Janeiro. Brazil, 2000.

Kovach V.P., Kotov A.B. Salnikova E.B., Yakovleva S.Z. Isotopic evidence for a newly identified Proterozoic crust forming event in the central Aldan Shield granulites // 30th International Geological Congress (China, Beijing, 4-14 August, 1996), Abstracts. 1996. V. 2. P. 528.

Kovach V.P., Snielov A.P., Kotov A.B., Larin A.M., Salnikova E.B., Kozakov I.K Laurentia-Siberia connection revisited again: an overview of U-Pb zircon geochronology and Nd isotopes for the Siberian Craton // Gondvana Research. 2001, V. 4. N. 4. P. 667-668.

Larin A.M., Kotov A.B., Salnikova E.B., Kovach V.P., Krymsky R.Sh. Proterozoic anorogenic and postorogenic granites of the Aldan-Stanovik shield // Hutton symposium. Abstracts. France. 1999. P. 158.

Neymark L.A., Kovach Y.P., Nemchin A.A., Morozova I.M., Kotov A.B., Vinogradov D.P., Gorokhovsky B.M., Ovchinnikova G.V., Bogomolova L.M., Smelov A.P. Late Arhaean intrusive complexes in the Olekma granite-greenstone terrain (eastern Siberia): geochemical and isotopic study // Precambrian Research. 1993. V. 62. P. 453-472.

Salnikova E.B., Kotov A.B., Yakovleva S.Z., Kovach V.P. Age, sources and geodynamic setting of the Paeoproterozoic granitoids in the western Aldan Shield (Eastern Siberia) // Abstracts of the 12л Annua! V.M. Goldschmidt Conference (Davos, Switzerland, August 18-23, 2002). Geochim. et. Cosmochim. Acta. 2002. V. 66. № SI. P. A664.

Salnikova E., Kotov A. LaTin A., Kovach V. Yakovleva S., Savatenkov V. 2.4-2.5 Ga K-Rich Granites of the Central Aldan Shield (Eastern Siberia)- Evidence of Anorogenoc Plutonisrn or Post-Collision Setting? H Jornal of Conference Abstracts (EUG-11). 2001. V. 6. M 1. P. 773.

Salnikova E.B. Kozakov 1.К. Kotov A.B., Kroener A., Todt W., Bibikova E.V. Nutman A. Yakovleva S.Z. Kovach V.P. Age of Palaeozoic granites and metamorphism in the Tuvino-Mongolian Massif of the Central Asian Mobile Belt: loss of Precambrian microcontmem a Precambrian Research. 2001. V. 1 10. P. 143-164.

Sainikova E.B. Sergeev S.A. Kotov A.B. Yakovieva S.2. Steiger R.H. Reznitskiy L.Z. 'v'asii'cv E.P. U-Pb dating of granuliternetamoTphisni in the Sludvanskiv complex. Eastern Siberia Gondvana Research '99b. V. :. Sb 2. P. 195-205.