Алдано-Становой щит. Геологическое строение, развитие и изучение

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

РЕФЕРАТ

В данной работе подробно описан Алдано-Становой щит и история его изучения, дана краткая характеристика региона, подробно изложено тектоническое строение и геологическое развитие.

Цель работы - наиболее полное описание тектонического строения и геологического развития Алдано-Станового щита.



ВВЕДЕНИЕ

Алдано-Становой щит является крупнейшим выступом нижнедокембрийского кристаллического фундамента Сибирской платформы (рисунок 1). На юге он граничит с Монголо-Охотской складчатой системой, входящей в состав планетарных структур Центрально-Азиатского и Тихоокеанского подвижных поясов, на западе окаймлен рифейскими и раннепротерозойскими структурами Байкальской складчатой области.

Рисунок 1 - Схема расположения основных структурных элементов Сибирской платформы



Щит располагается к северу от осевой линии Станового хребта -- главного водораздела бассейна рек Северного Ледовитого и Тихого океанов. Его ограничивают координаты 56--60° с. ш. и 117--138° в. д.

С трех сторон он обрамлен разломами: на западе это меридиональный Жуинский разлом - правый сдвиг, отделяющий Алдано-Становой щит от Байкало-Патомского «залива» Урало-Охотского пояса, на юге - Северо-Тукурингрский (Южно-Становой) разлом, по которому щит надвинут на Монголо-Охотский сегмент этого пояса, и на северо-востоке - Нельканский разлом, отделяющий щит от южного окончания Верхоянской складчатой системы. На севере щит плавно погружается под вендско-кембрийские отложения низов платформенного чехла.

Алдано-Становой щит сложен главным образом архейскими комплексами и характеризуется широким распространением горных пород гранулитовой фации метаморфизма. Нижнепротерозойские отложения, знаменующие переход к платформенному режиму, развиты лишь в глубоких прогибах (Кодаро-Удоканском и Улканском) в краевых частях щита. В его составе выделяют Алданский мегаблок, включающий Алданскую гранулит-гнейсовую область, Олёкминскую и Батомгскую гранит-зеленокаменные области, а также Становой геоблок; последний характеризуется интенсивной тектоно-термальной переработкой гранулитовых комплексов, имевшей место в конце ран. протерозоя, развитием крупных габбро-анортозитовых плутонов, а также интенсивным проявлением мезозойской тектономагматической активизации [5].



1. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РЕГИОНА

магматизм метаморфизм уран медь

Рельеф.

Алдано-Становой щит занимает почти всю площадь Южной Якутии. Рельеф здесь довольно сложен, он включает высокие горные хребты, плато, плоскогорья и низменности, расчлененные речными долинами. Абсолютные высоты колеблются от 150 м (в долине Алдана близ устья р. Май) до 2412 м (голец в восточной части Станового хребта).

Наиболее высокие горы располагаются в южной и юго-восточной частях территории. Здесь преобладают отметки от 800 до 1500 м над уровнем моря. Для северной окраины района характерен пологоволнистый или пологоступенчатый рельеф плато и плоскогорий с абсолютными высотами от 400 до 650 м. Основные элементы рельефа Южной Якутии вытянуты в субширотном или в северо-восточном, направлении.

На значительном протяжении административная граница Якутии проходит по осевой линии Станового хребта. Таким образом, в пределах Алданского щита располагается лишь его северный склон.

Участок Станового хребта от вершины Алдана до горы Типтур представляет собой совокупность неправильно очерченных в плане массивов и гряд со средними высотами 1300--1500 м. Чаще всего они образуют две, а местами три более или менее параллельные друг другу цепи. Эту часть Станового хребта нередко называют Южно-Алданским хребтом. Наибольшие высоты (2041 м) приурочены здесь к одному из участков северной цепи -- кряжу Зверева, характеризующемуся весьма резко расчлененным рельефом [1].

Далее к востоку от горы Типтур до р. Алгамы на протяжении почти 300 км Становой хребет в рельефе выражен плохо. Здесь нет значительных горных поднятий, если не считать невысоких хребтиков и нескольких гольцовых массивов, из которых только три превышают отметку 1400 м.

За р. Алгамой на продолжении Амуро-Ленского водораздела к востоку протягивается крупный, четко выраженный в рельефе массив длиной около 100 км и высотой до 2412 м, имеющий местное название Токийского Становика. Его принято считать восточным окончанием Станового хребта. Токийский Становик характеризуется альпинотипным рельефом, обусловленным глубоким расчленением и наложением свежих ледниковых форм [1].

Целесообразно разделение территории Алданского нагорья по характеру рельефа на две части -- западную и восточную. Западную часть (до р. Тимптона) он предлагает называть Алданским плоскогорьем, а восточную, более высокую и расчлененную -- Учуро-Майским нагорьем, или Тимптоно-Учурской горной страной.

В основу орографической схемы Алданского нагорья положены представления Ю. К. Дзевановского, дополненные и уточненные работами В. Н. Щукина и Т. Т. Могулевой, И. Ю. Долгушина, Д. А. Тимофеева, Б. А Корнилова и др. [1].

Западная часть Алданского нагорья представляет собой плоскогорье, характеризующееся преобладанием пологоволнистых поверхностей с абсолютными высотами 800--1100 м. Глубина эрозионного вреза наиболее крупных рек достигает здесь 200--600 м. Водоразделы широкие, пологоволнистые. Над относительно выровненной поверхностью плоскогорья резко возвышаются куполовидные вершины хребтов Западные Янги и Верхне-Амгинского. Не менее отчетливо в рельефе выделяются Центрально-Алданский и Эльконский горные массивы. Абсолютные высоты отдельных вершин здесь достигают 1600--1700 м.

К югу от горных цепей в бассейне рек Чульмана и Тунгурча, на территории, сложенной юрскими песчано-глинистыми толщами, плоскогорье характеризуется несколько другими формами рельефа. Здесь наблюдаются плоские водоразделы с крутыми ступенчатыми склонами.

Абсолютная высота водоразделов 950--1200 м, глубина эрозионного вреза 300--350 м.

К востоку от долины Тимптона Алданское нагорье имеет более сложное строение. Над участками сильно расчлененного (особенно по периферии) нагорья здесь поднимается целая система крупных горных хребтов и цепей. Крупнейшим из них является хребет Суннагин (Алдано-Учурский), имеющий северо-восточное простирание. Средние абсолютные высоты хребта 1600--1800 м. Многие вершины превышают 2000 м, а одна достигает 2264 м. Длина хребта примерно 400 км, ширина обычно колеблется около 50--70 км. Его северная граница, примыкающая к Лено-Алданскому плато, обрывистая в виде эскарпа, южная, западная и восточная -- менее резкие.

Плато охватывает обширную площадь, сложенную карбонатными породами кембрия, местами перекрытыми песчаниками юрского возраста. Рельеф плато характеризуется преобладанием плоских, слегка округлых или ступенчатых водораздельных пространств, разделенных речными долинами, на западе преимущественно глубокими и крутосклонными, а на востоке -- сравнительно широкими и пологими. Абсолютные высоты плато варьируют от 500 до 700 м, относительные обычно составляют 100--150 м, а местами - 200--300 м [1].

1.1 История геологического изучения территории

В истории геологического изучения территории Алдано-Станового щита можно выделить три основных периода, различающихся по характеру и направлению геологических исследований.

Первый период (1643--1923 гг.) характеризуется маршрутными географическими и отчасти геологическими исследованиями и поисками месторождений полезных ископаемых. Он начинается с походов Василия Пояркова, Ерофея Хабарова и др. и кончается географическими и геологическими изысканиями экспедиционного характера, выполненными сотрудниками Горного департамента, Географического и Минералогического общества, Академии наук и Геологического комитета [1].

Второй период (1924--1950 гг.) знаменуется открытием россыпей золота, месторождений слюды-флогопита, каменного угля и других полезных ископаемых. В этот период наряду с региональными исследованиями резко усилились поисковые и разведочные работы, которые проводились не только центральными институтами и Геологическим комитетом, но и территориальными геологическими управлениями и промышленными предприятиями «Главзолото», «Союзслюда» и др. С этого времени в Алданском районе прокладываются первые наземные, водные и воздушные пути сообщения, а вместе с ними растут новые города и поселки.

Третий период (1951--1968 гг.)--это начало вовлечения территории в сферу промышленного освоения, период бурного роста слюдяной, угольной горнодобывающей промышленности. Он характеризуется широким развитием всех видов геологических исследований, выполняемых территориальными геологическими управлениями и институтами Министерства геологии СССР, предприятиями Министерства цветной металлургии, а также центральными институтами и филиалами Академии наук СССР [1].

Геологическое картирование в комплексе с аэромагнитными, наземными магнитометрическими, гравиметрическими и электрометрическими работами позволило детально изучить геологическое строение района, выявить площади для поисков новых месторождений полезных ископаемых и установить основные закономерности их размещения.

В настоящее время вся территория Алдано-Станового щита покрыта геологическими съемками среднего масштаба, а наиболее перспективные ее районы изучены более детально [1].



2 СТРУКТУРНО-ТЕКТОНИЧЕСКОЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ АЛДАНО-СТАНОВОГО ЩИТА

На территории Алдано-Станового щита выделяются Восточно-Алданский мегаблок и Становая область (Рисунок 2).

Алданский мегаблок субмеридиональными разломами подразделяется на три основных блока: Западный (Олекминский) и Восточный (Батомгский) представляют достаточно типичные гранит-зеленокаменные области, а находящийся между ними Центрально-Алданский является гранулит-гнейсовой областью [2].

Рисунок 2 - Алданская провинция (Олекминский, Алданский, Учурский и Батомгский террейны) и Становая провинция (Могочинский, Тындинский, Сутамский террейны и Джелтулакский складчатый пояс)



2.1 Алданский мегаблок

2.1.1 Олекминская гранит-зеленокаменная область

В наиболее изученной, Олекминской гранит-зеленокаменной области, возраст зеленокаменных поясов, простирающихся в меридиональном направлении, позднеархейский. В структурном отношении они представляют троги, ограниченные разломами, возникшими, очевидно, на заключительной стадии их развития. В одних из этих поясов выполнение в основном вулканическое, коматиит-толеитовое и известково-щелочное с участием силлов ультрамафитов и габбро-норитов, в других ЗКП преобладают метаосадочные породы - граувакки, пелиты, карбонаты и железистые кварциты. Среди гранитоидов на поверхности решительно преобладают натрово-калиевые граниты, образованные в позднем архее, вероятно, одновременно с окончанием развития ЗКП; их возраст 2,75 млрд лет. Но среди этих гранитов имеются выступы и более древних, среднеархейских - 3,2-3,0 млрд лет - образований - диорит-тоналитов и монцодиоритов. Тот же возраст имеют гранулиты, развитые на юге блока, и толеит-коматиитовые породы низов разреза самих ЗКП. Метаморфизованы олекминские ЗКП в условиях амфиболитовой фации с появлением мигматитов в их краевых частях. На юге и в центральной части блока степень метаморфизма повышается до гранулитового, появляются чарнокиты и эндербиты [2].

2.1.2 Восточно-Алданская гранулит-гнейсовая область

Восточно-Алданский блок на востоке граничит с Батомгской гранит-зеленокаменной областью, а на севере перекрыт рифейским платформенным чехлом. На описываемой территории в Восточно-Алданском блоке выделяются три подзоны: Тырканская, Идюмо-Хайканская и Туксанийская.

Наиболее древняя - Тырканская подзона, сложенная иенгрской серией нижнего архея. В составе серии - гранат-биотитовые гнейсы и плагиогнейсы с прослоями известково-силикатных пород, кварцитов, силлиманит- и кордиеритсодержащих, гиперстеновых гиперстен-диопсидовых и гиперстен-диопсид-амфиболовых плагиогнейсов.

Интрузии представлены чарнокитами, эндербитами и гнейсовидными плагиогранитами, слагающими ядерные части гранито-гнейсовых куполов. В Идюмо-Хайканской и Туксанийской подзонах обнажены метаморфиты более молодых тимптонской и джелтулинской серий нижнего архея, представленные пироксеновыми, двупироксеновыми, роговообманково-пироксеновыми гнейсами и сланцами, гранатовыми и силлиманитовыми гнейсами, амфиболитами, пириболитами и мраморами. Метаморфиты прорваны мелкими силлами ультраосновных пород, раннеархейскими гнейсовидными и позднеархейскими аляскитовыми и лейкократовыми гранитами.

Дизъюнктивная тектоника архейских отложений представлена, преимущественно, ортогональной сетью разломов. Кроме того, в Идюмо-Хайканской зоне интенсивно проявлена диагональная сеть разломов. Эти структуры выделяются в гравитационном поле в виде ступеней, ограничивающих «тяжелые» блоки, сложенные карбонатно-базитовыми формация-ми.тимптонской и джелтулинской серий [3].

Морфология и вещественный состав разломов детально изучены в Тырканской подзоне. Это широкие, от 10 до 30-40 км, полосы сближенных субпараллельных, кулисообразных, нередко ветвящихся крутопадающих зон катаклаза, брекчирования, с признаками древнего заложения и неоднократного подновления.

По Sm-Nd датировкам, источником парагнейсов служили породы с возрастом 2,6-2,1 млрд лет, т.е. метаморфизм, возможно, происходил после 2,1 млрд. лет. Возраст окончания высокотемпературного метаморфизма ориентировочно оценивается по возрасту цирконов (Pb-Pb метод) из чарнокитов, составляющему 2,0-1,8 млрд. лет. Все даты, вероятно, сильно омоложены [3].

2.1.3 Батомгская гранит-зеленокаменная область

Батомгская гранит-зеленокаменная область занимает восточную часть Алдано-Станового щита. С юго-запада она ограничена Улканской зоной разломов, на юго-востоке - джугджурской ветвью Станового разлома, а на востоке - Нельканской зоной надвигов. Метаморфиты области расчленены на омнинский, батомгский и чумиканский комплексы. Каждый комплекс характеризуется не только спецификой разрезов, но и присущими ему магматическими образованиями, метаморфизмом и металлогенией [2].

Омнинский комплекс в нижней части представлен чередующимися биотитовыми, гранат-биотитовыми и роговообманково-клинопироксеновыми плагиогнейсами с пачками клинопироксен-роговообманковых кристаллических сланцев; в верхней его части, в отличие от нижней, присутствуют мраморы, диопсид-форстеритовые кальцифиры, карбонатсодержащие кристаллические сланцы и роговообманково-скаполитовые плагиогнейсы. Минеральные парагенезисы пород омнинского комплекса в основном соответствуют высокотемпературным условиям амфиболитовой фации. Среди них встречены кристаллические сланцы с двумя пироксенами и с буровато-зеленой обманкой, а также мигматизирующие их чарнокиты, что свидетельствует о достижении условий метаморфизма низов гранулитовой фации [2].

Батомгский комплекс включает метаморфиты одноименной серии, основные породы, кварцевые диориты и плагиограниты. Батомгская серия сложена однообразной толщей биотит-роговообманковых, роговообманково-клинопироксеновых, биотитовых, гранат-биотитовых плагиогнейсов и кристаллических сланцев, среди которых местами присутствуют мраморы и гранатовые амфиболиты. Метаморфизм комплекса соответствует амфиболитовой фации. Породы интенсивно мигматизированы и смяты в складки субмеридионального направления. По характеру разреза, магматизма и условиям метаморфизма батомгский комплекс близок к становому и олекминскому, с которыми он сопоставляется.

Чумиканский комплекс слагает тектонические клинья и блоки в одноименной тектони-ческой зоне СВ простирания шириной до 15 км в междуречье рек Учур и Маймакан. В нижней части комплекса установлены порфироиды и порфиритоиды с прослоями и линзами биотитовых сланцев, метапесчаников и кварцитов, в том числе железистых; в верхней части преобладают филлитовидные сланцы, метапесчаники, мраморы, а также, тремолитовые сланцы с прослоями и линзами кварцитов, актинолитовых сланцев и порфиритоидов. Мощность комплекса более 1550 м. Интрузивные образования комплекса представлены мелкими телами пироксенитов, серпентинизированных перидотитов, относительно крупными (100 кв. км и более) телами гнейсо-диоритов, гнейсо-гранодиоритов и гнейсогранитов. Кристаллические толщи чумиканского комплекса имеют сходный с толщами зеленокаменных поясов состав: метавулканиты основного и среднего состава, слюдяные сланцы, кварциты и мраморы. Метаморфизм пород комплекса зональный, от зеленосланцевой в центральной части структуры до эпидот-амфиболитовой и низов амфиболитовой фации в ее краях. Архейские толщи Батомгского мегаблока радиологическими методами практически не изучены. Об их относительном возрасте можно судить по возрасту перекрывающих отложений. В южной части мегаблока кристаллические толщи несогласно перекрыты осадочно-вулканогенными толщами улканского комплекса с возрастом 1700 млн. лет. K-Ar возраст диоритов и пегматитов, прорывающих чумиканскую серию (2,2-2,3 млд лет), по-видимому, омоложен [2].

2.1.4 Становая гранит-зеленокаменная область

Становая гранит-зеленокаменная область (ГЗО) вытянута в субширотном направлении от бассейна р. Витим на западе до Охотского моря на востоке и ограничена с севера Становой, с юга - Монголо-Охотской системами разломов, а с юго-запада - Джелтулакским разломом. Как и весь фундамент Сибирской платформы область консолидировалась в раннем протерозое и в дальнейшем подвергалась неоднократной тектоно-магматической активизации, особенно интенсивной в мезозое.

По вещественным характеристикам в Становой гранит-зеленокаменной области выделяется тринадцать блоков.

Основу строения Становой ГЗО составляют раннедокембрийские структурно-вещественные комплексы: нижнеархейские - зверевско-чогарский и зейский, верхнеархейские - становой и гилюйский. На востоке Становой ГЗО нижне-докембрийские образования перекрыты верхнепротерозойскими и нижнепалеозойскими образованиями Баладекского блока. С мезозойской тектоно-магматической активизацией региона связано образование наложенного структурного комплекса, представленного терригенно-вулканогенными толщами, вулканитами и массивами гранитоидов, надвигание Становой ГЗО на Алданскую гранулит-гнейсовую область и формирование современного складчато-глыбового строения.

Нижнеархейские гранулитовые комплексы сложены чередующимися биотит- и гранат-гиперстеновыми, биотит-гранатовыми гнейсами, а также двупироксеновыми сланцами и кварцитами. Комплексы насыщены кристаллическими сланцами основного состава с низким содержанием калия, в них установлены высокомагнезиальные кристаллические сланцы, близкие по составу к толеитовым базальтам. С ними тесно связаны тела метаморфизованных основных и ультраосновных пород (майско-джанинский интрузивный комплекс), чарнокитов, эндербитов и гранитов. Изотопные датировки пород противоречивы. Для ларбинских диафторированных гранулитов получены U-Pb дата - 2,6 млд лет.

Метаморфизм пород неравномерный. В наиболее высокотемпературных и глубинных условиях метаморфизированы породы комплекса в Сивакан-Токском и Чогарском блоках. Температура кристаллизации сапфирин-кварцевых парагнейсов достигала 1000оС, а давление - 10-11 кбар. Такие условия метаморфизма - кульминационные не только в регионе, но, по-видимому, вообще в гранулитовых комплексах кратонов. Меньшие параметры метаморфизма реконструируются в Дамбукинском блоке: Т=750-800 оС, Р=6,5-7 кбар. Верхнеархейский становой комплекс объединяет толщи разнообразного состава, метаморфизованные в амфиболитовой фации, а также различные интрузивные и ультрамета-морфические породы. По характеру разреза и особенностям магматизма этот комплекс отличается от нижнеархейских образований [2].

2.2 Становой геоблок

Становой комплекс расчленен на купуринскую, усть-гилюйскую и иликанскую серии.

Купуринская серия распространена на востоке Становой области. Она характеризуется груборитмичным чередованием биотит-роговообманковых гнейсов с биотитовыми, реже высокоглиноземистыми гнейсамиов и прослоями амфиболитов и кварцитов и редких линз карбонатных пород.

Усть-гилюйская серия развита в центральной части Становой гранит-зеленокаменной области. Разрез серии сложен биотит-роговообманковыми плагиосланцами, амфиболитами, гранат-двуслюдяными и гранат-биотит-силлиманитовыми гнейсами с прослоями мраморов и кварцитов.

Иликанская серия распространена в одноименной синклинорной зоне и сложена биотит-роговообманковыми, роговообманковыми, биотитовыми гнейсами и сланцами с прослоями амфиболитов, дистен-гранат-биотитовых, двуслюдяных гнейсов, железистых и слюдистых кварцитов.

Интрузии, пространственно сопряженные со становым комплексом, представлены доскладчатыми габбро-амфиболитами, метапироксенитами, древнеджугджурскими анортозитами и габбро-анортозитами, токско-алгоминским комплексом кварцевых диоритов и гранодиоритов, а также древнестановыми плагиогранито-гнейсами. Метаморфизованные основные и ультраосновные породы слагают мелкие тела, нередко будинированные, залегающие согласно в стратифицированных гнейсах.

Интрузии анортозитов и габбро-анортозитов древнеджугджурского комплекса слагают протяженный пояс плутонов.

Кварцевые диориты, диориты и гранодиориты токско-алгоминского интрузивного комплекса представлены согласными крупными (более 500 кв. км) и многочисленными мелкими телами и жилами среди пород станового комплекса. Контакты диоритов четкие, они довольно часто содержат ксенолиты вмещающих пород. Приконтактовые изменения не наблюдаются. Гнейсовидность пород наиболее четко выражена в мелких телах и в краевых частях крупных массивов [2].

Плагиогранито-гнейсы и гранито-гнейсы древнестанового комплекса составляют неотъемлемую часть станового комплекса, слагая лейкосому мигматитов, а также маломощные согласные тела, иногда сгруппированные в обширные (до 100 км2) ареалы, в которых субстрат находится в подчиненном количестве. Особенностью древнестановых гранитов явля-ется зависимость их состава от состава вмещающих пород: среди биотитовых гнейсов преобладают биотитовые плагиограниты и граниты, иногда с гранатом, силлиманитом, а среди амфиболовых гнейсов - роговообманковосодержащие граниты. Среди гранитоидов есть и секущие тела, а плагиограниты образуют межпластовые инъекционные жилы мощностью 0,15-1,5 м, реже конформные и субконформные интрузии площадью 0,5-90 кв. км, тяготеющие к разломам. С древнестановыми гранитами связаны жилы ортитоносных и керамических пегматитов. Метаморфизм станового комплекса соответствует высокотемпературным субфациям амфиболитовой фации. Микрозондовое изучение минералов пород станового комплекса показало их обратную зональность, что свидетельствует о полиметаморфи-ческих преобразованиях. Давление при метаморфизме достигало 5-8 кбар. U-Pb и Pb-Pb даты пород и минералов станового комплекса 3,1-3,3 млрд. лет.

Верхнеархейский гилюйский комплекс объединяет супракрустальные толщи, выполняющие троговые приразломные. структуры. Таковыми являются Тас-Юряхский, Джелтулакский, Унахинский, Таксакандинский и Удыхинский зеленокаменные пояса, а также сопровождающие их интрузивные образования. Особенно широко комплекс распространен в бассейне р. Гилюй, откуда он получил свое название [2].

На востоке Становой области гилюйский комплекс сложен биотитовыми, двуслюдяными, эпидот-биотитовыми, роговообманково-биотитовыми гнейсами и сланцами с прослоями амфиболитов, кварцитов (в том числе железистых), цоизит-пироксен-роговообманковых сланцев, мраморов и кальцифиров. Мощность гилюйского комплекса 3900-4100 м.

В западных районах Становой области комплекс представлен переслаиванием амфиболитов, тремолитовых и биотитовых с прослоями двуслюдяных сланцев (с дистеном) и линзами кварцитов. Мощность последних местами достигает 300 м. Перечисленные породы метаморфизованы неравномерно - от эпидот-амфиболитовой до амфиболитовой фаций. Температура метаморфизма гранат-ставролитовых парагенезисов с дистеном не более 525-500 оС, а давление 4,5-5,5 кбар. В области реоморфизма гранитоидов температура была, вероятно, несколько выше. Гранаты из пород комплекса имеют, как правило, прямую зональность.

На рубеже 1,9 млрд. лет, с участием структур, составляющих современный фундамент Алдано-Станового щита, происходили тектонометаморфические события, сопровождавшиеся интенсивным магматизмом. Возможной причиной этих событий была субдукция Становой микроплиты под Алданский щит [2].

Джелтулакский комплекс Становой гранит - зеленокаменной области включает филлитовидные, биотитовые и двуслюдяные сланцы, кварциты, метапесчаники, метаконгломераты и метаэффузивы, сохранившиеся в небольших выходах и тектонических клиньях. Характерными особенностями терригенных пород нижнего протерозоя являются преобладание в них кварца и наличие пород первично-глинистого состава, что указывает на высокую степень дифференциации осадков. Иногда среди этих отложений есть карбонатсодержащие разности. Наиболее полный разрез нижнепротерозойских отложений изучен в Джелтулакской зоне, где выделена одноименная серия. Она подразделена на ряд толщ, из которых в нижней преобладают кварциты, кварцито-сланцы и слюдяные сланцы (со ставролитом, андалузитом, дистеном, гранатом), углисто-графитистые сланцы, а в верхней - филлиты, кварцито-сланцы, метапесчаники и метаэффузивы. Общая мощность серии 2300 м.

Восточнее, в бассейне р. Гилюй, нижнепротерозойские отложения включают слюдяные кварциты, темные двуслюдяные шелковистые сланцы и метаморфизованные конгломераты. Гальки в конгломератах хорошо окатаны и представлены лейкогранитами, метаэффузивами кислого состава и филлитовидными сланцами. Перечисленные толщи метаморфизованы от зеленосланцевой до верхов ставролитовой фации. Температура метаморфизма достигала 530-580 оС, а давление было близко к 3,5-4 кбар. Предполагаемый возраст джелтулакской серии 1,8 млд лет.

Улканский прогиб приурочен к зоне сочленения Батомгского, Учурского и Джугджурского блоков археид Алдано-Станового щита. Прогиб протягивается в широтном направлении на 110 км при ширине около 70 км (Геологическая карта СССР, лист О-52(53) - Томмот). Он выполнен осадочно-вулканогенными образованиями одноименной серии, расчлененными на три формации: кварцевых песчаников (200 м), трахибазальтов (750 м) и базальт-трахириолитов (2140 м). Эти отложения представляют здесь характерный комплекс вулканогенных моласс, завершающих дорифейский разрез многих регионов [2].

В нижней части терригенно-вулканогенных образований участками установлены переотложенные коры выветривания (до 0,2 м), представленные бурыми алевролитами.

Улканский интрузивный комплекс формировался многофазно. Первая фаза представлена биотитовыми, рапакививидными, феррогастингситовыми и аляскитовыми гранитами и граносиенитами, вторая - мелкозернистыми биотитовыми гранитами и гранит-порфирами, третья - астрофиллит-рибекитовыми, эгирин-рибекитовыми и эгириновыми гранитами. Наиболее поздние раннепротерозойские магматические образования - это диабазы, габбро-диабазы и микродиориты маймаканского комплекса [2].



3 ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ. МАГМАТИЗМ И МЕТАМОРФИЗМ

В истории геологического развития Алданского щита выделяются два резко отличных периода: доплатформенный, соответствующий периоду формирования складчатого основания, и платформенный, соответствующий периоду формирования чехла. Несколько иную историю развития имела лишь крайняя северо-восточная часть территории.

Доплатформенный период развития, вероятно, отвечает началу времени формирования гранитного слоя Земли. Образование древних структурных комплексов происходило не в геосинклинальных условиях, а в условиях общей высокой подвижности земной коры, ее высокой проницаемости и весьма активного геотермического потенциала, обусловивших региональный метаморфизм мощной толщи вулканогенно-осадочных пород в гранулитовой и высоких ступенях амфиболитовой фации. Складчатость и высокотемпературный метаморфизм сопровождались регионально проявившейся гранитизацией [1].

Развитие Алданского щита в архейское время происходило в несколько этапов. В самый ранний этап были сформированы ядра будущей платформы «ядра обрастания», «нуклеарные массивы» и «литоплинты». Последние представляли собой относительно жесткие блоки. К числу таких структур принадлежит центральная часть Алданского щита, сложенная породами иенгрской серии, так называемый Иенгрский литоплинт. Областями седиментации являлись пологие чашеобразные прогибы. Вулканизм проявлялся на протяжении всего периода формирования осадочных толщ, интенсивность его возрастала со временем. Первый этап развития завершился складчатостью, в результате которой была создана Алдано-Тимптонская складчатая система с весьма сложным планом складчатых деформаций. Для нее характерно отсутствие линейных складок и широкое развитие пологих, но сильно усложненных на крыльях куполов, брахиформных и фестончатых складок. В результате складкообразовательных процессов область распространения пород иенгрской серии была относительно стабилизирована и в дальнейшем выступала как жесткое ядро, вокруг которого формировались складчатые гирлянды более молодых систем.

Второй этап -- перелитоплинтовый -- связан с образованием Тимптоно-Учурской складчатой системы. Вероятно, на ранней стадии ее развития возникла Тыркандинская зона глубинного разлома, ограничивающая Иенгрский литоплинт с востока.

Область осадконакопления этого времени частично захватила восточный край литоплинта, а также распространялась дальше на восток.

Возможно, что восточной границей области являлась зона Улканского глубинного разлома. С периодом формирования Тимптоно-Учурской области связано зарождение структурно-фациальных зон, а также возросшая тектоническая активность. Вдоль зон глубинных разломов периодически проявляется вулканическая деятельность. Вулканогенные породы среднего и основного состава, превращенные впоследствии в кристаллические сланцы, образуют мощные пачки либо тонко переслаиваются с терригенными и карбонатными породами. Магма не всегда изливалась на поверхность. Иногда она внедрялась в толщу осадочных пород и образовывала согласные или секущие тела габброидов и ультрабазитов [1].

Развитие раннеархейской подвижной области завершилось складчатостью, общим региональным метаморфизмом и гранитизацией. Складчатостью была охвачена не только Тимптоно-Учурская область, но и восточный край литоплинта. Структурный план Тимптоно-Учурской складчатой системы несколько иной, чем Алдано-Тимптонской.

Таким образом, в результате развития раннеархейской подвижной области накопилась мощная толща осадочно-вулканогенных пород иенгрской, тимптонской и джелтулинской серий, которые сформировали две складчатые системы: Алдано-Тимптонскую и Тимптоно-Учурскую. Формирование складчатых систем сопровождалось региональным проявлением ультраметаморфизма и гранитизацией. Особенно интенсивно гранитизация проявилась вдоль зон разломов, возникших одновременно со складчатостью и метаморфизмом.

В позднем архее продолжалось формирование складчатого обрамления Иенгрского литоплинта с юга и запада. Область наибольшего погружения располагалась вдоль южного края литоплинта. Причиной этому является различие в строении глубинных слоев земной коры [1].

Становая и Олекминская складчатые системы сложены породами курультинской и олекминской (становой) серий. Выходы пород курультинской серии, метаморфизованных в гранулитовой фации метаморфизма, в современном срезе слагают крупные тектонические блоки среди пород олекминской серии.

Вначале здесь интенсивно проявлялась магматическая деятельность, особенно в южной и восточной ее частях. Покровы основных эффузивов, преобразованные в основные кристаллические сланцы, слагают каруракскую и значительную часть иманграканской свиты. Здесь совершенно отсутствуют карбонатные породы, широко развитые в раннем архее.

Средняя стадия развития позднеархейской подвижной области характеризуется накоплением мощных толщ терригенных пород и весьма слабым проявлением вулканизма (олекминская серия). На завершающей стадии развития позднеархейской подвижной области в западной ее части возникают глубокие расколы (Борсалинский, Тарын-Темулякитский) и формируются узкие приразломные прогибы, заполняющиеся вулканогенно-осадочными отложениями борсалинской серии. Для этой стадии развития характерны определенные магматические комплексы [1].

В значительном масштабе проявились слабо дифференцированные интрузии основных пород апогаббро-амфиболитовой формации, образовались крупнейшие интрузии анортозитов.

Развитие позднеархейской подвижной области завершилось складчатостью и региональным метаморфизмом в гранулитовой и амфиболитовой фациях. В результате образовалась позднеархейская Олекмо-Становая складчатая система, имеющая меридиональное простирание в Олекминской зоне и широтное в Становой. В зоне сочленения ранне- и позднеархейских складчатых систем (Амгинский краевой шов), интенсивно проявились процессы гранитообразования. Образовалась широкая зона ремобилизованных в позднем архее раннеархейских ультраметагенных гранитоидов. Позднеархейские образования Становой зоны или складчатой системы с раннеархейским литоплинтом сочленяются по зоне Станового глубинного разлома, к югу от которого расположена Становая складчатая область, в доплатформенный период развития тесно связанная с формированием позднеархейских структурных комплексов Алданского щита. Ее слагают те же комплексы пород, что и юг щита [1].

В протерозое территория Алданского щита превращается в платформу, но платформу, еще достаточно подвижную, с несколько специфическими чертами развития. Этот период развития, получивший название эоплатформенного (протоплатформенного периода), ознаменовался заложением крупных прогибов, расчлененных поднятиями.

Прогибы располагались вдоль зон разломов и отличались большой протяженностью при незначительной ширине. Исключением является широкий Кодаро-Удоканский прогиб, расположенный в зоне сочленения Олекминской и Становой складчатых систем. Отличительной чертой этого этапа развития является дифференцированное движение блоков, обусловившее прогибание кристаллического фундамента и накопление осадочных и вулканогенных пород. Раннепротерозойские прогибы протягивались в широтном и меридиональном направлениях.

Фрагментами этих прогибов являются грабены, заполненные средне (?)-нижнепротерозойскими отложениями. Высокая подвижность этих зон обусловила накопление мощных толщ терригенных и карбонатных пород, кислых и средних эффузивов.

Деформация пород эоплатформенных прогибов связана с глыбовыми движениями фундамента, внедрением интрузий, а также образованием гранито-гнейсовых куполов. Для раннего протерозоя, так же как и для архея, характерно проявление процессов ремобилизации и гранитизации, хотя и в меньших масштабах. Нижнепротерозойские гранитоиды прорывают и гранитизируют породы осадочного чехла [1].

Интрузивные породы раннепротерозойского этапа представлены расслоенными интрузиями основных пород, дайками габбро-диабазов и гранитоидами чуйско-кодарского комплекса. Интрузии нижнепротерозойских гранитоидов не всегда располагаются в прогибах, часть из них по зонам разломов проникает в глубь устойчивых поднятий. Раннепротерозойский эоплатформенный этап завершился инверсией тектонического режима. С этого времени Алданский щит превратился в устойчивый блок земной коры и вступил на путь тектонически спокойного платформенного развития.

Началу позднепротерозойской морской трансгрессии предшествовал континентальный период развития, в течение которого были частично размыты ранее сформированные протерозойские отложения, а также кристаллические породы фундамента. Верхнепротерозойские отложения залегают стратиграфически несогласно на осадочных отложениях нижнего протерозоя и с резким угловым несогласием на сложно-дислоцированных породах фундамента. В начале позднего протерозоя на западной и восточной окраинах Алданского щита возникли два крупных меридиональных прогиба: на западе Патомский, расположенный за пределами Южной Якутии, на востоке Юдомо-Майский. Юдомо-Майский прогиб одними исследователями рассматривается как геосинклинальный, другими как авлакоген, третьими как платформенный прогиб. Протерозойские отложения здесь представлены типичными платформенными формациями -- карбонатными или терригенными. Отсутствие в разрезе вулканогенных пород, проявлений интрузивного магматизма геосинклинального характера, а также региональной фазы складчатости не позволяет относить этот прогиб к геосинклинальным, поэтому нами он рассматривается как глубокий платформенный прогиб. Эпиконтинентальное позднепротерозойское море покрывало значительную часть северного склона Алданского щита. Центральная же часть его, вероятно, представляла прибрежную равнину. Области поднятий с расчлененным рельефом имели локальное распространение в восточной части щита, где в основании разреза верхнего протерозоя (гонамская свита) выделяются пачки конгломератов. Тектонические движения носили характер мелкоамплитудных колебаний, обусловивших перерыв в осадконакоплении и частичный размыв ранее образованных толщ. Такой перерыв отмечается между отложениями учурской и майской серий Учуро-Майского прогиба [1].

Магматизм этого времени проявился в образовании многочисленных роев даек габбро-диабазов, внедрившихся в основном по зонам ранее существовавших разломов. С завершающей стадией формирования верхнепротерозойского структурного комплекса связано внедрение интрузий центрального типа ультраосновной -- щелочной формации (с карбонатитами). Интрузии центрального типа внедрились в кристаллические породы фундамента в зонах пересечения региональных разломов и всегда сопровождаются кольцевыми дайками мезозойских щелочных пород. Это обстоятельство не позволяет однозначно решать вопрос о возрасте этих пород.

Раннепалеозойский этап развития региона характеризуется общим погружением территории. Пенепленизированная поверхность щита, сложенная кристаллическими породами фундамента и осадочными породами верхнего протерозоя, затапливается кембрийским морем. Этой трансгрессии предшествовал период континентального развития, в течение которого часть покрова ранее сформированных отложений была уничтожена процессами денудации. Особенно интенсивно эти процессы проявились в Юдомо-Майском прогибе, где, вероятно, происходили в небольшом масштабе глыбовые перемещения. Кембрийская трансгрессия распространилась на всю территорию щита. Юдомо-Майский прогиб замкнулся и приобрел ту же стабильность, что и центральная часть платформы. Лишь на западе Алданского щита происходило более интенсивное прогибание и в связи с этим накопление более мощных толщ осадков. На остальной территории, вероятно, также существовали небольшие прогибы или впадины, размещение которых контролировалось блоковыми структурами фундамента. Существованием этих неглубоких прогибов и объясняется колебание мощности и частичное изменение фациального состава одних и тех же стратиграфических горизонтов [1].

Береговая линия кембрийского моря располагалась где-то в районе Станового хребта, отделяющего северный платформенный бассейн от Монголо-Охотского геосинклинального бассейна. Эпиконтинентальное кембрийское море с широким развитием осолоненных лагун (в западной части) постепенно отступало к северу. Площадь его значительно сокращалась. Центральная часть Алданского щита уже в среднем кембрии представляла область поднятия. Морские бассейны сохранились лишь в западной и восточной краевых частях. Здесь они продолжали существовать на протяжении позднего кембрия, ордовика и силура.

Развитие Березовской впадины завершилось в связи с каледонской фазой складчатости и последующей инверсией, проявившейся в примыкающем к ней с запада Байкало-Патомском краевом прогибе.

Кембрийские отложения, слагающие второй ярус платформенного чехла, на большей части территории залегают горизонтально. Деформация их связана либо с глыбовыми движениями мезозойского этапа активизации, либо с каледонской складчатостью Байкало-Патомского прогиба. Магматизм этого этапа развития выразился во внедрении основной магмы вдоль зон долгоживущих разломов, образовавшей многочисленные рои даек и многоярусные пластовые интрузии габбро-диабазов [1].

В позднем палеозое Алданский щит представлял собой односторонне поднятый блок кристаллических пород фундамента, покрытый сплошным чехлом осадочных пород. С этого времени он превращается в континент, который являлся областью размыва на протяжении позднего палеозоя и раннего мезозоя. Море никогда больше не вторгалось на его территорию. Морской бассейн сохранился лишь в восточной части Южной Якутии -- в Южно-Верхоянской области.

В результате мезозойской складчатости, интенсивно проявившейся в Верхояно-Колымской геосинклинали, осадочные породы, заполняющие прогибы, были дислоцированы. Образовалась Южно-Верхоянская окраинно-платформенная складчатая система, представляющая собой зону переходной складчатости. Здесь наблюдается чередование узких гребневидных антиклиналей субмеридионального простирания и широких синклиналей. Интенсивность дислокаций возрастала с запада на восток.

Период относительного тектонического покоя, в течение которого территория Алданского щита представляла собой сушу с плоским или слабо расчлененным рельефом и служила областью сноса от раннего палеозоя до ранней юры, сменился этапом тектонической активизации [1].

Этап мезозойской активизации привел к существенной тектонической перестройке всей юго-восточной части Сибирской платформы. Началась трансгрессия юрского моря с севера, охватившая огромную часть Сибирской платформы, но не распространившаяся на территории Южной Якутии, а лишь приблизившаяся к ней. Вероятно, в северной части Алданского щита простиралась плоская прибрежная аллювиальная равнина с множеством неглубоких озер. Осадконакопление на ранней стадии этапа активизации локализовалось на отдельных пониженных участках рельефа, занятых пресноводными озерами.

В начале средней юры на территории Алданского щита формируются два широтных свода: Чаро-Учурский и Джугджуро-Становой и разделяющий их Южно-Якутский прогиб. Основной областью сноса обломочного материала являлось формирующееся Джугджуро-Становое сводово-глыбовое поднятие.

Возникающие поднятия вызвали регрессию моря и значительную перестройку речной сети. В средней юре область осадконакопления несколько сократилась, ограничившись Южно-Якутским прогибом. В это время накапливается мощная толща угленосных отложений, представленных мелко- и тонкозернистыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами и пластами каменных углей. Фации грубообломочных пород в разрезе отсутствуют [1].

В поздней юре продолжали формироваться сводовые поднятия и Южно-Якутский компенсационный прогиб. Область осадконакопления этого времени несколько сузилась и локализовалась главным образом в южной части прогиба, где происходило наиболее интенсивное прогибание, связанное с дифференцированным перемещением блоков фундамента.

Начинается оживление магматической деятельности, особенно в области Станового глубинного разлома, а также в некоторых зонах пересечения разломов во внутренних частях Алданского щита. Интенсивность проявления вулканизма нарастает и достигает своего максимума в раннем мелу, о чем свидетельствует обилие эффузивов, туфов, пепла в составе кластического материала и цемента песчаников. Прослои пепла встречаются и в угольных пластах. Интенсивность проявления магматизма в области Станового глубинного разлома возрастает с запада на восток.

В конце юры разрастается сводовое поднятие центральных частей щита, активнее поднимается Джугджуро-Становой свод, формируются и глыбовые поднятия, разобщившие прогиб на отдельные впадины. В восточной части щита возникает и развивается Джугджурекий наложенный прогиб, заполненный мощными толщами вулканогенных пород юры и нижнего мела.

Раннемеловое время характеризуется дальнейшей активизацией и расширением поднятий, сокращением области седиментации. Осадконакопление в раннем мелу продолжается главным образом в зоне, непосредственно прилегающей к Становому глубинному разлому [1].

В Джугджуро-Становой складчатой области происходит образование глыбовых поднятий, создавших высокие горные хребты и межгорные впадины-грабены, которые заполняются крупногалечными или валунными конгломератами ундытканской свиты.

В южной части Южно-Якутского прогиба продолжали накапливаться песчано-сланцевые угленосные отложения. Раннемеловое время знаменуется усилением интрузивной и вулканической деятельности.

По зонам глубинных разломов Станового шва внедрилась магма, образовавшая громадные трещинные тела гранитоидов Станового интрузивного пояса. Наземный вулканизм проявился наиболее интенсивно к северу от интрузивного пояса и, вероятно, предшествовал внедрению интрузий. Покровы эффузивов кислого и среднего состава заполняют Токарикано-Конёркитский, Верхне-Тимптонский и другие грабены.

В центральной части Алданского щита внедрялись малые интрузии субщелочных и щелочных пород в форме штоков, лакколитов, даек и пластовых тел. Наряду с интрузивным магматизмом местами здесь активно проявился и вулканизм.

В Центрально-Алданском районе в глубоких кальдерах опускания, опоясывающих массивы, сохранились осадочные породы, содержащие в своем составе туфы и пепел. В центральной части хребта Кет-Кап также обнаружены покровы эффузивов, излияние которых приурочено к той же зоне разломов, что и внедрение интрузий. С мезозойским этапом активизации связаны глыбовые перемещения, обусловившие пликативные дислокации юрских и нижнемеловых отложений и разобщение впадин и грабенов областями поднятий. В поздне-нижнемеловое время формируется Южно-Якутский надвиг, ограничивающий с юга прогиб. Интенсивность дислокаций юрских отложений во впадинах постепенно ослабевает с юга на север. С мезозойским этапом активизации связано образование промышленных месторождений высокосортных коксующихся каменных углей [1].

В неоген-четвертичное время продолжали формироваться горсты и грабены, заложенные в конце мезозоя, современные хребты и впадины. С этим этапом активизации связано образование системы рифтовых впадин Олекмо Витимской зоны. Самая восточная из них - Токийская впадина - расположена на территории Южной Якутии. В зоне Станового глубинного разлома произошло излияние базальтов. Современная тектоническая активность этой зоны подтверждается ее сейсмичностью. Большая часть эпицентров землетрясений располагается в ее пределах. В четвертичное время в связи с общим значительным поднятием район дважды подвергался оледенению. В настоящее время поднятие региона продолжается, хотя и не в таких масштабах, как прежде [1].



4. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

В пределах Алдано-Станового щита расположено несколько крупных месторождений железных руд, меди, слюды, урана, а также полиметаллов и, конечно, золота (Рисунок 3).

Рисунок 3 - Схема размещения месторождений полезных ископаемых на Алдано-Становом щите (1 - блоки (а - Алданский, б - Становой), 2 - месторождения, 3 - слюдяные флогопитовые (Эмельджакское и др.), 4 - апатитовые (Селигдарское), 5 - медные (Удоканское), 6 - чароита, 7 - каменноугольные (Нерюнгри), 8 - золота (Лебединое, Куранах)



Алданская железорудная провинция.

Промышленные месторождения и проявления железных руд расположены в пределах Алданской железорудной провинции. Провинция включает 9 железорудных районов, но только три из них -- Чаро-Токкинский, Южно-Алданский и Сутамский -- располагают запасами и ресурсами, подтвержденными геологоразведочными работами [4].

Среди нижнеархейских серий Алданского щита присутствуют месторождения флогопита, хромдиопсида, железа - в железистых кварцитах и скарнах, корунда, силлиманита и андалузита (месторождение Чайныт).

Верхнеархейские железистые кварциты Чаро-Токинского района приурочены к «троговому комплексу» сложенному метавулканитами, метаосадочными и кремнистыми породами.

К кварцитам верхнеалданской свиты приурочены промышленные скопления горного хрусталя.

Общий потенциал железных руд Алданской железорудной провинции оценивается в 18,9 млрд тонн, (из них запасы категорий А+В+С1 -- 3,7 млрд т, С2 -- 2,4 млрд т), что свидетельствует о возможности значительного наращивания запасов промышленных категорий при вовлечении в промышленное освоение железорудных месторождений. Месторождения сосредоточены в зоне действия Байкало-Амурской железнодорожной магистрали, что в сочетании с близко расположенными месторождениями коксующихся углей позволяет рассматривать их как основу для развития крупного металлургического производства в будущем [4].

Слюды, апатит.

Наиболее разнообразной рудоносностью характризуется федоровская свита иенгрской серии вмещающая пачки доломитовых известняков. В зонах скарнирования присутствует крупночешуйчатый флогопит, иногда с залежами магнетитовых руд (м. Таежное, Пионерское и др.). Нередко с породами свиты связаны концентрации боратов.

На Алданском шите выделена апатитоносная провинция с несколькими месторождениями (Селигдаровское, Тигровое) приуроченными к федоровской свите архея [4].

Медь

К нижнепротерозойским образованиям удоканской серии приурочены месторождения медистых песчаников с повышенными концентрациями золота и серебра (Удоканское м-ние).

На западе щита известны тела габброидов с медно-никелевым оруденением. Здесь имеется уникальное месторождение чароита - Мурунское одноименном массиве щелочных пород.

С габбро-анортозитами джугджурского комплекса связаны многочисленные проявления титано-магнетитовых руд.

Мезозойские щелочные интрузии контролируют скарновые и гидротермальные месторождения полиметаллов, а также золотоурановые месторождения Центрального Алдана [4].

Золото

Коренные месторождения золота в Алданском мегаблоке связаны с позднеюрско-раннемеловыми массивами известково-щелочных и щелочных пород. Здесь же, а также в бассейне Вилюя и в некоторых других районах имеются золотоносные россыпи. С триасовыми щелочно-ультрабазитовыми массивами Маймеча-Котуйского района связаны месторождения ряда редких металлов.

Уран

На Алданском щите выделяются 40 перспективных на уран площадей, по которым произведен подсчет прогнозных ресурсов. Детальные разведочные работы проведены только в пределах Эльконского урановорудного района, по которому государственным балансом учитываются запасы 18 месторождений со средним содержанием урана около 0,14 %. Помимо урана руды содержат золото, ванадий, молибден и серебро, из которых запасы золота оцениваются как балансовые [4].



ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Алдано-Становой щит является крупнейшим выступом кристаллического фундамента Сибирской платформы. Сложен он главным образом архейскими комплексами и характеризуется широким распространением горных пород гранулитовой фации метаморфизма.

В его составе выделяют Алданский, а также Становой геоблок.

Алданский мегаблок, в свою очередь, подразделяется на три блока: Западный (Олекминский) и Восточный (Батомгский) представляющие собой гранит-зеленокаменные области и Центрально-Алданский являющийся гранулит-гнейсовым.