Geochronology of the Mesozoic alkaline magmatism of Tyrkanda and Amga tectonic zones (Aldan Shield): new U-Pb and Ar-Ar .pdf Введение Территория Алдано-Станового щита является крупным промышленным регионом скопления золоторудных объектов, связанных с проявлением позд-немезозойского щелочного магматизма [Билибин, 1958; Бойцов, Пилипенко, 1998; Ветлужских и др., 2002; Максимов, 2003; Казанский, 2004; Кочетков, 2006; Дворник 2009; Максимов и др., 2010; Кравченко и др., 2014; Прокопьев и др., 2018; Khomich et al. 2014, 2016; Goryachev, Pirajno, 2014; Prokopyev et al., 2019]. Рудоносный щелочной магматизм на Алданском щите попадает в возрастной интервал 160115 млн лет и представлен широким набором высококалиевых пород: щелочными сиенитами и сиенит-порфирами, монцонитами, лейцитовыми и нефелиновыми сиенитами, лампрофирами, биотитовыми пи-роксенитами и шонкинитами, а также щелочными и субщелочными базитами и гранитоидами [Богатиков и др., 1985; Владыкин, 1997; Панина, 1997; Максимов, 2003; Казанский, 2004; Кочетков, 2006; Дворник, 2009; Максимов и др., 2010; Прокопьев и др., 2018; Пономарчук и др., 2019; Borisenko et al., 2011; Mitchell et al., 1994; Prokopyev et al., 2019]. Золотое оруденение, ассоциирующее с калиевыми щелочными породами, проявлено в различных геодинамических обстановках - от магматических дуг до внутриплитного магматизма [Mtiller, Grouves, 2019]. Изучение радиогенных изотопов (Rb, Sr, Sm, Nd) указывает на существование древнего, обогащенного в результате процессов субдукции 2,72,5 млрд лет назад мантийного источника [Bogatikov et al., 1994; Doroshkevich et al., 2018; Mitchell et al., 1994]. Реактивация Алданского щита, происходившая неоднократно в течение геологической истории, позволяет проследить эволюцию этого источника. Другие современные геодинамические данные показывают, что формирование мезозойского щелочного магматизма Алдано-Станового щита связано с влиянием подлитосферного «горячего поля мантии» в виде интенсивного рифтогенеза и внутриплитной вулкано-плутонической деятельности, которая была сопряжена с формированием эпиконтинентальных прогибов, впадин и грабенов [Ярмолюк и др., 1995, 2000]. Причиной проявления мезозойской активности на Алдано-Становом щите рядом исследователей считается дегидратация субдуцирующей под Сибирский континент Тихоокеанской плиты и последующий апвеллинг астеносферного вещества, которые привели к деформациям в литосфере и проявлению многоэтапного плюмового магматизма, отвечающего за перенос полезных компонентов и формирование крупных золоторудных месторождений [Khomich et al., 2014, 2015]. В пределах Алдано-Станового щита выделяется несколько локальных рудных районов, в которых золоторудные объекты ассоциируют с проявлением мезозойского щелочного магматизма: Центрально- © Пономарчук А.В., Прокопьев И.Р., Дорошкевич А.Г., Семенова Д.В., Кравченко А. А., Иванов А.И., 2020 DOI: 10.17223/25421379/17/1 Алданский, Амгинский, Тыркандинский, Элькон-ский, Кет-Капский и др. [Дзевановский и др., 1972; Ветлужских, 1990; Максимов, 2003; Прокопьев и др., 2018; Prokopyev et al., 2019]. Исследуемый Джелтулинский щелочной массив является основным рудным объектом Тыркандин-ского золоторудного района и представляет собой расслоенный сиенитовый вулкано-плутон, сформированный в несколько фаз внедрения щелочного комплекса в интервале 138-115 млн лет, в пределах которого установлено два типа рудной минерализации: золоторудная и уран-торий-редкоземельная [Кравченко и др., 2014; Прокопьев и др., 2018]. Верхнеамгинский массив, расположенный в Амгин-ской зоне тектонического меланжа, имеет возраст формирования 117-135 млн лет [Prokopyev et al., 2019]. В публикации приводятся новые данные по геохронологии становления основных фаз массивов и возрасту рудоносных метасоматитов. Геология Сибирский кратон образует коллаж микроконтинентов (Тунгусский, Анабарский, Оленекский, Алданский и Становой), ограниченных раннепротеро-зойскими орогенными складчатыми поясами [Rosen et al., 2002]. Согласно геохронологическим данным, крупные корообразующие события в пределах Сибирского кратона происходили на рубежах 3,5; 3,3; 3,0 и 2,5 млрд лет [Frost et al., 1998; Rosen et al., 2002]. Алдано-Становой щит является южным выступом фундамента Сибирского кратона на поверхность и характеризуется сложным строением. Существует несколько точек зрения на тектоническое районирование Алданского щита. Ряд исследователей делит Алданский щит на Алданский геоблок, а также Чара-Олекминский и Батомгский геоблоки, примыкающие с запада и востока Алданского геоблока соответственно [Котов и др., 2005, 2006, 2017]. Алданский геоблок, в свою очередь, подразделяется на Западно- и Восточно-Алданский (Учурский) мегаблоки, которые представлены практически полностью метаморфизованными породами гранулито-вой фации. Центральная часть Алданского щита сложена широко распространенными архейскими и раннепротерозойскими гранитоидами, которые являются преимущественно гранитогнейсами [Вели-кославинский и др., 2011; Ларин и др., 2012]. Пять эпизодов проявления внутриплитного магматизма раннего докембрия, включая формирование грани-тоидов А-типа, отчетливо различаются в истории формирования Алданского щита и его складчатого обрамления: 2,62; 2,40-2,52; 2,07; 1,87-1,88 и 1,74-1,70 млрд лет соответсвенно. При этом установлено, что гранитоиды образовались в разных геодинамических обстановках - при постколлизионном расширении литосферы (2,64; 1,87-1,88 млрд лет), и ано-рогенные - вследствие активности мантийных плю-мов (2,40-2,52; 2,07 и 1,74-1,70 млрд лет) [Вели-кославинский и др., 2011; Ларин и др., 2012]. В данной работе используется модель тектонического строения Алдано-Станового щита согласно [Парфенов, Кузьмин, 2001], которая выделяет пять супертеррейнов (рис. 1): Западно-Алданский супер-террейн (WA), Центрально-Алданский составной террейн (включающий Нимнырский (АЫМ), Сутамский (АБТ)), Восточно-Алданский составной террейн (включающий Батомгинский (EBT) и Учурский (EUC)), а также Тындинский (TN) и Чо-гарский (CG) супертеррейны [Парфенов, Кузьмин, 2001]. Составные террейны Алдано-Станового щита, в свою очередь, разделены зонами тектонического меланжа: Амгинская (am), Каларская (kl) и Тыркандинская (tr). Исследуемый Джелтулинский щелочной массив расположен в пределах докем-брийского Учурского гранулит-парагней-сового террейна (EUC) и примыкает к Тыркандинской зоне тектонического меланжа, маркирующей зону раннепротерозойской аккреции молодого кратона -Учурского террейна (EUC) к более древнему Центрально-Алданскому супертеррейну [Парфенов, Кузьмин, 2001] (см. рис. 1). Тыркандинская зона тектонического меланжа в плане имеет дугообразную форму и протягивается на 1 650 км при ширине 50-200 км [Парфенов, Кузьмин, 2001]. В строении зоны участвуют тектонические пластины образованные различными ассоциациями докембрийских пород. Пластины ограничены узкими зонами бластомилонитов, которые в субдолготной ветви насыщены телами докембрий-ских гранитоидов. Внутри пластин установлено несколько этапов докембрийской складчатости: ранний (связанный с надвигообразованием) - изоклинальная складчатость с падением крыльев складок в северо-восточном направлении и поздний (связанный со сдвиговыми движениями) [Парфенов и Кузьмин, 2001; Мельников и др., 2015]. Для образованных на позднем этапе бластомилонитовых зон установлены левосдвиговые перемещения. В целом на поздних этапах эволюции, вплоть до современного времени, более существенную роль в развитии зоны играли сдвиговые смещения блоков, которые контролировали ее развитие [Мельников и др., 2015]. На востоке Тыркандинской зоны тектонического меланжа обнажаются породы Учурского тер-рейна (EUC, см. рис. 1). Его структурный план определяется гранито-гнейсовыми куполами размером до 150 км в поперечнике [Парфенов и Кузьмин, 2001]. Ядра куполов образованы гранитогнейсами, чарнокитогнейсами и эн-дербитогнейсами. Мезозойская тектоно-магма-тическая активизация в пределах Тыркандинской зоны меланжа унаследовала докембрийские зоны разломов и выразилась в формировании катаклазитов и псевдотахилитов [Парфенов, Кузьмин, 2001; Кравченко и др., 2014]. По форме будин в зонах разломов и смещениям геологических комплексов с псевдота-хилитами установлены правосдвиговые перемещения. С формированием правых сдвигов связано возникновение дуплексов растяжения, хорошо проявленных в гравитационном поле и по наличию мезозойских щелочных магматических пород. Мезозойские магматиты широко представлены полями даек, штоками и крупным Джелтулинским массивом центрального типа, сложенными породами монцонит-сиенитовой и щелочно-сиенитовой формаций разнообразного состава - от диорит-порфи-ритов до нефелиновых сиенитов с преобладанием кварцевых сиенитов, монцонитов и граносиенитов (рис. 2). Становление интрузивов сопровождалось контактово-метасоматическими и гидротермально-метасоматическими процессами в виде ороговико-вания, хлоритизации, эпидотизации, серицитизации вмещающих пород, наложенным окварцеванием [Прокопьев и др., 2018]. В щелочных сиенитах Джелтулинского массива проявлены процессы щелочного метасоматоза: альбитизации, серицитиза-ции, эгиринизации, выщелачивания и цеолитизации. Именно к ареалам мезозойских магматических пород тяготеют все известные в пределах района россыпи золота и золоторудные проявления. Верхнеамгинский щелочной массив находится в 120 км к западу от г. Алдана, в северо-западной части Алданского нагорья, в верхнем течении бассейна р. Амга (приток р. Алдан). Территория исследуемого района по современным тектоническим данным входит в состав Амгинской субмеридиональной структурной зоны тектонического меланжа, разделяющей два крупных мегаблока Алдано-Станового щита - Западно-Алданский гранит-зеленокаменный составной тер-рейн (с запада) и Нимнырский гранулит-ортогней-совый (с востока) [Парфенов, Кузьмин, 2001]. Рис. 1. Схема тектонического строения Алдано-Станового щита (данные [Парфенов, Кузьмин, 2001; Prokopyev et al., 2019] с дополнениями авторов) Fig. 1. Scheme of the tectonic structure of the Aldan-Stanovoi shield (data [Parfenov, Kuzmin, 2001; Prokopyev et al., 2019] with additions of the authors) В плане Амгинская сутурная зона имеет дугообразную форму и протягивается на 500 км с севера на юг при ширине порядка 150-200 км (см. рис. 1). Структурный план зоны определяется широким развитием надвиговых и сдвиговых структур, а также сопряженных с ними систем складок, ориентировка которых подчинена простиранию зоны [Парфенов, Кузьмин, 2001]. В строении Амгинской зоны участвуют архейские комплексы амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма, раннепроте-розойские ортогнейсовые и парагнейсовые толщи субгранулитовой гранулитовой фации, а также фрагменты архейских и раннепротерозойских зеле-нокаменных поясов и дифференцированные плутоны ультраосновных и основных пород [Парфенов, Кузьмин, 2001]. Структурная позиция Верхнеамгинского золотоносного района характеризуется многоярусным строением, определяющим три главных типа геоструктур региона: нижнедокембрийский фундамент, венд-нижнекембрийский осадочный чехол и мезозойские участки активизации (рис. 3). Архейские структуры фундамента с несогласием перекрыты венд-нижнекембрийским платформенным чехлом морских глинисто-карбонатных осадков. На отдельных участках в северной части района, на вершинах водоразделов сохранились небольшие мощности мезозойских терригенных отложений юрской (юх-тинская свита) и кайнозойской систем [Парфенов, Кузьмин, 2001]. Основной объем магматических образований связан с платформенным этапом мезозойской тектоно-магматической активности. Мезозойские изверженные породы на современном эрозионном срезе представлены крупным телом и множеством штоков сиенитов и сиенит-порфиров, а также примыкающими к нему с юга штоками монцонитов. Встречаются отдельные тела щелочных (эгириновых) гранитов (см. рис. 3). Дайковый комплекс представлен силлами, штоками и дайками лампрофиров (минетт). Дайки лампрофиров имеют преимущественно северо-западное и северовосточное направление, соответствующее преобладающим направлениям тектонических разломов. Рис. 2. Геологическое строение Джелтулинского массива (по [Кравченко и др., 2014; Прокопьев и др., 2018]) Fig. 2. The geological structure of the Dzheltulinsky massif (data [Kravchenko et al., 2014; Prokopyev et al., 2018]) Кроме того, в пределах Верхнеамгинской площади встречаются дайки и штоки щелочно-базитовых и ультраосновных пород: шонкиниты, пироксениты и сиенит-порфиры (см. рис. 3), отвечающие одним из ранних фаз становления мезозойского комплекса в пределах Верхнеамгинского массива (по геологическим данным). Со щелочными интрузиями связаны зоны суль-фидизации, окварцевания и скарнирования, сопровождаемые золоторудной минерализацией [Prokopyev et al., 2019]. Тектоническая характеристика района определяется разломами субмеридионально-северовосточного простирания, входящими в систему Амгинского глубинного разлома. Разломы северо-восточного и северо-западного простирания формируют диагональные разрывные структуры, наложенные на зону Амгинского глубинного разлома, или органически входят в его структуру, наследуя его тектонику. Заложенные в докембрийское время разломы этой системы неоднократно активизировались, особенно активно в мезозое, когда была сформирована блоковая структура района, интенсивно проявлен магматизм и связанная с ним золоторудная гидротермальная деятельность [Парфенов, Кузьмин, 2001; Prokopyev et al., 2019]. Методика измерений 40Ar/9Ar датирование. Эксперименты по 40 д /39 а Ar/ Ar датированию проводились по мономинеральным фракциям, отбор которых производился вручную под бинокулярной лупой из фракции 0,30,1 мм измельченного образца. Облучение проб было проведено в кадмированном канале научного реактора ВВР-К типа в Научно-исследовательском институте ядерной физики (Томск). Градиент нейтронного потока за период облучения не превышал 0,5 % в размере образца. В качестве монитора использовался стандартный K/Ar образец мусковит МСА-11 (ОСО No 129-88), подготовленный Всесоюзным научно-исследовательским институтом минерального сырья Министерства геологии СССР (ВИМС) в 1988 г. Для его калибровки в качестве 40Ar/39Ar монитора применялись международные стандартные образцы мусковит Bern 4m и биотит LP-6 [Baksi et al., 1996]. По результатам калибровки в качестве возраста мусковита МСА-11 было принято среднее, которое составило 311,0 ± 1,5 млн лет [Травин, 2016]. Значение полной постоянной распада 40K, в соответствии с [Steiger, Jager, 1977], принималось равным 5,543*10-10 год-1. Рис. 3. Геологическая схема строения Верхнеамгинского массива (данные [Prokopyev et al., 2019] с дополнениями авторов) Fig. 3. Geological structure of the Verkhneamginsky massif (data [Prokopyev et al., 2019] with additions of the authors) Холостой опыт по определению 40Ar (10 мин при 1 200 °С) не превышал 5х10-10 нсм3. Очистку аргона производили с помощью Ti- и ZrAl-SAES-геттеров. Дополнительная очистка осуществлялась с помощью кварцевого аппендикса, погруженного в жидкий азот. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы «Микромасс» (Великобритания). Для коррекции на изотопы 36Ar, 37Ar, 40Ar, полученные при облучении Ca, K, использованы следующие коэффициенты: (39Ar/37Ar)Ca = 0,000891 ± 0,000005, (36Ar/37Ar)ca = 0,000446 ± 0,000006, (At/At)k = 0,089 ± 0,001. Особое внимание уделялось контролю фактора изотопной дискриминации с помощью измерения порции очищенного атмосферного аргона. Среднее значение отношения 40Ar/36Ar на период измерений составило 295,5 ± 0,5. Нагревание образца происходило в кварцевом реакторе, помещенным в резистивную печь. Датирование производилось методом ступенчатого прогрева. Контроль температуры осуществлялся посредствам хро-мель-алюмелевой термопары. Точность регулировки температуры составляла ±1 °С. U/Pb датирование. Определение возраста зерен циркона U/Pb методом было проведено в Центре многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН. Измерения проводились на масс-спектрометре высокого разрешения с индуктивно связанной плазмой Thermo Scientific Element XR (Германия), соединенном с системой лазерной абляции New Wave Research UP 213, на основе ультрафиолетового Nd:YAG лазера с длиной волны 213 нм. Параметры измерения масс-спектрометра оптимизировали для получения максимальной интенсивности сигналов Pb и U при минимальном значении 254UO/238U (менее 2 %), используя стандарт NIST SRM612. Все измерения выполняли по массам 202Hg, 204(Pb + Hg), 206Pb, 207Pb, 208 Pb, 232Th, 235U, 238U. Съемка проводилась в режиме E-scan, детектирование сигналов - в режиме счета (counting) для всех 206 238 232 изотопов, кроме U, U и Th (режим triple). Диаметр лазерного луча составлял 30 мкм, частота повторения импульсов 5 Hz и плотность энергии лазерного излучения 3 Дж/см2. Данные масс-спектрометри-ческих измерений обрабатывали с помощью программы Glitter [Griffin et al., 2008]. U-Pb изотопные отношения нормализовали на соответствующие значения изотопных отношений стандартного циркона Plesovice [Slama et al., 2008]. Для контроля качества использованы цирконовые стандарты Temora [Black et al., 2004] и Harvard 91500 [Wiedenbeck et al., 1995], для которых получены конкордатные оценки возраста 414 ± 4 млн лет (n = 14) и 1062 ± 11 млн лет (n = 10) (2о) соответственно. Данные для стандартов циркона совпадают с оценками возраста, полученными методом ID-TIMS. Диаграммы с кон-кордией построены с использованием программы Isoplot [Ludwig, 2003]. Петрография исследуемых пород Верхнеамгинский массив. Согласно геологическому, петрографическому и минералогическому исследованию щелочных пород Верхнеамгинского массива, установлено, что основные фазы представлены штокообразными телами сиенитов и сиенит-порфиров, а также дайками и пластовыми интрузиями лампрофиров (минетт). Детальная вещественная характеристика основных фаз массива дана в работе [Prokopyev et al., 2019]. Далее приведена краткая петрографическая характеристика исследуемых геохронологическими методами образцов пород: интрузий минетт (обр. 7062, 9079) и щелочных сиенитов (Ам-45-18 и Ам-46-18) (рис. 3, 4). Щелочные сиениты сложены калиевым полевым шпатом с мезопертитовыми вростками альбита и содержат порфировые вкрапленники альбита, калиевого полевого шпата, амфибола и биотита (флогопита). Полевые шпаты являются главными породообразующими минералами, на них приходится 45-75 % содержания породы. Для данной породы характерна порфировид-ная структура и массивная текстура. Индекс темно-цветности - лейкократовая порода. Размеры вкрапленников достигают первых миллиметров. Второстепенными и акцессорными минералами (5-15 %) являются апатит, титанит, циркон и рудные минералы. Вторичные минералы представлены карбонатом, эпидотом и хлоритом. Лампрофиры представляют собой равно-мернозернистую полевошпатовую породу с рассеянной вкрапленностью (1-3 %) чешуек флогопита, зерен магнетита, кристаллов апатита, иногда порфировых вкрапленников оливина и клинопироксена, которые замещаются хлоритом и серицитом. В интерстициях между зерен полевого шпата отмечаются редкие зерна кварца. Структура породы - порфировидная, структура основной массы - равномернозернистая, ксеноморф-ная. Порода - лейкократовая. Размеры вкрапленников могут достигать первых миллиметров. Из второстепенных и акцессорных минералов (менее 1 %) диагностированы апатит, карбонат, титанит, альбит, циркон и рудные минералы. Джелтулинский массив. Для геохронологических исследований джелтулинского массива были отобраны образцы сиенитов ДЖ 13-08-012, ДЖ 13-08034 и ДЖ 13-08-80 (рис. 5), а также рудного метасо-матита ДЖ 13-08-116. Далее приведена краткая петрографическая характеристика этих образцов. Рис. 4. Фотографии петрографических шлифов сиенит-порфира (a, b - николи скрещены) и лампрофиров (c, d - николи скрещены) Верхнеамгинского массива Обозначения минералов: Amp - амфибол, Kfs - калишпат, Ab - альбит, Pl - плагиоклаз, Bt - биотит Fig. 4. Photographs of petrographic sections of syenite-porphyry (a, b - nicols crossed) and lamprophyres (c, d - nicols crossed) of the Verkhneamginsky massif Identification of minerals: Amp - amphibole, Kfs - potassium feldspar, Ab - albite, Pl - plagioclase, Bt - biotite Рис. 5. Фотографии шлифов пород Джелтулинского массива а - моноклинный пироксен в сиените ДЖ 13-08-012; b - включения плагиоклаза и цветных минералов в порфировых выделениях КПШ в сиените ДЖ 13-08-012; c - фрагмент порфировидной структуры сиенита ДЖ 13-08-034, порфировые выделения представлены крупными индивидами КПШ; d - удлиненно-призматические кристаллы пироксена и роговой обманки в сиените ДЖ 13-08-034; e -общая структура сиенита ДЖ 13-08-080; f - шлировые скопления цветных минералов в сиените ДЖ 13-08-080 Fig. 5. Photographs of thin sections of rocks of the Dzheltulinsky massif a - Monoclinic pyroxene in syenite DZ 13-08-012; b - Inclusions of plagioclase and non-ferrous minerals in porphyry secretions of Kfs in syenite DZ 13-08-012; c - a fragment of the porphyry structure of syenite DZ 13-08-034, porphyry precipitates are represented by large individuals of the Cpy; d - elongated prismatic crystals of pyroxene and hornblende in syenite DZ 13-08-034; e - the general structure of syenite DZ 13-08-080; f - accumulations of colored minerals in syenite DZ 13-08-080 Сиенит ДЖ 13-08-012 полнокристаллический, меланократовый. Содержание калиевого полевого шпата (КПШ) - 75 %, плагиоклаза - 10 %, пироксена - 8 %, биотита - 2 %, роговой обманки - 5 %, рудных минералов - 3 %. КПШ пелитизирован, образует неправильные зерна, характерны простые двойники, наиболее крупные выделения калиевого полевого шпата несут включения плагиоклаза и цветных минералов (см. рис. 5, b). Плагиоклаз изменен вторичными процессами, сохранился лишь в качестве включений в КПШ. Моноклинный пироксен представлен в виде призматических, удлиненных, неправильной формы зерен с неровными очертаниями, плеохроизм от бледно-зеленого, бледно-желтого до зеленовато-синих, бледно-розоватых тонов. Пироксен частично изменен вторичными процессами и довольно часто замещен роговой обманкой (см. рис. 5, а). Роговая обманка представлена неправильными, реже короткопризматическими формами зерен с цветом плеохроизма от зеленого до бурого. Биотит присутствует в виде единичных зерен неправильной формы. Рудные минералы развиваются по темноцветным. Состав сиенита ДЖ 13-08-034 представлен КПШ - 60 %, плагиоклазом - 15 %, биотитом -10 %, пироксеном - 10 %, роговой обманкой - 3 %, рудным минералом - 2 %. Структура породы порфи-ровидная, обусловленная крупными индивидами КПШ (см. рис. 5, с), основная масса состоит из гипидиоморфнозернистых кристаллов плагиоклаза и темноцветных минералов. Биотит преобладает среди темноцветных минералов, и равномерно распределен по всей породе в виде индивидуальных гипидио-морфных пластинок. Пироксен и роговая обманка образуют небольшие, неравномерно распределенные скопления, а также встречаются в виде индивидуальных зерен (см. рис. 4, d). Рудный минерал тяготеет к темноцветным минералам. Сиенит ДЖ13-08-80 характеризуется гипидио-морфнозернистой структурой (см. рис. 5, e), полиминеральным составом. Минеральный состав представлен: КПШ - 70 %, плагиоклаз - 10 %, оливин -4 %, пироксен - 5 %, биотит - 5 %, роговая обманка - 10 %, рудный минерал - 1 %. Порода сложена преимущественно удлиненными, призматическими с неправильными очертаниями, изометричными, зернами калиевого полевого шпата с пертитовым строением. Плагиоклаз представлен самостоятельными, прямоугольными, удлиненными формами кристаллов. Роговая обманка представлена короткими призмами с неправильной формы зернами. Моноклинные пироксены двух генераций. Первая представлена удлиненными, призматическими с неправильными очертаниями зернами, в сростках с роговой обманкой или замещая последнюю. Вторая генерация образует шлировые скопления совместно с биотитом и роговой обманкой (см. рис. 5, f). Оливин сохранился в виде зерен неправильной формы с характерной трещиноватостью. Биотит присутствует в двух генерациях. Первая генерация представлена более крупными самостоятельными пластинками биотита, образующими круговые скопления вместе с роговой обманкой вокруг шлировых скоплений более мелких цветных минералов. Вторая генерация биотита представлена тонкими чешуйками, которые образуют шлировые скопления, в ассоциации с очень мелкими пироксеном и роговой обманкой. Результаты Ar-Ar датирования Результаты 40Ar/9Ar датирования пород Джел-тулинского массива. Возрастной спектр монофракции биотита из образца щелочного сиенита ДЖ 13-08-80 образует 40Ar/39Ar возрастной спектр, состоящий из шести ступеней (рис. 6, b; табл. 1). Четыре последние ступени соответствуют возрастному плато с возрастом 117,8 ± 3,8 млн лет (рис. 6, b). Общее количество газа среди ступеней, составляющих возрастное плато отвечает более 80 % от выделенного 39Ar. Амфибол из меланократовых сиенитов (обр. ДЖ 13-08-034, рис. 6, а; табл. 1) демонстрирует возрастной спектр, состоящий из девяти ступеней. Четыре последние ступени объединяются в возрастное плато, средневзвешенный возраст которого составляет 111 ± 1,3 млн лет (рис. 6, а). Плато включает 75 % 39 Ar выделенного в ходе измерений. Ar/Ar возрастной спектр полевого шпата образца щелочных сиенитов (ДЖ 13-08-012) состоит из десяти ступеней (рис. 6, с; табл. 1). Семь ступеней образуют возрастное плато - возрасты всех ступеней совпадают в пределах погрешности 1о [Fleck et al., 1977]. Средневзвешенный возраст плато равен 120,2 ± 1,7 млн лет. Плато включает около 75 % выделенного 39Ar. Валовая проба рудного метасоматита ДЖ 13-08-116 40 л /39 л имеет Ar/ Ar возрастной спектр из девяти ступеней (рис. 6, d; табл. 1). Все ступени кроме первой могут быть включены в возрастное плато со средневзвешенным возрастом 121,4 ± 2,3 млн лет с содержанием 39Ar более 90 % от общего количества (рис. 6, d). Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Верх- 40 39 неамгинского массива. Ar/ Ar спектр полевого шпата дайки минетты (обр. 7062, см. рис. 7, а; табл. 2), состоит из десяти ступеней (рис. 7, а). Восемь средне- и высокотемпературных ступеней образуют возрастное плато и определяют средневзвешенный возраст исследуемого образца величиной 138,5 ± 1,5 млн лет (табл. 2). Количество выделенного 39Ar в рамках возрастного плато составляет более 95 % от общего объема 39Ar, выделившегося из образца в ходе эксперимента. По полевому шпату из дайки минетты (обр. 9079, рис. 7, b; табл. 2) получен 40Ar/39Ar возрастной спектр, состоящий из десяти ступеней (рис. 7, Ъ). Восемь ступеней можно объединить в возрастное плато. Средневзвешенный возраст полученного возрастного плато составляет 133,4 ± 2 млн лет. Объем 39 Л выделенного в рамках возрастного плато Аг достигает 85 % (табл. 2). Полученный возраст соответ- 40 * /39 л ствует возрасту закрытия Аг/ Аг изотопной системы в полевом шпате образца и отвечает времени становления дайки минетты. Результаты U-Pb датирования Для определения U-Pb возраста пород Верхнеам-гинского массива были отобраны цирконы из трубок взрыва АМ 45-18 и АМ 46-18. В основном цирконы представлены в виде обломков размером 200-400 мкм. В катодолюминесцентных изображениях наблюдается магматическая зональность. Встречаются предположительно реликтовые ядра цирконов (см. рис. 8). U-Pb изотопные результаты и характер распределения тория, урана и величины Th/U приведены в табл. 3. Экспериментально полученные результаты свидетельствуют о наличии трех кластеров возрастов: 1,9-2,1; 2,4-2,6 и 2,7-2,9 млрд лет соответственно (рис. 8, табл. 3). При этом примерно 70 % точек соответствует второй группе возрастов. Средневзвешенный возраст по этим группам результатов составляет 2 466 ± 24 млн лет и 2 449 ± 21 млн лет для образцов АМ 45-18 (рис. 8, а) и АМ 46-18 (рис. 8, Ъ) соответственно. Рис. 6. Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Джелтулинского массива а - возрастные спектры амфибола из образца сиенита ДЖ 13-08-034; Ъ - биотита из образца сиенита ДЖ 13-08-080; c - полевого шпата из образца сиенита ДЖ 13-08-012; d - метасоматита ДЖ 13-08-116 Fig. 6. Results of 40Ar/39Ar dating of rocks of the Dzheltulinsky massif. a - Age spectra of amphibole from syenite sample DZ 13-08-034; Ъ - biotite from syenite sample DZ 13-08-080; c nite sample DZ 13-08-012; d - ore bearing metasomatic rock DZ 13-08-116 feldspar from sye- Таблица 1 Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Джелтулинского массива Results of 40Ar/39Ar dating of rocks of the Dzheltulinsky massif Table 1 T, °C 40Ar/39Ar ± 38Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar ± Выделенный 39 a n/ Возраст, ± Ar, % млн лет ДЖ 13- 08-80 биотит; J = 0,004976 ± 0,000065 500 115,7 12,4 0,1 0,1 0,8 0,6 0,3 0,1 0,7 112,8 265,9 850 19,2 0,2 0,033 0,008 0,07 0,03 0,06 0,01 10,1 9,3 31,0 970 18,47 0,03 0,015 0,001 0,011 0,008 0,016 0,001 47,2 118,3 3,8 1 025 18,19 0,05 0,016 0,003 0,01 0,01 0,015 0,003 67,0 119,7 6,6 1 100 19,30 0,06 0,021 0,002 0,01 0,01 0,022 0,003 84,1 112,2 7,6 1 170 19,08 0,09 0,018 0,003 0,03 0,01 0,018 0,005 100,0 119,8 11,5 T, °C 40Ar/39Ar ± 38Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar ± Выделенный 39Ar, % Возраст, млн лет ± ДЖ 13-08-034 амфибол; J = 0,003948 ± 0,000041 500 33,4 0,5 0,04 0,01 0,03 0,02 0,03 0,02 0,07 0,01 3,5 600 22,88 0,09 0,017 0,001 0,006 0,002 0,006 0,002 0,023 0,004 17,2 700 20,78 0,05 0,021 0,001 0,020 0,007 0,020 0,007 0,013 0,002 31,1 800 19,48 0,06 0,019 0,003 0,029 0,004 0,029 0,004 0,017 0,003 46,8 900 21,59 0,02 0,026 0,004 0,036 0,006 0,036 0,006 0,025 0,001 55,7 1 000 20,43 0,03 0,016 0,001 0,049 0,005 0,049 0,005 0,022 0,001 69,0 1 075 20,06 0,03 0,016 0,002 0,059 0,005 0,059 0,005 0,016 0,001 83,4 ДЖ 13-08-034 ПШ; J = 0,00511 ± 0,000068 500 24,5 5,4 0,25 0,05 0,42 0,09 0,2 0,2 0,3 10 574,7 600 19,52 0,02 0,0167 0,0002 0,004 0,003 0,023 0,001 4,1 114,8 3,0 685 14,86 0,02 0,0177 0,0004 0,101 0,004 0,006 0,001 14,1 115,6 3,8 750 16,11 0,02 0,015 0,002 0,070 0,003 0,0105 0,0009 19,3 116,0 2,7 825 15,34 0,01 0,0169 0,0004 0,088 0,004 0,0053 0,0006 27,5 122,7 2,2 890 16,15 0,03 0,012 0,001 0,102 0,003 0,009 0,001 32,5 119,6 4,1 970 17,15 0,02 0,0138 0,0007 0,067 0,002 0,0125 0,0006 37,7 119,9 2,1 1 050 15,63 0,01 0,0150 0,0003 0,063 0,001 0,0076 0,0003 50,8 119,3 1,7 1 1 00 16,68 0,02 0,0172 0,0006 0,060 0,002 0,0109 0,0007 59,4 119,9 2,4 1 150 15,93 0,01 0,0162 0,0004 0,0486 0,0006 0,0086 0,0003 76,8 119,5 1,8 1 200 15,65 0,02 0,0161 0,0001 0,036 0,001 0,0070 0,0006 100,0 121,0 2,1 ДЖ 13-08-116; J = 0,005091 ± 0,000068 500 87,4 2,3 0,04 0,03 0,3 0,1 0,18 0,03 0,2 285,5 61,7 600 22,80 0,04 0,0187 0,0009 0,012 0,007 0,023 0,002 3,2 140,9 4,2 680 16,16 0,03 0,0162 0,0007 0,007 0,004 0,008 0,001 10,0 121,7 3,8 750 14,88 0,03 0,0173 0,0005 0,003 0,003 0,004 0,002 22,2 122,4 5,1 800 14,27 0,01 0,0160 0,0004 0,001 0,001 0,0026 0,0007 38,0 120,0 2,4 850 15,19 0,03 0,0120 0,0009 0,0009 0,0009 0,0049 0,0009 43,3 122,0 2,8 925 14,65 0,02 0,0156 0,0002 0,0005 0,0005 0,004 0,001 52,7 120,9 3,1 1 000 14,22 0,02 0,0159 0,0002 0,0003 0,0003 0,002 0,001 68,8 121,6 3,1 1 075 14,34 0,02 0,0148 0,0002 0,0003 0,0003 0,002 0,001 85,4 121,7 3,4 1 175 14,48 0,02 0,0155 0,0001 0,002 0,002 0,002 0,001 100,0 123,0 2,9 Рис. 7. Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Верхнеамгинского массива Возрастные спектры КПШ из образцов минет 7062 (а) и 9079 (b) Fig. 7. Results of 40Ar/39Ar dating of rocks of the Verkhneamginsky massif Age spectra of Kfs from lamprophyre samples 7062 (a) and 9079 (b) Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Верхнеамгинского массива Results of 40Ar/39Ar dating of rocks of the Verkhneamginsky massif 40Ar/39Ar ± 38Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar ± Выделенный 39Ar, % Возраст, млн лет Table 2 Таблица 2 T, °C 7 062 КПШ J = 0,003684 ± 0,000036 ± 500 86,0 1,4 0,04 0,02 17,6 7,9 0,26 0,01 0,3 67,8 24,6 600 36,4 0,1 0,025 0,002 2,0 1,2 0,058 0,002 2,1 124,2 3,5 700 26,82 0,03 0,016 0,002 1,0 0,2 0,0168 0,0009 8,5 139,8 2,1 775 24,42 0,02 0,0150 0,0004 0,7 0,2 0,0087 0,0005 20,7 139,7 1,6 825 23,23 0,03 0,0177 0,0006 0,4 0,1 0,007 0,001 32,9 136,2 2,4 T, °C 40Ar/39Ar ± 38Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar ± Выделенный 39Ar, % Возраст, млн лет ± 875 25,02 0,07 0,0193 0,0003 0,1 0,1 0,012 0,003 37,1 138,1 5,1 950 22,83 0,02 0,0167 0,0001 0,11 0,08 0,0044 0,0004 58,8 137,7 1,5 1 000 23,25 0,01 0,0176 0,0008 0,3 0,2 0,0061 0,0005 71,3 137,1 1,6 1 065 23,89 0,02 0,0174 0,0004 0,2 0,1 0,0078 0,0008 86,0 138,0 2,0 1 130 24,35 0,03 0,0179 0,0006 0,2 0,2 0,010 0,001 100,0 136,2 2,5 9 079 КПШ J = 0,003515 ± 0,000032 500 72,2 0,1 0,041 0,003 0,5 0,4 0,168 0,001 3,2 137,7 2,7 600 25,51 0,02 0,020 0,001 0,4 0,2 0,0223 0,0008 13,6 116,2 1,8 675 25,84 0,03 0,0162 0,0009 0,1 0,1 0,0147 0,0009 32,0 131,4 2,0 740 26,34 0,04 0,0176 0,0008 1,0 0,2 0,015 0,001 49,7 134,6 2,8 800 24,04 0,06 0,019 0,002 0,7 0,2 0,009 0,002 57,5 130,2 3,1 900 24,5 0,1 0,017 0,001 0,5 0,1 0,008 0,003 72,3 134,6 6,0 975 26,1 0,1 0,022 0,002 0,5 0,3 0,010 0,005 76,9 140,8 9,3 1 050 25,96 0,1 0,0158 0,0002 0,01 0,07 0,011 0,003 84,3 137,9 6,0 1 100 25,92 0,08 0,018 0,001 0,0 0,2 0,011 0,002 90,8 138,8 4,2 1 150 26,2 0,1 0,0184 0,0004 0,01 0,03 0,011 0,003 100,0 140,3 6,2 Рис. 8. Результаты U-Pb исследования цирконов из щелочных пород Верхнеамгинского массива АМ 45-18 (а) и АМ 46-18 (b) Fig. 8. The results of the U-Pb investigations of zircons from alkaline rocks of the Verkhneamginsky massif AM 45-18 (a) and AM 46-18 (b) Таблица 3 Результаты U-Pb датирования пород Верхнеамгинского массива Table 3 Results of U-Pb dating of rocks of the Verkhneamginsky massif 206Pb, u, Изотопные отношения Воз эаст, млн лет № Th/U Pb207/ la Pb207/ la Pb206/ la Pb / la Pb207/ la Pb207/ la Pb206/ la Pb208/ la ppm ppm Pb206 U235 U238 Th232 Pb206 U235 U238 Th232 1 0,70 328 796 0,15665 0,00309 9,85322 0,2011 0,45297 0,00759 0,15081 0,00256 2 420 33 2 421 19 2 409 34 2 839 45 5 1,07 69 140 0,19488 0,00392 14,69975 0,39444 0,53688 0,00907 0,14855 0,00259 2 784 33 2 796 26 2 770 38 2 799 46 9 1,02 132 415 0,12068 0,00244 5,64852 0,12715 0,34821 0,00584 0,09369 0,00164 1 966 36 1 924 19 1 926 28 1 810 30 10 1,14 74 144 0,2072 0,00421 15,45234 0,43002 0,55577 0,0094 0,14886 0,00266 2 884 33 2 844 27 2 849 39 2 805 47 11 0,79 28 67 0,16216 0,0035 10,09813 0,37078 0,4611 0,00796 0,13236 0,00262 2 478 36 2 444 34 2 444 35 2 513 47 12 0,94 64 147 0,16156 0,00341 10,77276 0,34818 0,47007 0,00801 0,13281 0,00252 2 472 35 2 504 30 2 484 35 2 521 45 13 0,22 104 290 0,13135 0,0027 7,06219 0,17182 0,38831 0,00653 0,11347 0,00228 2 116 36 2 119 22 2 115 30 2 172 41 14 1,44 86 213 0,15823 0,00327 9,55176 0,24631 0,43655 0,00735 0,12073 0,0022 2 437 35 2 393 24 2 335 33 2 304 40 15 0,73 28 94 0,1124 0,00246 5,05317 0,15273 0,32338 0,00551 0,09502 0,00187 1 839 39 1 828 26 1 806 27 1 835 35 17 0,52 67 136 0,19116 0,00407 14,25565 0,46747 0,53307 0,00907 0,16644 0,00342 2 752 35 2 767 31 2 754 38 3 112 59 20 0,89 36 85 0,15782 0,00341 9,92605 0,30769 0,45245 0,00768 0,12837 0,00259 2 433 36 2 428 29 2 406 34 2 441 46 21 1,21 103 233 0,1838 0,00363 12,89758 0,29478 0,51373 0,00873 0,14859 0,00253 2 688 32 2 672 22 2 673 37 2 800 45 22 0,57 325 1 064 0,11823 0,00232 5,66053 0,10837 0,34897 0,00589 0,10364 0,00175 1 930 35 1 925 17 1 930 28 1 993 32 25 0,51 80 172 0,19445 0,00387 14,16719 0,35715 0,52844 0,00896 0,1474 0,00263 2 780 32 2 761 24 2 735 38 2 779 46 26 0,21 133 376 0,13019 0,00258 7,04295 0,14757 0,38736 0,0065 0,11012 0,00198 2 101 34 2 117 19 2 111 30 2 112 36 27 0,85 67 215 0,11704 0,00238 5,55987 0,13469 0,34212 0,00577 0,09899 0,00172 1 912 36 1 910 21 1 897 28 1 908 32 28 0,96 84 201 0,16013 0,00321 9,97226 0,24549 0,45884 0,00772 0,12598 0,00217 2 457 33 2 432 23 2 434 34 2 398 39 29 1,13 63 134 0,18791 0,00379 13,09341 0,3574 0,51749 0,00873 0,13984 0,00243 2 724 33 2 686 26 2 689 37 2 646 43 30 0,60 32 95 0,12257 0,00259 6,1709 0,18548 0,36098 0,00613 0,10233 0,00194 1 994 37 2 000 26 1 987 29 1 969 36 31 1,14 82 199 0,16162 0,0033 9,32856 0,25252 0,43313 0,00727 0,11792 0,00206 2 473 34 2 371 25 2 320 33 2 253 37 32 1,00 95 217 0,16142 0,00327 10,2971 0,26654 0,46115 0,0077 0,13026 0,00226 2 471 34 2 462 24 2 445 34 2 475 40 33 0,11 711 1 627 0,15574 0,00306 9,71782 0,18136 0,45289 0,00747 0,13052 0,00226 2 410 33 2 408 17 2 408 33 2 480 40 34 1,30 73 158 0,16367 0,00332 11,19789 0,29836 0,47455 0,00791 0,13873 0,0024 2 494 34 2 540 25 2 504 35 2 626 43 35 0,27 211 572 0,13224 0,00266 6,88253 0,15305 0,3828 0,00633 0,1445 0,00271 2 128 35 2 096 20 2 089 30 2 728 48 37 1,35 136 298 0,16041 0,00323 10,21105 0,23297 0,45668 0,00751 0,12872 0,00221 2 460 34 2 454 21 2 425 33 2 447 40 38 1,02 89 198 0,16088 0,00326 10,21284 0,24164 0,44501 0,00732 0,13476 0,00234 2 465 34 2 454 22 2 373 33 2 555 42 39 0,50 95 180 0,18724 0,0038 13,54506 0,34516 0,52146 0,00858 0,16198 0,00294 2 718 33 2 718 24 2 705 36 3 034 51 40 0,48 174 350 0,17383 0,0035 11,77483 0,25603 0,48837 0,00798 0,15422 0,00271 2 595 33 2 587 20 2 564 35 2 899 47 41 0,45 166 315 0,18208 0,00369 13,62277 0,32676 0,51554 0,00844 0,1589 0,00286 2672 33 2 724 23 2 680 36 2 981 50 42 0,68 43 91 0,15651 0,00335 10,21261 0,34676 0,45877 0,00766 0,15773 0,00302 2418 36 2 454 31 2 434 34 2 960 53 43 0,85 91 194 0,15979 0,00328 10,27655 0,25479 0,44943 0,00735 0,13293 0,00237 2 453 34 2 460 23 2 393 33 2 523 42 Обсуждение результатов Мезозойский магматизм. Полученные 40Ar/39Ar методом возраста внедрения даек лампрофиров согласуются с ранее опубликованными датировками мезозойского магматизма Верхнеамгинского массива. Кристаллизация сиенитов и поздних даек лампрофиров происходила 131,4 ± 1,5 млн лет (131,4 ± 2,9 млн лет, U-Pb метод [Prokopyev et al., 2019]) и 117,7 ± 3,4 млн лет назад соответственно [Пономарчук и др., 2019], а ранний этап внедрения даек лампрофиров имел место в интервале 134,9 ± 1,6 - 132,3 ± 1,5 млн лет [Prokopyev et al., 2019]. Исследуемый в работе образец дайки минетты 7062 показывает чуть более древний возраст внедрения - 138,5 ± 1,5 млн лет, что расширяет диапазон щелочного магматизма до интервала 138,5 ± 1,5 - 117,7 ± 3,4 млн лет. В результате проведенных исследований получен возраст формирования меланократовых сиенитов (ДЖ 13-08-012 и ДЖ 13-08-80) - 120,2 ± 1,7 млн лет (по полевому шпату) и 117,8 ± 3,8 млн лет (по биотиту), соответственно. Так же получен возраст внедрения дайки меланократовых сиенитов (ДЖ 13-08-034) -111 ± 1,3 млн лет (по амфиболу). Возраст образования рудного метасоматита (ДЖ 13-08-116) составил 121,4 ± 2,3 млн лет. Полученные возрасты кристаллизации щелочных сиенитов совпадают с ранее опубликованными датировками [Прокопьев и др., 2018] - возраст лейко-кратовых сиенит-порфиров (пуласкитов) составляет 121,1 ± 1,3 млн лет, а дайки лаурвикитов и пуласкитов внедрились в массив в интервале 120,1 ± 2118,3 ± 2,1 млн лет. При этом полученный возраст дайки меланократовых сиенитов (ДЖ 13-08-034) -111 ± 1,3 млн лет, что несколько моложе возраста трахитов - 115,5 ± 1,6 млн лет [Прокопьев и др., 2018] и расширяет интервал мезозойского магматизма от 121 до 111 млн лет. Установленные временные рамки магматизма Верхнеамгинского массива близки по времени с позднемезозойскими магматическими процессами, широко проявленными в других районах Алдано-Станового щита. Особое место среди щелочных областей Алдана отводится Центрально-Алданскому району, с одной стороны, в силу его особого экономического потенциала, а с другой - в силу его наибольшей изученности. Рябиновый щелочной массив считается эталонным объектом, на котором проявлены все фазы мезозойского щелочного магматизма [Кочетков и др., 1989; Максимов, 2003]. Данные Ar-Ar датирования ортоклаза из щелочного сиенита массива установили возраст формирования пород - 144,8 ± 1,5 млн лет [Borisenko et al., 2011]. Дайки лампрофиров Рябинового массива датируются интервалом 129-125 млн лет [Borisenko et al., 2011]. В пределах Лебединого рудного поля лампро-фиры имеют близкий возраст - 132,4 ± 1,6 млн лет (40Ar/39Ar по флогопиту [Borisenko et al., 2011]). U-Pb и Rb-Sr изотопные системы подтверждают (раннемело-вой-позднеюрский) возраст кристаллизации сиенитов и лампрофиров Рябинового массива - 147-120 млн лет [Шатов и др., 2012; Шатова и др., 2017]. Щелочные породы массива Инагли (Центрально-Алданский район) сформировались в несколько этапов: кристаллизация оторочки дунитового ядра - кли-нопироксенитов, датируется возрастом 145,8 ± 3,2 млн лет; и образование дифференцированного щелочного кольца массива происходило в интервале 133128 млн лет [Ибрагимова и др., 2015; Пономарчук и др., 2019]. Возраст образования флогопитовой вкрапленности в дунитах составляет 136,5 ± 5,3 млн лет (по флогопиту), а возраст формирования рудных жил (по амфиболу из полевошпат-хромдиопсид-слюдяной жилы) равен 133,4 ± 1 млн лет [Пономарчук и др., 2019]. В результате исследований массива Ыллымах (Центрально-Алданский район) выделено три эпизода внедрения магм - 140, 130 и 125 млн лет, соответствующие трем группам пород - фельдшпатоидным и щелочные сиенитам, сиенитам от нефелин до кварцсодержащих и эгириновые щелочно-полево-шпатовым гранитам [Васюкова и др., 2020]. Полученный возраст оруденения Джелтулинско-го массива - 121,4 ± 2,3 млн лет - совпадает со становлением ранних фаз - лейкократовыми сиенитами и сиенит-порфирами. Мезозойский магматизм Джелтул-линского массива, как и связанное с ним золотое ору-денение, моложе по сравнению с магматизмом Центрально-Алданского рудного узла. Эволюция рудооб-разующих систем Центрально-Алданского района охватывает интервал 138-130 млн лет. Основные ру-допродуктивные стадии на месторождениях Рябиновое, Куранах и Лебединое, по данным Ar-Ar датирования, попадают в достаточно узкий диапазон времени ~ 137 млн лет, что предполагает их синхронное проявление в различных участках Центрально-Алданского щелочного комплекса. U-Pb возраст цирконов околорудных гумбеитов Рябинового массива составляет 125-133 млн лет [Шатова и др., 2017]. По данным U-Pb датирования, магматическая и гидротермально-метасоматическая деятельность в пределах

Скачать электронную версию публикации