Тектонические факторы рудогенеза докембрийских террейнов на примере Приколымского поднятия и Омолонского массива (Северо-Восток Азии)

Размещено на http://www.Allbest.Ru/

ДВО РАН

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт

Тектонические факторы рудогенеза докембрийских террейнов на примере Приколымского поднятия и Омолонского массива (Северо-Восток Азии)

А.Н. Глухов

Российская Федерация, Магадан

Аннотация

На примере Омолонского массива и Приколымского поднятия (Северо-Восток Азии) рассмотрено влияние тектоники и геодинамической эволюции докембрийских террейнов на структуру вмещаемых ими рудных полей и месторождений. Первый представляет собой жесткую структуру, консолидированную к началу неопротерозоя. Второй является составным террейном и близок по строению к складчато-надвиговому поясу. Показано, что террейны с консолидированным в раннем докембрии фундаментом на протяжении дальнейшей геологической истории оставались стабильными блоками, строение которых в последующие эпохи сжатия и растяжения принципиально не изменялось. Образовавшиеся при этом рудоконтролирующие и рудолокализующие структуры, по сути, были глубинными расколами фундамента, по которым более поздние тектоно-магматические процессы распространялись далеко в глубь террейнов. Это благоприятствовало образованию крупных рудных скоплений, но сужало спектр геолого-генетических типов минерализации. Напротив, террейны с чешуйчато-надвиговым строением (в которых дорифейскими комплексами сложены отдельные тектонические пластины и которые сохраняли мобильность структуры на всем протяжении верхнего докембрия и фанерозоя) характеризовались образованием и подновлением множества полого- и крутопадающих нарушений. С одной стороны, это благоприятствовало расширению спектра генетических типов минерализации, но, с другой, способствовало диссипации рудного вещества и уменьшению вероятности образования крупных месторождений. С учетом этого сделан вывод, что наличие консолидированного кристаллического фундамента - один из важнейших факторов металлогении докембрийских террейнов. Оно определяет стиль разломной тектоники (преобладание пологих либо крутопадающих разломов), глубину проникновения рудоподводящих разломов, морфологию и условия залегания рудных тел.

Ключевые слова: террейн, рудогенез, докембрий, кристаллический фундамент, консолидированный фундамент, чешуйчато-надвиговый, разлом, рудоконтролирующий фактор.

Annotation

Tectonic framework for metallogeny of precambrian structures on the example of Kolyma and Omolon terranes (Northeast Asia)

A.N. Glukhov. North-East Interdisciplinary Science and Research Institute Far-East Branche Russian Academy of Science

The example of the Omolon and Kolyma terranes (Northeast Asia) showed the influence of the regional tectonic position and geodynamic evolution of Precambrian blocks on the structure of ore deposits. The first such example is the stable consolidated structure, which was fully completed by the early Neoproterozoic. The second example is the composite terrane, similar to a fold-thrust belt. Terranes with consolidated Early Precambrian crust were a stable structure for the whole of geological history. Further ages of compression and tension did not bring about any significance changes. Ore-controlled and ore-hosted structures formed by these processes appeared as deep and steep faults of the foundation. By these pathways, subsequent tectonic and magmatic events permeated far into the terranes. That was favourable for forming large and hi-grade deposits but it restricted the range of deposit types. In contrast, the tectonic structure of the trust-faulted terranes was mobile for the whole timing scale. There Precambrian rocks were composed of allokhtones, and the trustfault structure was multiple renewed. That promoted formation of a wide range of types of mineralization, but caused dissipation of metals on numerous small-scale structures. Consequently, age and level of consolidation of the foundation is one of the most important factors of metallogeny of the Precambrian terranes. That defined the style of faulting structure (domination of steep or shallow faults), depth of the faults, morphology and geometry of the orebodies.

Keywords: terrane, Precambrian, basement, ore-forming, consolidation, trust-faulted, ore- controlled factor.

Введение

Рудные месторождения образуются в результате перераспределения вещества мантии и земной коры, которое сопровождается длительной тектонической и флюидной активностью (Овчинников, 1990). Террейны продолжительного развития (начиная с архея и раннего протерозоя) могут представлять существенный интерес для понимания взаимосвязи тектогенеза и эволюции рудообразования и рудоконтролирующих структур.

В соответствии с существующими моделями (Геодинамика..., 2006; Тектоника..., 2001; Шпикерман, 1998) структура Северо-Востока Азии предстает как совокупность мезозойских орогенных поясов, которые на протяжении геологической истории взаимодействовали и между собой, и с окраиной Северо-Азиатского кратона (далее САК). Среди террейнов различной геодинамической природы здесь выделяются кратонные и миогеоклинальные, считающиеся фрагментами САК. Наиболее крупные среди них - Омолонский кратонный террейн (или Омолонский массив, ОМ) и Приколымский миогеоклинальный террейн (традиционно именуемый также Приколымским поднятием, ПК) - и стали для нас предметом изучения (рис. 1). Оба они входят в состав орогенных поясов Северо-Востока Азии пояса позднеюрско-раннемелового возраста: ПК - Яно-Колымского (Геодинамика., 2006), ОМ - Охотско-Корякского (Горячев и др., 2017) и имеют длительную историю геологического развития: наиболее древние и-РL-датировки комплексов первого составляют 2,4 млрд лет (Щербакова и др., 1988), второго - 3,4 млрд лет (Бибикова и др., 1978). Рудные концентрации здесь формировались в течение длительного времени и стали результатом широкого спектра породо- и рудообразующих процессов.

Как известно, рудообразование контролируется целым рядом факторов, среди которых выделяются литологические, структурные, геохимические и пр. Академик А.Д. Щеглов сформулировал фундаментальное положение металлогении, констатирующее невозможность рассмотрения генезиса месторождений в отрыве от тектоники: «определенные типы месторождений проявляются при определенных тектонических режимах в определенных типах тектонических структур» (Щеглов, 1989, с. 10). Поэтому при рассмотрении рудогенеза в региональном масштабе на первый план выдвигается именно тектонический фактор.

Рис. 1. Тектоническая схема Колымо-Охотского региона Северо-Востока Азии. По (Шпикерман, 1998), с изменениями:

Анализу соотношений процессов текто- и рудогенеза посвящены, в частности, исследования Ф.И. Вольфсона и П.Д. Яковлева (Вольфсон и Яковлев, 1975), при создании классификации структур рудных полей и месторождений констатировавших тесную корреляцию элементов тектоники рудных полей и региональных элементов земной коры. Развитие тектонофизических исследований позволило также установить взаимосвязи деформаций горных пород, слагаемых ими массивов и структур различных масштабов. Один из важнейших принципов тектонофизики - принцип подобия (Гзовский, 1975) - предусматривает подчиненность деформаций объектов разного ранга единым закономерностям. При тектонофизическом моделировании такими объектами являются, с одной стороны, природная тектоническая структура, а с другой - ее лабораторная модель; в соответствии с целями нашего исследования это региональная тектоническая структура и рудное поле. С принципом подобия перекликается так называемый геогенетический закон эволюционного развития минерального мира, определяющий «подобие последовательности образования минеральных объектов в различных масштабах времени - от общей истории Земли до относительно кратковременного развития индивидов» (Рундквист и Рундквист, 1994, с. 594). То есть процессы, факторы и закономерности рудогенеза, установленные для тектонических и металлогенических таксонов высоких рангов, будут наблюдаться и в ранге месторождения и рудного тела. Таким образом, структура рудных полей и морфология рудных тел определяются спецификой тектонической природы и геодинамического развития региональных структур.

В данном контексте металлогения докембрийских террейнов изучена весьма слабо. Среди публикаций, посвященных Северо-Востоку Азии, можно отметить лишь работы (Сидоров, 1998; Сидоров и др., 2008; 2012; Сидоров и Волков, 2015), в которых развиваются представления о тождественности факторов рудогенеза докембрийских кратонных террейнов и террейнов пассивной континентальной окраины.

Таким образом, рассмотрение особенностей структуры и морфологии рудных объектов и закономерностей их пространственного размещения в общем контексте тектоники и геодинамической эволюции докембрийских террейнов позволит обоснованно судить о факторах рудоконтроля и о влиянии на них геодинамических условий. В прикладном аспекте это может способствовать пониманию структуры рудных полей ОМ и ПК и, таким образом, созданию научной базы для прогнозирования месторождений и их поисков. Настоящая статья основана на фактическом материале и результатах его обработки и интерпретации, собранных автором при проведении полевых и камеральных работ на Приколымье в 2007-2011 гг. и Омолонском массиве в 2015-2017 гг.

1. Приколымский террейн

Наиболее древние породы ПК (рис. 2) - амфиболиты, плагиогнейсы, метабазиты и перидотиты с возрастом 2,06-2,36 млрд лет (Беус и Миледин, 1990; Щербакова и др., 1988), слагающие тектоническую пластину, приуроченную к зоне регионального надвига. По составу они близки к офиолитам и могут быть обдуцированными фрагментами океанической коры (Шпикерман, 1998). С ними ассоциируют гнейсо-граниты с РЬ-РЬ-возрастом 1,70-1,90 млрд лет (Беус и Миледин, 1990). Близкий и-РЬ-возраст (1710 ± 21 млн лет) имеют риолиты, ранее считавшиеся верхнери- фейскими (КЬиёо1еу е1: а1., 2006). Региональный метаморфизм раннепротерозойских пород происходил в условиях амфиболитовой фации (Гринберг и др., 1981; Ткаченко и Щербакова, 1991). Комплексы верхнего протерозоя сложены песчаниками, филлитами, карбонатными породами и, возможно, эффузивами контрастного риолит- базальтового состава (Ткаченко, 1992). Широко развит динамотермальный метаморфизм зеленосланцевой фации, имеющий среди рифей-вендских комплексов прогрессивный характер, а по отношению к раннепротерозойским выступающий как диафторез (Ткаченко и Щербакова, 1991). Докембрийские образования перекрыты терригенными, вулканогенно-осадочными и карбонатными породами палеозоя - мезозоя. Интрузивные комплексы представлены мелкими телами девонских и меловых гранитоидов, а также дайками позднемеловых базитов. Состав вещественных комплексов отражает существовавшую здесь начиная с рифея обстановку пассивной континентальной окраины (Ткаченко, 1992; Шпикерман, 1998) с циклически проявленным (рифей, кембрий, средний палеозой) рифтогенезом (Булгакова, 1991; Ткаченко, 1992), изредка осложнявшейся субдукционными (Трунилина и др., 2004) и коллизионными (Горячев, 1998; Ткаченко и Щербакова, 1991) событиями.

Рис. 2. Тектоно-минерагеническая схема Приколымского террейна и смежных структур (по работе (Шпикерман, 1998), с изменениями): 1-3 - Приколымский террейн, субтеррейны: 1 - Спиридоновский, 2 - Шаманихинский, 3 - Ярходонский; 4 - прочие террейны; 5 - Уяндино- Ясачненский вулканогенный пояс; 6 - Балыгычано-Сугойский рифтогенный прогиб; 7 - надвиги; 8 - крутопадающие разломы; 9 - позднепалеозойские и мезозойские гранитоиды; 10-16 - месторождения и рудопроявления различных геолого-генетических типов: 10 - мезотермальные жильные и шток- верковые (Аи); 11 - эпитермальные жильные и штокверковые (Аи-Ag); 12 - штокверковые и жильные (Си-РЬ-7п); 13 - стратиформные (РЬ- 7п); 14 - стратиформные (Си); 15 - стратиформные (Бе), 16 - жильные и штокверковые (8п); 1-10 - упомянутые в тексте объекты: 1 - Надежда и Надежда-3; 2 - Тый-Юрье; 3 - Сохатиное; 4 - Тимша: 5 - Темное; 6 - Невидимка; 7 - Опыт; 8 - Ороек; 9 - Зеленый Пласт; 10 - Победа

В структурном отношении ПК представляет собой гигантский аллохтон, образованный пакетами надвиговых чешуй (Тектоника..., 2001; Хаин и др., 2009; Шпи- керман, 1998) центриклинального падения. С формированием метаморфического комплекса связаны надвиги мощностью до первых сотен метров, представляющие собой зоны рассланцевания и смятия нижнепротерозойских и рифейско-вендских пород. Структурный рисунок палеозойских комплексов определяют надвиговые зоны милонитизации и катаклаза мощностью в десятки метров; единый парагенезис с ними образуют пологие асимметричные складки. Структурно-тектонофизические исследования (Глухов и др., 2012; Третьяков, 2016) позволили выделить четыре деформационных этапа, которые коррелируют с геодинамическими обстановками. Первый характеризовался развитием надвиговых зон и является синметаморфическим. Динамотермальный метаморфизм зеленосланцевой фации на ПК в последние годы традиционно датируется рифеем (Ткаченко, 1992; Ткаченко и Щербакова, 1991; Шпикерман, 1998). Однако установлено наложение динамо-метаморфических минеральных и структурных парагенезисов также на вендские породы (Глухов и др., 2012). Таким образом, есть основание выделять крупный этап сжатия, возрастные границы которого находятся в интервале от позднего рифея до начала раннего палеозоя. Деформации на этом этапе могли происходить и в ходе позднерифейской аккреции Западного и Восточного блоков ПК (Ткаченко и Щербакова, 1991), и при кратковременной коллизии САК и Северо-Американского кратона (Тектоника., 2001). На следующем, позднепалеозойском этапе разворот векторов деформации отразил обособление ПК от окраины САК вследствие прогрессировавшего риф- тогенеза (Булгакова, 1991; Орлов и др., 2002; Третьяков, 2004). Такая геодинами- ческая интерпретация согласуется с палеомагнитными данными (Геодинамика., 2006; Колесов, 2003). Кардинальная перестройка поля тектонических напряжений в результате коллизионных процессов, переход к условиям общего растяжения на третьем этапе деформаций, соответствующем раннему мелу, - все это отразилось в формировании гранитоидов и зон кварцевого прожилкования, в том числе золотоносных (Глухов, 2013; Протопопов, 2010). Северо-западная ориентировка вектора сжатия (Глухов и др., 2012; Третьяков, 2016) позволяет увязать данный этап с региональным тангенциальным сжатием в результате косой коллизии ПК и ОМ (Горячев, 1998; Шпикерман, 1998). Поворот вектора сжатия до субмеридионального направления отразил проявление эпиорогенного рифтогенеза, в частности формирование Омсукчанской впадины (Геодинамика., 2006). В структуре ПК наиболее древние раннепротерозойские комплексы дислоцированы и метаморфизованы совместно с рифей-вендскими. Это обстоятельство позволяет выделять здесь комплексы фундамента и чехла лишь с известной долей условности (как это позволяет «Международный тектонический словарь», 1991) и принципиально отличает ПК от кратонных террейнов, например от ОМ. Все этапы формирования тектонической структуры Приколымья четко параллелизуются с главными этапами развития северо-восточной окраины САК - позднепалеозойским и мезозойским.

Вещественные комплексы ПК вмещают разнообразные по составу рудные проявления (см. рис. 2, табл. 1). Достаточно широко распространены жильные, штокверковые и стратиформные медные и полиметаллические рудопроявления, а также стратиформные железные руды. Наиболее многочисленные месторождения и рудопроявления золота, сопровождающиеся россыпями, принадлежат к золото-редкометалльной формации и сгруппированы в два рудно-россыпных района: 1) Шаманихо-Столбовский и 2) Каменский. В минерагеническом отношении они входят в состав синаккреционного Яно-Колымского мегапояса (Горячев, 1998). На всех них рудовмещающими структурами являются надвиги, разделяющие литологически разнородные тектонические пластины. Пример - месторождение «Надежда», рудное поле которого сложено породами рифейскими риолитами и перекрывающими их песчаниками венда. Рудные тела представлены пологими линзовиднопластообразными зонами сульфидно-кварцевого прожилкования (Глухов, 2013; Глухов и др., 2016). Аналогичное геологическое строение имеют месторождения Тый-Юрье и Сохатиное (Протопопов, 1994).

Золото-серебряное оруденение представлено пологими залежами брекчированных и окварцованных рифейских известняков и филлитов (рудопроявления «Темное», «Тимша») с акантитом, агвиларитом, киноварью, электрумом, кюстелитом.

Медно-порфировая формация Приколымья представлена в первую очередь рудопроявлениями «Невидимка» и «Опыт» (Шпикерман, 1998), образующими Право- Дуксундинский рудный узел (Глухов и Тюкова, 2013). На первом из них штокверки сульфидно-серицит-кварцевого состава, сульфидно-карбонат-кварцевые жилы и залежи скарнов окружены ореолами серицит-хлорит-кварцевых пропилитов. Рудопроявление «Опыт» представлено пологими жильными зонами сульфидно-карбонат-кварцевого состава.

Известные до настоящего времени проявления стратиформной свинцовоцинковой минерализации в карбонатных толщах сосредоточены на восточном фланге ПК и объединены в ярходонский рудный комплекс (Шпикерман, 1998). Нами изучена вмещаемая рифейскими карбонатными породами минерализация рудопроявления «Надежда-3» (Глухов и Фомина, 2015). Рудовмещающими здесь являются рифейские мраморизованные известняки и доломиты. Минерализация представлена пологими залежами интенсивно окварцованных тонкослоистых доломитов, содержащих послойную вкрапленность сульфидов.

Стратиформная медная минерализация широко распространена среди рифейских терригенно-карбонатных пород. Известны три рудопроявления и более двух десятков пунктов минерализации, объединенные в работе (Шпикерман, 1998) в Ороекскую металлогеническую зону. На рудопроявлении «Ороек» медесодержащие горизонты мощностью до 50 м располагаются на двух стратиграфических уровнях вблизи границ красно- и сероцветных пачек. Они прослеживаются по простиранию более чем на 4,5 км. На рудопроявлении «Зеленый пласт» меденосная залежь мощностью 1-5 м приурочена к аллохтону рифейских углеродистых филлитов, надвинутому на девонскую карбонатную толщу (Шпикерман, 1998).

Стратиформные гематитовые руды на Приколымье представлены, в первую очередь, месторождением Победа. Здесь в лежачем крыле опрокинутой антиклинали, сложенном пестроцветными алевролитами, доломитами и песчаниками расположена залежь гематит-мартитовых руд мощностью 3-20 м, которая прослеживается на 18 км (Шпикерман, 1998). Среди пород рифейского терригенно-карбонатного комплекса широко развиты прослои, обогащенные гематитом. Как правило, они приурочены к контактам сланцев и карбонатных пород.

Стратиформные залежи вольфрамовых руд «альпийского» типа (тип «Фельберталь», по А.В. Ковалеву (Основы..., 1995)) прогнозируются на западе ПК. Здесь нижнепротерозойские амфиболиты, плагиогнейсы и гнейсо-граниты сопровождаются обширными шлиховыми ореолами рассеяния шеелита.

Золотосодержащие конгломераты известны в основаниях разрезов девона и верхней юры (Литвиненко, 2007). Слабо окатанное золото крупностью менее 0,25 мм в ассоциации с пиритом, халькопиритом, арсенопиритом, галенитом, молибденитом присутствует как в гальке кварца, так и в цементе. Его источником, вероятно, послужило гипотетическое золото-кварцевое оруденение, связанное с позднерифейским либо раннепалеозойским орогенезом.

2. Омолонский кратонный террейн

В структуре ОМ выделяются три яруса (рис. 3):

1) дорифейский кристаллический фундамент;

2) рифей-палеозойский чехол, сложенный терригенными и карбонатными толщами;

3) мезозойский ярус, сложенный вулканогенными и осадочными комплексами.

На них наложены вулканиты Кедонского (КВП), Олойского (ОВП) и Охотско-Чукотского (ОЧВП) окраинно-континентальных поясов. Стратифицированные комплексы прорывают крупные батолиты, относимые к двум интрузивным комплексам: абкитскому (силур) и булунскому (ранний карбон).

Раннедокембрийским метаморфическим образованиям ОМ посвящена достаточно обширная литература, содержательный обзор которой приведен в монографии (Шевченко, 2006). Наиболее древние породы представлены плагиогней- сами и амфиболитами ноддинского комплекса с абсолютными U-РЬ- и Pb-Pb- возрастами 2,96-3,40 млрд лет (Akinin and Zhulanova, 2016; Бибикова, 1989; Бибикова и др., 1978; Шевченко, 2006); гнейсы, амфиболиты и кристаллические сланцы ауланджинского комплекса имеют U-Pb-возраст 1,99-2,25 млрд лет (Шевченко, 2006). Их перекрывают раннепротерозойские (U-Pb-возраста 1,91-2,03 млрд лет (Шевченко, 2006)) метабазиты батикского комплекса, внедрение которых отразилось в изотопных датировках цирконов из архейских комплексов (Akinin and Zhulanova, 2016). Завершение формирования дорифейского кристаллического фундамента ОМ (т.е. его консолидация), маркируется гранитизацией (Rb-Sr-возраст гранитизированных гнейсов 1622 ± 20 млн лет (Котляр и др., 2001)), внедрением мета- габброидов стрелкинского комплекса (Rb-Sr-возраст 1479 ± 31 млн лет (Шевченко, 2006)) и формированием железистых кварцитов (Rb-Sr-возраст 1150 ± 78 млн лет (Котляр и др., 2001)), галька которых встречается в рифейских конгломератах (Горячев и др., 2017).

Рис. 3. Тектоно-минерагеническая схема Омолонского террейна (по работе (Гагиева и Жуланова, 2011), с упрощениями и дополнениями):

1 - дорифейский кристаллический фундамент; 2 - рифейско-среднеюрский и верхнеюрско-меловой структурный ярусы; 3-5 - вулканогенные пояса (3 - Кедон- ский, 4 - Охотско-Чукотский и Олойский); 5 - террейны складчатого обрамления (КН - Куларо-Нерский, ВЛ - Вилигинский, ЕР - Еропольский; 6 - гранитоиды; 7 - разломы; 8-13 - месторождения и рудопроявления различных геолого-генетических типов: 8 - железистые кварциты; 9 - железорудные скарны; 10 - медно-, золото- и мо- либден-порфировые; 11 - серебро-полиметаллические; 12 - золото-серебряные; 13 - золото-редкометалльные; 1-15 - месторождения и проявления, упомянутые в тексте и таблицах: 1 - Кубака; 2 - Биркачан; 3 - Ольча; 4 - Бургали; 5 - Елочка; 6 - Нодди; 7 - Табор; 8 - Орлиное; 9 - Скарновое; 10 - Верхне-Омолонское; 11 - Хрустальное; 12 - Медь-Гора; 13 - Мастах; 14 - Седое; 15 - Вулкан; 16 - Ягодное

Чехол ОМ слагают шельфовые терригенно-карбонатные толщи рифея - нижнего палеозоя и вулканогенно-терригенно-карбонатные отложения, сформированные в интервале с верхнего палеозоя по ранний мезозой. Его специфика - присутствие нижнекембрийского рифтогенного вулканогенно-терригенного комплекса, включающего в себя субщелочные базиты. Аналогичные образования известны также и на ПК, где они характеризуются К-Аг-возрастом 546 ± 26 млн лет (Геодинамика..., 2001). Индикатором стабильной плитной обстановки, существовавшей на ОМ в интервале от позднего кембрия до силура, стали крупные интрузии сиенитов с абсолютным ИЬ-8г-возрастом 537 ± 27 млн лет (Горячев и др., 2017). Коллизионными гранитоидами (ИЬ-8г-возраст - от 420 ± 14 млн до 425 ± 160 млн лет (Горячев и др., 2017)) сложены крупные батолитоподобные массивы. Известковощелочные магматические ассоциации надсубдукционного КВП формировались в период от раннего девона (и-Рb-возраст вулканитов из основания которого составляет 400,5 ± 4,4 млн лет (Гагиева и Жуланова, 2011)) до раннего карбона (ИЬ- 8г-возраст гранитоидов - 321 ± 8 млн лет (Горячев и др., 2017)). Позднемезозойские надсубдукционные комплексы ОВП и ОЧВП местами далеко проникают в пределы ОМ (Конгинская зона). Позднемезозойские щелочные габброиды и сиениты имеют рифтогенную природу (Дылевский, 1997).

Строение дорифейского фундамента ОМ определяют моноклинали; локально реконструируются гранито-гнейсовые купола (Шевченко, 2006). По геофизическим данным все основные неоднородности его внутреннего строения имеют вертикальные или крутопадающие ограничения (Ващилов и др., 1999). Породы рифейско-среднеюрского чехла образуют пологие моноклинали и брахисинклинали. Вулканиты КВП слагают разнопорядковые отрицательные и положительные вулканоструктуры диаметром 10-30 км. Деформационную структуру определяют крутопадающие разломы взбросо-сдвиговой кинематики. К примеру, Верхне-Омолонский глубинный разлом образован крутопадающими (30-75°) взбросами, образующими зону протяженностью более 100 км и шириной до 15 км; суммарная амплитуда вертикального перемещения по ним достигает 2 км (Терехов, 1979). Знак вертикальных движений по разлому неоднократно менялся на различных этапах геодинамической эволюции; помимо этого, присутствовали левосторонние сдвиговые перемещения. Взбросы и надвиги известны также в южной и западной частях ОМ, где по ним пермские толщи надвинуты на отложения мезозоя. Другие разломы северо-восточного простирания представляют собой крутопадающие сбросы и сдвиги.

Тектонофизические исследования на ОМ не проводились, поэтому постараемся реконструировать его деформационную историю по косвенным данным и сопоставить ее с геодинамическими обстановками. Всего выделяются пять этапов: дорифейский, рифей-раннепалеозойский, среднепалеозойский, позднепалеозойско-мезозойский, позднемезозойский. На дорифейский этап приходятся становление и консолидация кристаллического фундамента в результате гранитизации исходного субстрата (Жуланова, 1990). Аккреция ОМ к окраине САК в позднем палеопротерозое (Смелов и Тимофеев, 2003) сопровождалась динамометаморфизмом (Гагиева, 2011). Индикаторами раннепалеозойского рифтогенеза стали субщелочные базиты и сиениты. Обратим внимание на ИЬ-8г-датировки галек риолитов из базального горизонта в основании нижнекембрийской сезамской свиты - 1,04 млрд и 1,43 млрд лет (Пепеляев, 1974). Единственные известные на СВ кислые вулканиты такого возраста располагаются на ПК, что подтверждает общность ОМ и ПК в кембрийское время. Внутриплитные процессы на ПК и ОМ могли быть связаны с раннекембрийским рифтогенезом на границе САК и Северо-Американского кратона (Khudoley et al., 2013; Kiselev et al., 2016). В силуре коллизия ОМ с другими жесткими глыбами при закрытии океана Япетус (Горячев и др., 2017) сопровождалась сжатием, формированием гранитоидов и золото-редкометалльных жил (Горячев и др., 2017). Среднепалеозойский этап характеризовался субдукционным сжатием, связанным с КВП. Релаксация субдукционного стресса привела к растяжению с кальдерообразованием и формированием порфировой и эпитермальной минерализации. Позднепалеозойско-мезозойский этап характеризовался обстановкой растяжения и «рассеянного рифтогенеза» (Булгакова, 1991). Его завершающей фазой стало формирование интрузий раннемеловых щелочных габброидов, сиенитов и гранитов. Аккреционно-коллизионные события на рубеже поздней юры - раннего мела привели к развороту ОМ по часовой стрелке (Петрищевский, 2015) и его косой коллизии с ПК (Горячев, 1998; Протопопов, 1997; Шпикерман, 1998). Очередной этап субдукционного сжатия, начавшийся на северо-восточной окраине террейна в поздней юре с формированием ОВП (Геодинамика..., 2006), сменился растяжением в тылу ОЧВП, сопровождавшимся формированием трансформных расколов фундамента (так называемых зон тектоно-магматической активизации (ТМА)), по работе (Кузнецов, 2006)).

Характер тектонических деформаций, как и состав вещественных комплексов отражают стабильную, консолидированную структуру террейна, сформировавшуюся к началу рифея. Сменявшие друг друга эпохи сжатия и растяжения при этом не приводили к существенным деформациям, изменявшим структурный рисунок; они лишь способствовали формированию субвертикальных расколов кристаллического фундамента, иногда глубоко проникавших вглубь массива.

Вещественные комплексы ОМ вмещают главным образом жильно-прожилковое оруденение (рис. 3, табл. 1). Наиболее многочисленны и изучены золоторудные месторождения и проявления, сформировавшиеся в две металлогенические эпохи: средне-позднепалеозойскую и позднемезозойскую.

Палеозойские эпитермальные золото-серебряные месторождения и рудопрояв- ления сгруппированы в два рудных района (Кубакинский, Кедонский) и один изолированный рудный узел (Хебикенджинский). Достаточно полно охарактеризованы в литературе, посвященной месторождениям Кубака (Степанов и Шишакова, 1994; Черняев и Черняева, 2001) и Ольча (Савва и Шахтыров, 2011; Шахтыров, 1996). Рудные тела представлены крутопадающими адуляр-карбонат-кварцевыми жилами, которые по вертикали сменяются жильно-прожилковыми зонами. Возраст руд позднекарбоновый, на что указывают многочисленные Rb-Sr- и К-Ar-датировки, а также геологические данные (Котляр, 2000; Черняев и Черняева, 2001).

Палеозойская мезотермальная золото-редкометалльная минерализация образует Рассошинский рудный район, Абкитский, Джугаджакский и Ольдянинский рудные узлы. Рудопроявления Нодди, Джугаджак, Гриша и Пробное (Горячев и др., 2017) располагаются в эндоконтактовой зоне гранитоидных плутонов анмандыканского и абкитского комплексов. Они представлены крутопадающими жилами и прожилково-жильными зонами сульфидно-карбонат-кварцевого состава. С золото-редкометалльной минерализацией пространственно совмещена докембрийская золото-кварцевая минерализация с абсолютным Rb-Sr-возрастом 1148 ± 23 млн лет (Константинов и др., 2001). Некоторые месторождения и рудопроявления золота сопровождаются его россыпями.

Медно-порфировые рудопроявления, связанные с палеозойскими гранитоидами, руппируются в четыре рудных узла: Ягоднинский, Авландинский, Захаренковский и Хрустальный. В Ягоднинском рудном узле к интрузиям гранит-порфиров и риолитов приурочены зоны кварцевых и сульфидно-кварцевых прожилков с медной минерализацией (Кораго и Лычагин, 1977). В Авландинском узле с дайками и штоками кварцевых диоритовых порфиритов ассоциируют зонально построенные ореолы пропилитов и аргиллизитов со вкрапленностью пирита, халькопирита, молибденита. Иногда они вмещают крутопадающие жилы и прожилки сульфидно-карбонатно-кварцевого состава с пиритом, халькопиритом, сфалеритом, галенитом, аргентитом. С меденосным штокверком ассоциируют золотоносные сульфидно-кварцевые жилы рудопроявления «Орлиное». На рудопроявлении Хрустальное штокверк с медно-молибденовой минерализацией вмещается гранитоидами и гнейсами.

С раннемеловыми интрузиями ОВП связана медно-порфировая минерализация Бургачанского рудного района. Здесь в экзоконтакте гранитоидного массива локализованы медные рудопроявления прожилково-вкрапленного и скарнового (Медь-Гора) и жильного (Мастах) типов (Кузнецов, 2005).

Многочисленные серебро-полиметаллические рудопроявления сосредоточены в пределах Конгинской зоны ОЧВП, которая рассекает ОМ в меридиональном направлении (Кузнецов, 2006). Они контролируются субвертикальными разломами, ассоциируют с меловыми гранитоидами и представлены сульфидно-карбонатными жилами и прожилками («Вулкан»), а также оруденелыми скарнами («Седое»). В ордовикских известняках крайне редко наблюдается тонкая вкрапленность галенита и клейофана, которая в работе (Савва и Ведерников, 1989) относится к стратиформному полиметаллическому типу.

По данным работы (Шпикерман, 1998), во всех выступах дорифейского кристаллического фундамента ОМ присутствуют железистые кварциты. Наиболее изучено Верхне-Омолонское рудопроявление (Фадеев, 1975). Оно объединяет около 20 крутопадающих тел, залегающих среди плагиогнейсов и амфиболитов. Основная залежь протягивается на 3,5 км при мощности 80-250 м. Генезис оруденения метасоматический (Жуланова, 1990). Яb-8г-возраст железистых кварцитов 1150 ± 78 млн лет (Котляр и др., 2001). Дорифейский возраст подтверждается присутствием гальки магнетитовых кварцитов в рифейских конгломератах (Горячев и др., 2017).

3. Обсуждение результатов

В табл. 1 резюмированы сведения о структуре и морфологии рудных тел месторождений и проявлений ПК и ОМ. Хорошо видны различия между этими двумя региональными структурами: для ПК типичны пологие рудовмещающие структуры (рис. 4) и широко развито стратиформное оруденение; в ОМ, наоборот, развиты исключительно крутопадающие структуры (рис. 5), местами значительной вертикальной протяженности, а стратиформное оруденение редуцировано. Объяснить это, по нашему мнению, можно принципиальными различиями тектонической структуры и геодинамической природы этих террейнов.

Рис. 4. Морфология и условия залегания рудного тела рудопроявления «Сохатиное» (ПК), по работе (Протопопов, 1994), с упрощениями: 1 - четвертичные аллювиальные отложения; 2 и 3 - сохатинская толща нижнего протерозоя: 2 - полевошпат-мусковит-кварцевые сланцы средней подтолщи, 3 - эпидот-альбит- полевошпатовые сланцы верхней подтолщи; 4 - надвиги; 5 - рудное тело; 6 - скважины

морфология рудопроводящий террейн омолонский приколымский

В пределах ПК в среднем рифее образовались пластовые железные руды; со средне-позднерифейским рифтогенезом связано формирование здесь медистых песчаников. Ассоциировавшее с позднерифейско-раннепалеозойской аккрецией оруденение (золото-кварцевое и метаморфогенное) было сэродировано и послужило источником золотосодержащих конгломератов девона и верхней юры, а также шлиховых ореолов шеелита. Среди среднепалеозойских карбонатных толщ в ходе рифтогенеза формировались стратиформные Рb-7п-руды. С островодужными известково-щелочными магматическими ассоциациями пояса УЯВП связаны медно-порфировые, РЬ-7п- и Аи-Ад-рудопроявления. Наиболее многочисленные месторождения и рудопроявления золото-редкометалльного типа принадлежат синаккреционному Яно-Колымскому металлогеническому мегапоясу.

Коллизионно-аккреционная природа структуры ПК позволяет рассматривать его в качестве близкого аналога складчато-надвиговых поясов, таких как Енисейский кряж или Кыллахская и Сетте-Дабанская зоны Верхоянского пояса, с которыми оно вполне сопоставимо и по пространственным параметрам, и по составу и возрасту слагающих комплексов и геологической истории (Крылов и Лиханов, 2017; Ножкин и др., 2013; Тектоника..., 2001). Подобно им, металлогения Приколымья также характеризуется широким развитием и стратиформного, и жильно- прожилкового оруденения различных металлов, приуроченного к различным этапам геологического развития.

Металлогеническая эволюция ОМ началась на рубеже архея и протерозоя, когда в связи с гранитизацией формировались залежи железистых кварцитов. С этими же процессами было связано формирование проблематичной золото-кварцевой минерализации. Среднепалеозойские тектогенез и гранитоидный магматизм привели к образованию золото-редкометального оруденения, а субдукционные вулкано-плутонические процессы продуцировали медно-порфировую и генетически связанные с ней полиметаллическую, молибденовую и скарново-железорудную минерализацию, а также многочисленные эпитермальные золото-серебряные месторождения и рудопроявления. В позднем мезозое в ходе нового цикла окраинно-континентального магматизма на северо-восточной и юго-восточной окраинах ОМ сформировалась новая генерация золото-серебряных, серебро-полиметаллических и медно-порфировых руд.

Рис. 5. Схематический геологический разрез месторождения Биркачан, Омолонский террейн (по Егорову (2009), не опубликовано), с изменениями и дополнениями): 1 - рыхлые четвертичные озерно-аллювиальные отложения; 2 и 3 - вулканиты кедонской серии: 2 - игнимбриты, туфы риодацитов, туффиты гурниской толщи; 3 - лавы и туфы андезитов кубакинской толщи; 4 - дайки риолитов кедонского комплекса; 5 - разломы; 6 - жилы; 7 - зоны прожилкования; 8 - контур карьера; 9 - скважины

Таблица 2

Изменение плотностной неоднородности земной коры с глубиной по данным гравиметрической томографии (Ващилов, 1993)

Глубинное строение террейнов хорошо иллюстрируются гравиметрическими данными (табл. 2). До глубины 20 км ПК характеризуется намного большей неоднородностью плотности пород, нежели ОМ, причем особенно четкие различия наблюдаются на самом верхнем (мощностью 10 км) срезе, где строение ПК определяют умеренно высокоплотные комплексы (нижнепротерозойская базит-гипербазитовая ассоциация), а ОМ, наоборот, сложен низкоплотными гранитизированными архейскими комплексами.

Особенностями тектоники ОМ обусловлены специфические структурные условия магматизма и рудогенеза. Ранняя консолидация привела, с одной стороны, к сужению спектра магматических ассоциаций (представлены в основном салические), типов разломов (преобладают крутопадающие) и геолого-генетических типов минерализации (отсутствует золотокварцевое и стратиформное оруденение), а с другой - к более высокой концентрированности магматизма (гранитоидные батолиты) и оруденения (крупные золото-серебряные месторождения). Этой же причиной обусловлено формирование сквозных крупных расколов фундамента, по которым наложенные тектоно-магматические процессы проникали далеко в глубь массива (Кузнецов, 2006), формируя объекты с концентрированным оруденением.

Консолидированный характер дорифейского фундамента ОМ сделал невозможным формирование структур, вмещающих орогенные золото-кварцевые месторождения. К ним относятся так называемые структуры латерального выжимания и сменяющие их в пространстве геодинамические убежища (Корольков, 2007) (или сдвиговые дуплексы растяжения - по работе (Знаменский и Знаменская, 2011)). Этим объясняется практически полное отсутствие на ОМ золото-кварцевых объектов. В терминах представленной в работе (Корольков, 2007) модели связанное с аккреционно-коллизионными процессами мезотермальное оруденение могло здесь развиваться только по типу «внутриплитных орогенов», т.е. В соответствии с представленной в работе (Groves et al., 2003) моделью, в тыловой зоне орогенного пояса. Вероятно, именно так формировались золото-редкометалльные рудопроявления ОМ. Отсутствие золото-кварцевых месторождений на ПК объясняется иными причинами, а именно: удаленностью террейна от фронта коллизионных событий и блоков-инденторов. Это обусловило слабую степень тектонического сжатия, которое к тому же имело тангенциальный (а не фронтальный, как это необходимо для формирования структур латерального выжимания) характер (Протопопов, 1997).

Существование в пределах докембрийских консолидированных структур глубинных рудоконтролирующих разломов значительной (более 100 км) вертикальной протяженности (Малышев и др., 2004), с учетом последних данных по распределению гипоцентров землетрясений (Вадковский, 2012), представляется вполне вероятным. Сейсмические данные показывают также, что в консолидированной коре существует отчетливая флюидно-тектоническая зональность (Кузин, 2018). Миграция флюида происходит по «сквозным» субвертикальным зонам; ее природа и механизм возникновения с петрологических и физико-химических позиций рассмотрен в работах (Летников, 2001; Жатнуев, 2016). В этом заключается принципиальное отличие Омолонского террейна от Приколымского - в последнем мобильная геологическая структура с преобладанием пологих надвигов способствовала последовательному усилению неоднородности состава литосферы и многократной реювенации рудного вещества. Объясняется это механизмом образования рудоносных гидротерм в зонах глубинных разломов, основанным на разности давлений между их стволовыми частями и оперяющими трещинами - с одной стороны, и пластовым давлением - с другой (Кушнарев, 1982). Это приводит к притоку минерализованного флюида из вмещающих пород (Борисов, 2000).

Рудоконцентрирование на ПК при таком сценарии уступало место диссипации, а формирование богатого оруденения было маловероятно (Абрамович, 1998). Оговоримся, что такая диссипация отнюдь не противоречит «первому закону рудообразования» Л.Н. Овчинникова: рудообразование есть переход металлов от рассеяния к концентрации (Овчинников, 1986), т.е. минерализация в отсутствие магистральной рудоконтролирующей структуры концентрируется на множестве «частных» структурных и литологических (надвиговые пластины) барьеров, формируя разрозненные скопления металлов. Каждое из них в отдельности может иметь высокий кларк концентрации, однако в сколь-нибудь значимом объеме геологического пространства средние содержания полезного компонента оказываются низкими. При консолидированном характере субстрата приток минерализованного флюида из вмещающих пород минимален, и энергия флюидного потока расходуется незначительно, что благоприятствует формированию концентрированной минерализации. Такой сценарий реализован в крупных рудоконтролирующих разломах ОМ. При этом крупные рудоконцентрации могут располагаться на значительном удалении от магистральных структур, как отмечается в работе (Борисов, 2000), по гидродинамическим причинам, что и наблюдается в действительности. В работе (Абрамович и Клушин, 1987) предполагается, что в условиях высокой вариативности температур и давлений, которая является следствием частых структурных подвижек, могут формироваться лишь мелкие и бедные месторождения; а для формирования крупных и богатых объектов необходима стабильность геодинамического режима. Данная модель подкрепляется результатами изучения динамики флюидных систем (Cox, 2002). Частое, повторяющееся на протяжении значительного отрезка времени нагнетание флюида приводит к многочисленным сейсмическим событиям малой магнитуды и формированию множества мелких трещин сдвиговой кинематики. Это сопровождается медленным продвижением фронта трещиноватости и столь же медленным отложением малых порций руд. Напротив, при эпизодическом быстром поступлении больших порций флюида в породы с низкой проницаемостью не только образуются крупные разрывы, но и быстро нарушается химическое равновесие в системе флюид - порода, что приводит к быстрому формированию рудных концентраций. Гидротермальные рудные месторождения - результат взаимодействия двух сред (Черезов, 1988): подвижной (рудообразующие растворы) и неподвижной (геологическое пространство). В основе их взаимодействия лежит проницаемость деформированных в той или иной степени горных пород, формирующаяся в результате тектогенеза и приводящая к рудолокализации. Тектонофизические исследования Березовского золоторудного поля показали, что промышленная минерализация локализуется преимущественно в зонах с невысокой общей проницаемостью пород, где флюид концентрируется в немногочисленных магистральных каналах (Сомов и др., 2010).

С рассматриваемых позиций в качестве аналога ОМ, с определенными допущениями, можно рассматривать Центрально-Алданский супетеррейн (ЦАСТ) Алданского щита, сложенный гранулитами и гнейсами с абсолютными возрастами по и-Рb-датировкам 3,57-2,14 млрд лет (Тектоника..., 2001). В строении ЦАСТ, аналогично ОМ, выделяются архейско-раннепротерозойский кристаллический фундамент, рифейско-нижнепалеозойский чехол и мезозойский орогенный комплекс (Максимов и Угрюмов, 1966). Строение фундамента характеризуется широким развитием гранито-гнейсовых куполов (Тектоника., 2001). Отложения чехла имеют незначительную мощность (до 700 м), а с красноцветными осадками орогенного комплекса тесно ассоциируют щелочные интрузии (Билибина и др., 1976). Разломы представлены взбросами, сбросами и сдвигами (ОозЬко е1: а1., 2014); наиболее крупные из них имеют мантийное заложение (Шевченко и др., 2011) и контролируют размещение интрузий, а также ассоциирующей с ними рудной минерализации (Хомич и Борискина, 2009). В металлогеническом развитии ЦАСТ четко выделяются два этапа: раннедокембрийский и позднемезозойский (Пономарчук и др., 2015). В архейско-раннепротерозойскую эпоху сформировались месторождения железистых кварцитов и карбонатиты с апатит-редкоземельной минерализацией. Золотое оруденение образовалось на позднемезозойском этапе (Бойцов и др., 2010) и тесно ассоциирует с щелочными интрузиями. Оно отличается значительным своеобразием состава руд, однако его геолого-генетическая типизация определена (Бойцов, 2006; Добровольская и др., 2016; Кочетков, 2006а; 2006Ь): минерализация образует ряд от золото-медно-порфирового (месторождения Рябиновое и Лебединское), золото-скарнового (Лебединское, Самолазовское) до эпитермального золото-серебряного адуляр-кварцевого (Куранахское, Подголечное). Специфика металлогении ЦАСТ - не имеющее аналогов золото-молибден-урановое оруденение «эльконского» типа (Элькон, Лунное; см. (Горошко и др., 2006)).

Аналогии между ЦАСТ и ОМ объясняются тесной вовлеченностью этих древних кристаллических структур в тектоно-магматические процессы, вызванные формированием орогенных (Монголо-Охотского и Верхояно-Чукотского) и наложенных вулканогенных (Станового, ОЧВП, ОВП и КВП) поясов и связанных с ними порфировым и эпитермальным оруденением. Различия определяются масштабами структур и их тектонической позицией. Центрально-Алданский супертеррейн на протяжении всей постархейской истории геологического развития оставался целостной стабильной структурой несмотря на активные тектоно-магматические процессы на смежных окраинах САК. В отличие от ЦАСТ, Омолонский массив был тесно вовлечен во все аккреционно-коллизионные и рифтогенные процессы на восточной окраине кратона, что привело к существенному нарушению структуры докембрийского фундамента.

Заключение

Тектоническая структура и геодинамическая природа ПК и ОМ принципиально различны. ПК представляет собой составной террейн надвигового строения, которое формировалось на всем протяжении его геологической истории начиная с раннего протерозоя. Эпизоды сжатия, сопровождавшиеся складко- и надвигообразованием, разделялись длительными эпохами медленного растяжения («рассеянный рифтогенез», по работе (Булгакова, 1991)). Напротив, ОМ представляет собой жесткую структуру, консолидированную уже к началу рифея. На протяжении всей дальнейшей геологической летописи он сохранял свое внутреннее строение. Многочисленные эпохи сжатия и растяжения на протяжении фанерозоя существенно не изменили структурный рисунок ОМ и лишь способствовали формированию субвертикальных расколов кристаллического фундамента. С учетом этого важнейший фактор металлогении докембрийских террейнов - наличие консолидированного дорифейского кристаллического фундамента.

Последний определяет:

1) стиль разломной тектоники (преобладание пологих либо крутопадающих разломов),

2) глубину проникновения рудоподводящих разломов,

3) морфологию и условия залегания рудных тел. Подвижность, либо наоборот, стабильность региональной структуры влияют также на число этапов рудогенеза, их интенсивность (накопление руд в ходе одного крупного этапа либо последовательная концентрация/диссипация в ходе многократных возобновлявшихся рудообразующих событий) и набор геолого-генетических типов минерализации.

Литература

1. Абрамович, И.И., 1998. Геодинамика и мантийные корни рудных формаций. Геокарт, Москва. Абрамович, И.И., Клушин, И. Г., 1987. Геодинамика и металлогения складчатых областей. Недра, Ленинград.

2. Беус, В.А., Миледин, А.К., 1990. Новые данные о возрасте метаморфического комплекса Приколымского поднятия. Доклады Академии наук СССР 311(2), 925-928.

3. Бибикова, Е.В., 1989. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов. Наука, Москва.

4. Бибикова, Е.В., Макаров, В.А., Грачева, Т.В., Сеславинский, Т.Б., 1978. Возраст древнейших пород Омолонского массива. Доклады Академии наук СССР 241 (2), 434-436.

5. Билибина, Т.В., Дашкова, А.Д., Донаков, В.И., 1976. Геологические формации и металлогения Алданского щита, Недра, Ленинград.

6. Бойцов, В.Е., 2006. Золоторудные и золото-урановые месторождения Центрального Алдана, в: Крупные и суперкрупные месторождения рудных полезных ископаемых 2. ИГЕМ РАН, Москва, 215-240.

7. Бойцов, В.Е., Верчеба, А.А., Пилипенко, Г.Н., Жданов, А.В., 2010. Металлогеническое районирование Центрально-Алданского рудного района Республики Саха (Якутия). Известия Высших учебных заведений. Геология и разведка 5, 23-32.

8. Борисов, М.В., 2000. Геохимические и термодинамические модели жильного гидротермального рудообразования. Научный мир, Москва.

9. Булгакова, М.Д., 1991. Ранний-средний палеозой Северо-Востока СССР (седиментологический анализ). ЯНЦ СО АН СССР, Якутск.

10. Вадковский, В.И., 2012. Субвертикальные скопления гипоцентров землетрясений - «сейсмические гвозди». Вестник отделения наук о Земле РАН 4, N21001.

11. Ващилов, Ю.Я., 1993. Глубинная структура, геодинамика и геокинематика Северо-Востока России, в: Структура и геокинематика литосферы Востока России, СВКНИИ ДВО РАН, Магадан, 19-43.

12. Ващилов, Ю.Я., Кабак, И.Б., Котляр, И.Н., Сахно, О.В., Зимникова, Т.П., Гайдай, Н.К., Цветкова, Л.Н., 1999. Особенности глубинного строения и вещественного состава пород некоторых золоторудных проявлений и месторождений Омолонского массива, в: Глубинная тектоника и вопросы сейсмологии, металлогении, нефтегазоносности Востока России. СВКНИИ ДВО РАН, Магадан, 103-143.

13. Вольфсон, Ф.И., Яковлев, П. Д., 1975. Структуры рудных полей и месторождений. Учебник. Недра, Москва.

14. Гагиева, А.М., 2011. Интрузивный базитовый магматизм в позднедокембрийской истории Омолонского массива. Вестник СВНЦ ДВО РАН 3, 18-28.

15. Гагиева, А.М., Жуланова, И.Л., 2011. Геохронометрия среднепалеозойских вулканитов Омолонского массива: сопоставление К-Аг, ЯЬ-8г, и-РЬ данных геологическая интерпретация (Северо-Восток Азии). Тихоокеанская геология 3(30), 3-19.