Фанерозойские магматические пояса и формирование структуры Охотоморского геоблока

Говоров, Георгий Иванович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Фанерозойские магматические пояса и формирование структуры Охотоморского геоблока
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Фанерозойские магматические пояса и формирование структуры Охотоморского геоблока"

На правах рукописи

Говоров Георгий Иванович

ФАНЕРОЗОЙСКИЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОЯСА И ФОРМИРОВАНИЕ СТРУКТУРЫ ОХОТОМОРСКОГО ГЕОБЛОКА

25.00.03 - геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Иркутск 2005

Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН, г. Владивосток

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Рассказов Сергей Васильевич; доктор геолого-минералогических наук, профессор Владимиров Александр Геннадьевич;

доктор геолого-минералогических наук Мишин Леонид Федорович

Ведущая организация: Северо-восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН, г. Магадан

Защита состоится 2О ОКТЯХрЯ 2005 г. в 9:00 час. на заседании Диссертационного совета Д 003.022.02 при Институте земной коры СО РАН; адрес: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128, ИЗК СО РАН

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Иркутского научного центра СО РАН; адрес: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова,

Отзывы, заверенные гербовой печатью учреждения, в двух экземлярах просим направлять на имя ученого секретаря Дисс. совета по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128, ИЗК СО РАН

128

Автореферат разослан _ Г С&И 2005 г.

Ученый секретарь Диссертационного совета, к.г.-м.н.

Ю.В. Меньшагин

7ъъГ

2 Ъ5гчг\$

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. В последние десятилетия для построения петролого-геодинамических моделей формирования окраин континентов и океанов объектом изучения является коллаж разнородных тектонических элементов тихоокеанского обрамления, крупный сегмент которого составляет Охотоморский регион (Охотское море и окружающие его структуры). Результаты драгирования показали, что выходы акустического фундамента положительных морфоструктур дна Охотского моря, как и наземные территории его обрамления, насыщены полихронными палеозойско-кайнозойскими комплексами изверженных пород известково-щелочного типа, характерными для современных надсейсмофокальных (надсубдукционных) магматических поясов (дуг), трассирующих границы конвергенции (субдукции) литосферных плит и в значительной мере определяющих строение и эволюцию активных окраин океана. Естественно полагать, что магмонасыщенные тектонические элементы дна моря и его обрамления сложены фрагментами древних магматических поясов и, таким образом, решение проблемы происхождения и формирования последних открывает возможность воссоздания геологической истории азиатской окраины Тихого океана.

Цель и задачи. Цель настоящей работы - распознать условия, время и место формирования магматических поясов Охотоморского региона и, тем самым, его развитие как единой геотектонической структуры с позиций современного мобилизма.

Поскольку регион насыщен полихронными комплексами изверженных пород известково-щелочного типа, характерными для надсубдукционных поясов, для достижения цели были поставлены и последовательно решены три основные группы задач. - 1. Установление генетических связей тектонического и магматического развития структур, приуроченных к конвергентным границам литосферных плит на примере кайнозойских активных окраин Тихого океана; выделение тектонотипных магматических ассоциаций-индикаторов геодинамических обстановок ортогонального (фронтального) и косого (субтрансформного, трансдукционного) характеров субдукции. 2. Выявление и реконструкция линеаментов, принадлежащих надсубдукционным магматическим поясам; составление схемы магматических поясов Охотоморского региона; определение различными методами основных геолого-геодинамических характеристик магматических поясов: хронологических границ магматической активности пояса, типа субдукции (ортогональный или косой), направления падения сейсмофокальной поверхности (палеозоны субдукции), палеошироты и т.д. 3. Реконструкция морских палеобассейнов, ограничивавшихся поднятиями выявленных магматических дуг; построение для палеозоя - раннего кайнозоя палеотектонических схем, иллюстрирующих этапы формирования структуры Охотоморского региона на основе согласования геолого-геодинамических характеристик магматических поясов, кинематических параметров литосферных плит Палеопацифики и других региональных геологических данных.

Фактический материал и методы исследований. Основу диссертации составили данные автора, полученные в результате работ, проводимых с 1977 года на островах Большой и Малой Курильских гряд, Сахалине, Камчатке, в Корякин, а также в морских геолого-геофизических экспедициях в Охотском и Филиппинском морях. Ряд образцов был передан в коллекцию автора для исследований Б.И. Васильевым, Г.С. Гнибиденко, И.П. Аверьяновым и А.И. Абдурахмановым. Кроме того, использовался обширный литературный шщ |иД1Г |11| II ищи ни, > цытпифии.

НОи НАЦИОНАЛЬНАЯ 1 :,!<)ТЕКА

магматизму, геохронологии и тектонике структурно-вещественных комплексов Охотоморского региона.

Для создания целостной картины строения и формирования Охотоморского региона основным методом послужил структурно-вещественный анализ породных комплексов. Для выявления геолого-петрологической специфики магматических поясов и их возраста проводились прежде всего изучение состава и геохронометрия изверженных пород. Химический состав пород и содержания микроэлементов группы железа определялись в ДВГИ ДВО РАН соответствешго методом "мокрой" химиии (аналитики С.П. Славкина, Л.И. Алексеева, Т.И. Макарова, С.П. Баталова) и количественного спектрального анализа (аналитики Т.В. Сверкунова, Э.Д. Голубева, Л.И. Азарова, Т.К. Бабова), содержания редких элементов - рентген-радиометрическим методом в Институте химиии ДВО РАН (аналитики В.В. Коваленко и Л.Г. Арефина) и ПГО "Приморг еология" (аналитик М. Войтышина) В ИЗК СО РАН был получен многоэлементный состав 30 проб, проанализированных методом ИСП-МС. Для 5-ти образцов Малокурильской островодужной системы был определен изотопный состав Nd и Sr (аналитик Д.З. Журавлев, ИМГРЭ). Изотопный возраст пород был получен K-Ar методом в ДВГИ ДВО РАН (аналитики A.B. Игнатьев и С.А. Бойко; выделение монофракций минералов для анализа - Ю.А. Лебедев) и в ИГЕМ РАН (аналитик ММ. Аракелянц).

Основные защищаемые положения. 1. Основу геологического строения альбско-палеоценовой Малокурильской палеоостроводужной системы (осевая зона Южно-Курильского поднятия) составляют структурно-вещественные комплексы трех магматических поясов: (1) Раннешикотанскою, альб-сантонского; (2) Матакотанского, кампан-датского, и (3) Позднешикотанского, Маастрихт-палеоценового. Для 1 и 3 поясов установлена северная полярность палеосейсмофокальных зон, для 2 - южная. По геохимическим (Nd-Sr-изоюпия) данным, Малокурильская система была заложена на литосферном фундаменте палеозойско-мезозойского гранитоидного Южно-Охотоморского пояса.

2. В результате геохронологических и геолого-гесдинамических корреляций фанерозойских магматических образований дна Охотского моря и его обрамления в регионе выделяется 15 магматических поясов: 1) Китаками-Монеронский, 2) Тайгоносский, 3) Южно-Охотоморский*, 4) Квахонский, 5) Камчатско-Кашеваровский*, 6) Шельтингский*, 7) Токоро-Озерский, 8) Учирский, 9) Шикотанско-Академический*, 10) Матако1анский*, 11) Позднешикотанский*, 12) Макаровский*, 13) Трансохотоморский*, 14) Курильский и 15) Валагинский. Для всех поясов определены время формирования и полярюсгь. Отмеченные * пояса выделены впервые.

3. Закрытие Палео-Хидака-океана, начавшееся в позднем валанжине, завершилось альбеким столкновением Китаками-Монеронского и Восточно-Сахалинского поднятий на западе Охотоморского региона. А современный структурный план Северо-Охотоморского peí иона определяется альб-туронским столкновением Камчатско-Кашеваровской палеодуги с дрейфовавшим в составе плиты Кула океанским плато. В результате надсубдукционный магматический линеамент был фрагментирован и приобрел форму пе!ли, в ценгре которой оказалось коллизировавшее с дугой подня i ие Охотско-Большерецкого геоблока, для которого предполагается внутриокеаническое вулканогенное происхождение.

4. В кампане - палеоцене Южно-Охотоморский регион развивался как внутриокеаническое море с активными окраинами и субширотной срединной спрединговой системой. С запада Палеоохотский бассейн ограничивался Озерской и

Учирской магматическими дугами (Восточно-Сахалинское поднятие), с юга -дугами Матакотанской и Позднешикотанской (Южно-Курильское поднятие), с севера - поднятием Трансохотоморской дути. Отмирание в конце палеоцена срединно-бассейнового рифта спровоцировало северный дрейф Южно-Курильского поднятия и привело к закрытию Палеоохотского бассейна с образованием Охотоморского геоблока в середине эоцена.

5. Нарушения зональности - появление калиевых магм во фронтальных зонах дуг - обусловлены латеральным перемещением флогопитизированных блоков конвектирующей астеносферы от тыловых зон в сторону желоба. Во встречносубдукционных островодужных системах типа Малокурильской образование шошонитовых магм происходит в результате флюидного привноса в субстраты большого количества Шэ, К и Ва, сконцентрированных в узком мантийном клине между двух плотных малопроницаемых слэбов. Напротив, в моносубдукционных приокеанических системах типа Курильской выплавление шошонитов - спорадический феномен, так как металлоносные флюиды рассеиваются в большом объеме поддугово-задуговой конвектирующей астеносферы.

Научная новизна. 1. Впервые для региона на основе актуалистических подходов, предлагаемых новой глобальной тектоникой, обобщены и применены методические принципы выявления палеомагматических поясов, принимавших участие в геодинамической эволюции Охотоморского геоблока. 2. Представлены обоснования для выделения в регионе 8 не выявленных ранее магматических поясов. 3. Выявлена бонинитовая специфика продуктов вулканизма для кососубдукционных энсиматических островодужных систем. 4. По изотопным данным определена "энсиалическая" природа базальтоидов Малокурильской палеоостроводужной системы. 5. Впервые в регионе выявлены всгречносубдукционные Малокурильская, Озерско-Учирская и Валагинская палеоостроводужные системы, обладающие типовыми геохимическими чертами магматизма. 6. В рамках концепции тектоники плит предложена одна из первых согласованная целостная картина генезиса крупной окраинноморской области площадью 2,5 млн кв км.

Практическое значение. 1. Впервые составлена схема фанерозойских магматических поясов Охотоморского региона, включая его подводную территорию. 2. В Восточно-Сахалинских горах и на островах Малой Курильской гряды, по палеонтологическим и геохронологическим данным, установлен возраст ряда впервые выделяемых и известных ранее стратиграфических и литолого-петрографических подразделений. 3. Результаты работы использовались (Малая Курильская гряда) и могут быть использованы в практике геологического картирования отдельных площадей региона.

(Иркутск, 1987), 1-й Тихоокеанской школе по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1983), Всероссийском совещании "Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Северной Пацифики" (Магадан, 2003), Всероссийском совещании "Напряженное состояние литосферы, ее деформация и сейсмичность" (Иркутск, 2003), а также решональных научных совещаниях и заседаниях Ученого совета ДВГИ ДВО РАН.

Структура диссертации. Диссертация состоит из "Введения", шести глав основною текста и "Заключения". Диссертация, общим объемом 291 страницу, включает 55 иллюстраций, 32 таблицы (таблицы из текста вынесены в приложение) и список литературы, насчитывающий 306 наименований.

В Главе 1 "Некоторые закономерности развития малопродуктивных субдукционных систем как методико-теоретическая основа для пространственно-временных палеотектонических реконструкций Азиатско-Тихоокеанского сегмента Земли" на основе анализа геодинамики и состава изверженных пород преимущественно кайнозойских магматических поясов определены актуалистические принципы выделения их палеоаналогов и обсуждается методология связанных с магматизмом реконструкций зон сочленения континент-океан.

В Главе 2 "Тектоническое районирование и размещение линеаментов магматических поясов на структурах Охотско-Курильского бассейна" приведены материалы по расположению структур на морской территории и предвари 1ельно выделены пояса на подводных поднятиях региона в основном по данным изотопного датирования магматических пород.

В Главе 3 "Геолого-геодинамическая характеристика магматических поясов на структурах Охотско-Курильского бассейна" представлены обоснования для выделения и дано описание магматических поясов, расположенных на подводных поднятиях и в Срединнокамчатском хребте.

В Главе 4 "Магматические пояса островного и континентального обрамления Охотского бассейна" выделены и охарактеризованы пояса западного и северного обрамления Охотского моря.

В Главе 5 "Происхождение вулканических серий магматических поясов охотоморских островных дуг по петрогеохимическим и геодинамическим данным" анализируется петрогеохимический материал по вулканическим сериям разных геохимических зон островных дуг и рассматривается влияние надслэбовой конвекции астеносферы на особенности геохимической зональности вулканических поясов.

Глава 6 "Формирование структуры Охотоморского геоблока в рамках концепции тектоники плит" посвящена разработке модели формирования структуры всего Охотоморского региона (геоблока) на основе согласования геолого-геодинамических характеристик магматических дуг, кинематических параметров литосферных плит Палеопацифики и других региональных геологических данных.

Работа выполнена в лаборатории региональной геологии и тектоники ДВГИ ДВО РАН и является частью плановых исследовательски?, программ института по геологии, магматизму и рудоносности зоны перехода континент-океан.

В ходе экспериментальной и творческой работы тад диссертацией автор с благодарностью пользовался советами и помощью А.И. Абдурахманова, И.П. Аверьянова, З.Г. Бадрединова, Б.И. Васильева, C.B. Высоцкого, Г.С. Гнибиденко, В.В. Голозубова, И.В. Кемкина, А.И. Малиновского, П.В. Маркевича, F. H Меланхолиной, В.П. Симаненко, И.А. Тарарина, А.И. Ханчука, A.A. Цветкова, В И

Шульдинера, С.А. Щеки. Особенно автор признателен И.Н. Говорову и С.М. Синице, постоянно поддерживавших и конструктивно обсуждавших исследования и их результаты, а также Т.М. Михайлик, оказавшей неоценимую помощь в оформлении рукописи.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

В работе в состав Охотоморского геоблока включаются тектонические элементы дна Охотского моря, главными из которых являются поднятия Охотского свода, Болыиерецкое, вала Кашеварова, Института океанологии и Академии наук СССР, впадины ТИНРО, Дерюгина и Южно-Охотская, а также структуры островного и континентального обрамления моря — поднятия Восточно-Сахалинское, Кони-Тайгоносское, Срединнокамчатское, Восточно-Камчатское, СевероКурильское, Южно-Курильское и Китаками-Монеронское.

В соответствии с принципами актуализма и на основе анализа геодинамики кайнозойских и, отчасти, мезозойских магматических поясов островных дуг и активных окраин континентов в работе приняты понятие магматического пояса, а также ряд известных из литературы методически разработанных и априорных правил, необходимых для выявления палеопоясов и определения палеотектонической позиции древних магматически активных или пассивных структур относительно друг друга (правила 6 и 8 предложены и частично обоснованы автором).

1. Магматический пояс (палеопояс) - линейная региональная (трансрегиональная) зона, сложенная преимущественно низкотитанистыми (<1,4 % Т1О2) андезитоидно-базальтоидными (включая интрузивные фации) магматическими и (или) вулканогенно-осадочными породными комплексами, сформированными в надсубдукционной обстановке. Древние магматические пояса, как и кайнозойские, формировались в пределах надсубдукционных линейных поднятий в процессе субдукции океанической плиты под окраину континента либо островную дугу. Одной погружающейся литосферной пластине и периоду ее субдукции соответствуют один магматический пояс и период его формирования. Магматический пояс - главный вещественный элемент надсубдукционного поднятия магматической дуги; но в структуру последней также включаются фрагменты океанической коры, аккретированной к поднятию в процессе субдукции.

2. Не супрасубдукционные магматические образования, характерные для рифтовых зон, трансформных разломов и других геодинамических обстановок, объединяются в пояса с соответствующими оговорками.

3. В магмоактивные периоды поднятия региона пребывали в малоподвижном состоянии, поскольку находились над субдуцирующимися океаническими пластинами, "заякоренными" в упругой стационарной мезосфере.

4. В амагматичные периоды поднятия региона могли представлять собой: а) элемент пассивной окраины, б) элемент трансформной окраины, в) внутреннюю структуру континентального блока, г) литосферный блок, движущийся в составе одной из океанических мегаплит.

5. При столкновении движущегося амагматичного блока с неподвижным магмоактивным, как правило, происходит смещение магматической активности с одного блока на другой, ввиду перескока зоны субдукции на вновь образованную океаническую окраину составной структуры столкнувшихся блоков.

6. В результате столкновения субпараллельно ориентированных спрединговой и

субдукционной систем, последняя теряет и субдужирующуюся пластину, и сответствующий специфический магматизм; при этом, в случае внутриокеанического расположения островной дуги, ее поднятие может уйти в дрейф на той же литосферной плите, которая ранее субдуцировапась под него.

7. Позиция поднятий по отношению к субдуцируемой океанической плите определяется (а) по поперечной зональности (полярности) синхронных вулканитов в магматическом поясе и (б) по фронтальному положению аккреционного клина океанических офиолитов в структуре магматической дуги.

8. Магмоактивные энсиматические поднятия, расположенные над зонами косой субдукции, обладают специфическими особенностями: (Л) бонинитовым вулканизмом при скорости косой субдукции более 9-10 см/год и (Б) способностью перемещаться в пространстве со скоростью литосферных плит, несущих надкососубдукционные поднятия.

А. Плиоцен-четвертичные бониниты были драгированы в пределах кососубдукционных сегментов энсиматических дуг Тонга (крайний северный сегмент) и Вануату (крайний южный сегмент) [Петрологические . , 1996], скорость поддвига океанических плит под которые составляет около 10 см/год Эпитрансформная бонинитопродуктивная косая субдукция реконструируется также для инициального эоценового этапа развития Бонино-Марианской островодужной системы при интерпретации комплекса данных [Говоров, 2002].

Б. Активные магматические пояса кососубдукционных систем могут перемещаться в пространстве со скоростью несущих их литосферных плит, поскольку субдуцирующаяся под ними литосфера долго г время не заякоривается в упругих слоях мезосферы ввиду малой доли поддвиговой компоненты по сравнению со сдвиговой.

Сведенные в табл. 1 результаты корректного изотопного датирования магматических пород поднятий региона (около половины позиций даны из публикаций автора), наряду с геологическими исследоватиями, позволили провести процедуру выявления 15 магматических поясов (рис 1).

Защищаемое положение 1 (см раздел "Общая характеристика работы"). Основные данные по геологическому строению островов Малой Курильской гряды обобщены в работах O.A. Богатикова и A.A. Цветкова [1988], Б.И. Васильева и др. [1979], Г.М. Власова и др. [1978], В.К. Гаврилова и H.A. Соловьевой [ 1973], Б.Г. Голионко [1992]. В.А. Красилова и др. [1986], H.H. Меланхолиной [1978, 1988], ЮЛ. Неверова и др [1980], Л.М. Парфенова и др [1983], К.Ф. Сергеева [1976], М.И Стрельцова [1976], Т.Н. Фроловой и др. [1977, 1985], A.A. Цветкова и Е.Е. Абрамовой [1981] и других, а также в публикациях автора либо в работах с его соавторством [1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 16, 23, 25, 28, 30, 32 и др.] (здесь и далее ссылки на номерную литературу соответствуют номерам работ в списке основных публикаций по теме диссертации).

Острова Малой Курильской гряды практически наце ло сложены монотонными плагиоклаз-пироксеновыми вулканическими, вулкано-плутоническими и вулканогенно-осадочными низкотитанистыми базальтоицными мел-палеогеновыми комплексами пород (рис 2) Слабо деформированные слоистые отложения Малой гряды, полого падающие (углы падения 10-15°) в сторону океана, образуют две вулканогенно-осадочные серии- матакотанско-мало курильскую, слагающую охотоморскую зону гряды, и зеленовскую, простирающуюся полосой в 2-5 км вдоль тихоокенского побережья островов. Наиболее полно геологическое строение региона

представлено на острове Шикотан.

Матакотанская свита, занимающая северо-западное побережье острова, представлена конгломерато-брекчиями, конгломератами, гравелитами, песчаниками, туфопесчаниками, потоками лав массивных и шаровых базальтов, андезитобазальтов, их лавобрекчиями и агломератовыми туфами. Базальтоиды матакотанской свиты принадлежат к известково-щелочной магматической серии (табл. 2) и представлены как наземной, так и мелководно-морской вулканогенной молассой [Фролова и др., 1977]. Видимая мощность свиты - 500-1000 м, возраст -кампанский, на основании единичных находок остатков иноцерамов [Сергеев, 1976].

Андезитобазальты горловины бухты Отрадной (отрадненский комплекс) -многофазная экструзия, поэтапно внедрявшаяся в период накопления толщ матакотанской свиты [Парфенов и др., 1983].

В поле развития матакотанской свиты на юго-западном берегу бухты Крабовой в тектоническом блоке "зажата" немая 300-метровая толща относительно глубоководных подушечных базальтов (крабозаводская свит, по [Фролова и др., 1977, 1985]). Плагиофировые и пироксен-плагиофировые базальты толщи однородны по составу и принадлежат к известково-щелочной петрохимической серии.

Мапокурилъская свита, в обнажениях залегающая согласно на матакотанской и занимающая осевую зону острова Шикотан, представлена флишевым чередованием туфогенных песчаников и алевролитов, содержащих прослои туфов основного-среднего состава, карбонатные линзы и конкреции. Мощность свиты на о-вах Зеленый и Танфильева достигает 1000 м. Возраст свиты - кампан-маастрихтский, судя по находкам иноцерамов [Сергеев, 1976; Красилов и др., 1986]. Аналогичные отложения на п-ове Немуро (формация Токотан) содержат также датские планктонные фораминиферы в верхних слоях [Геологическое..., 1968].

Процессы отложения осадков малокурильской свиты сопровождались извержениями лав и субсинхроппыми внедрениями приповерхностных силлов субщелочных калиевых магм абсарокит-шошонитовой серии (малокурилъекий магматический комплекс, см. табл. 2).

В поле развития флиша малокурильской свиты находя гея палеонтологически не охарактеризованные наземные лавы, лавобрекчии, экструзивные тела базальтов -андезитобазальтов гор Ноторо и Томари (центральная часть о-ва Шикотан на рис. 2), имеющих известково-щелочные характеристики (ноторо-томаринский комплекс).

Зеченовская свита (серия), имеющая тектонические контакты с матакотанско-малокурильской серией и занимающая тихоокеанскую сторону о-вов Малой Курильской гряды, - сложно построечный и латерально изменчивый комплекс вулканогенных, вулканогенно-осадочных и осадочных образований, характерных для береговых зон вулканических островов современных островных дуг. Для свшы свойственна резкая смена по простиранию стратифицированных вулканогенных и туфогенно-терригенных толщ на слабослоистые и массивные блоки песгроцветных лавобрекчий, туфолав, агломератов, характерных для крутых склонов и жерловин наземных вулканов. Среди вулканических пород доминируют двупироксеновые андезитобазальты и базальты известково-щелочной серии (см. табл. 2). Вулканогенные образования свиты немые. Видимая мощность свиты достш ае1 500600 м.

Из ареала зеленовской свиты в качестве чисто эффузивных страгифицированных образований нами выделена в самостоятельное подразделение южно-шикотанская слоистая толща (видимая мощность 30-50 м) известково-щелочных баильтов и

Таблица 1. Абсолютный возраст (K-Ar и Rb-Sr методы) изверженных пород и время _ формирования магматических поясов Охотоморского региона_

N Породы Рай- Характер пробы и ее Средний возраст,

п.п. он возраст, млн лет млн лет

ПОЯСА НА СТРУКТУРАХ ЮЖНО-ОХОТОМОРСКО! О ПАЛЬОЛИНЕАМЕНТА

Южно-Охотоморс кий пояс, PZ3 - Kivlg

1 Диорит 15 В-327 327

2 Гранит 9 Б-224 224

3 Гранит 9 Б-216, Б-212 214

4 Граниодиорит 9 Rb-Sr изохрона 181

5 Диорит 1 В-209 209

6 Кварцевый диорит 11 А-186, К-184, Б-176 182

7 Кварцевый диорит 10 А-191, Б-171 181

8 Гранит 12 Б-157 157

9 Гранодиорит 8 Б-256; А-231,3 244,6

10 Гранодиорит 6 Б-209, Б-206 207,5

11 Базальт 6 В-149 149

12 Дацит 6 В-149; В-124,5 137

13 Гранит 6 К-138, А-130 134

14 Долерит 6 В-118 118

Академический пояс, Kqalb - K2san

15 Кварцевый диорит 6 Б-114, К-102, А-98 104,7

16 Кварцевый диорит 6 Б-105, К-99, А-96 100

17 Андезитобазальт 6 В-96 96

18 Гранодиорит 8 Б-93 93

19 Гранодиорит 6 Б-94,7; Б-91,0 92,8

20 Базальт 6 В-91 91

21 Риолит 6 П-87,7; П-87,3 87,5

22 Кварцевый диорит 6 В-87 87

23 Дацит 6 В-85 85

Пояса Малокурильской островодужной системы

Раннешикотанский пояс, Kjalb - Кгвап

24 Базальт 1 В-105 105

25 Базальт 1 В-94 94

26 Базальт 1 В-94 94

27 Пиллоу-базальт 1 В-88 88

28 Базальт 1 В-84 84

29 Андезитобазальт 1 В-82 82

30 Андезитобазальт 1 В-82 82

31 Андезитобаззальт 1 В-82 82

Матакотанский пояс (фронтальная зона), K2cmp2 - Pgtdan

32 Андезитобазальт 1 В-77 77

33 Андезитобазальт 1 В-76 76

34 Базальт 1 В-75 75

35 Базальт 1 В-68 68

36 Базальт 1 В-67 67

Примечание 1 - по [Васильев, 1980]; 2 ,3, 7-9 - по [Говоров и др, 2000]; 4 - по [Аверьянов, 1987], 5 - по [Васильев и др , 1979]; 6, 13, 15, 16, 62, 63 , 64, 72, 74, 89, 93 - по [Васильев и др , 1985], 10, 17, 19, 21-23, 65, 66, 88, 91 - по [Геодекян и др , 1976], 11,12, 90 - по [Корнев и др , 1982]; 14, 20, 94, 96 по [Леликов и др., 2001] (вторичные изменения обр. 14 и 20 могли повлиять на результаты их радиоизотопного датирования [Лели сов и др., 2001]); 24, 25, 27-29, 32-36, 39-52, 98 - по [Говоров и др , 1983; Говоров, 2000]; 26, 30, 31, 37, 38 - по [Парфенов и

Позднешикотанский пояс (с >ронтальная зона), К2шаа - Pgi

37 Андезит 1 В-70 70

38 А ндезитобаэальт 1 В-69 69

39 Базальт 1 В-67 67

40 Андезит 1 В-61 61

41 Базальт 1 В-59 59

42 Монцодолерит, дайка 1 В-59 59

43 Оливиновый габбронорит 1 В-62 62

44 Монцогаббро 1 В-56 56

45 Габбронорит 1 В-55 55

Единая тыловая высококалиевая зона Матакотанского и Позднешикотанского поясов,

K2maa - Pgidan

46 Шошонитовый базальт 1 В-71 71

47 Субкалиевый базальт 1 В-69 69

48 Шошонитовый долерит 1 В-68 68

49 Анальцимовый монцонит 1 В-63 63

50 Монцонит 1 В-62 62

51 Ортоклазовое габбро 1 В-61 61

52 Шошонитовый долерит 1 В-61 61

ПОЯСА НА СТРУКТУРАХ КАМЧАТСКО-КАШЕВАРОВСКОГО ПАЛЕОЛИНЕАМЕНТА

Алисторский трансформно-офиолитовый пояс, PZ3 - Jj

53 Плагиогаббро 13 А-297,6 297,6

Квахонский пояс, J3 - Kj

54 Плагиограниты (5 обр) 2 Rb-Sr изохрона 137+16

55 Диабаз 4 В-154,3 154,3

56 Базальтовый порфирит 4 В-147,8 147,8

57 Андезитовый порфирит 4 В-142,0 142,0

58 Андезитовый порфирит 4 В-130,3 130,3

59 Диорит 4 В-141,1 141,1

Камчатско-Кашеваровский пояс, Kibim - K2tur

60 Кварцевые диориты(5обр) 2 Rb-Sr изохрона 116±8

61 Плагиограниты (6 обр.) 2 Rb-Sr изохрона 111±25

62 Диорит 4 Б-116, А-113,К-102 110,3

63 Гранодиорит 4 А-102, Б-101, К-96 99,7

64 Кварцевый диорит 5 Б-121, А-115 118

65 Кварцевый диорит 5 В-101 101

66 Гранодиорит 5 П-95,4; 11-93,5 94,5

67 Кварцевый диорит 7 Б-122 122

68 Риолит 7 В-113 113

69 Сиенитовый порфирит 7 В-105 105

70 Гранодиорит 7 Б-102 102

71 Гранодиорит 7 В-95 95

Макаровский пояс, Kjcmp]

72 Гранодорит 3 А-83, Б-77 80

73 Габбро 4 В-79,7 79,7

74 Гранодиорит 5 Б-83, К-83, А-75 80,3

лр, 1983], 54, 60,61 - по [Виноградов, Григорьев, 1994]; 55-59, 81-84 - по [Корнев и др, 1989]; 73 - по [Леликов, Маляренко, 1994], 75, 79, 80, 85, 87 - по [Высоцкий, Говоров и др , 1998]; 77, 78 - по [Ханчук, 1993]; 95 - по [Гнибиденко, Ильев, 1976]; 97 - по [Голионко, 1992]; 18, 53, 67, 68, 70, 76, 86 - выплнены в ДВГИ ДВО РАН по образцам из коллекций Г.И Говорова, аналитики A.B. Игнатьев и С.А. Бойко, 69, 71, 99-101 - выплнены в ИГЕМ РАН по образцам из коллекций Г И. Говорова, аналитик М.М. Аракелянц. 4, 54, 60, 61 - Rb-Sr датирование, остальные - K-Ar датирование Характер пробы обозначен буквой В - валовая, Б - биотит, М мусковит, А - амфибол, К - калиевый полевой шпат, П полевые шпаты, число после буквы

Пояса Восточно-Сахалинского поднятия

Шельтингский пояс, h - Kivlg

75 Риолит 13 В-140,4 140,4

76 Плагиограббро 13 Б-160 160

77 Зеленые сланцы М-148 148

78 Набильского террейна М-131 131

Токоро-Озерский пояс, Kialb - К2

79 Дацит 13 B-100 100

80 Базальт, дайка 13 В-97 97

81 Сиенит 16 В-100,3 100,3

82 Монцонит 16 В-65,3 65,3

83 Базальт 16 В-72,8 72,8

84 Базальт 16 В-76,5 76 5

Учирский пояс, K2cmp-maa

85 Базальт, дайка 13 В-74 74

86 Базальт 14 А-72 72

87 Конгадиабаз, дайка 13 В-67 67

ПОЯСА ТАИГОНОССКОГО ПАЛЕОЛИНЕАМЕНТА

Тайгоносский пояс, PZj - Kin

ПОЯСА КИТАКАМИ-МОНЕРОНСКОГО ПАЛЕОЛИНЕАМЕНТА

Китаками-Монеронский пояс, К]

ПОСТКОЛЛИЗИОННЫЕ ПОЯСА ОХОТСКО-КУРИЛЬСКОГО БАССЕЙНА

Трансохотоморский пояс, K2cmp2 - Pg2

88 Гранит 6 П-75,8, П-74,6 75,2

89 Гранодиорит 6 Б-78, K-61 69,5

90 Гранодиорит 6 В-68 68

91 Плагиогриолит 6 В-57 57

92 Базальт 7 В-61 61

93 Гранодиорит 4 А-69, K-60 64,5

94 Базальт 4 В-39 39

95 Гранодиориты (2 обр) 3 В-53; В-45 49

96 Тоахидацит 5 В-44 44

Протокурильский (Раннекурильский) по>с, Pg2i

97 Базальт, дайка 1 В-47 47

98 Базальт, дайка 1 В-45 45

99 Базальт 12 В-42 42

100 Андезит 7 В-45 45

101 Андезит 7 В-35 35

ПОЯСА ВНЕШНИХ ТЕРРЕИНОВ ОХОТОМОРСКОГО ГЕОБЛОКА

Валагинский пояс Восточной Камчатки, К2 - Pgi

абсолютный возраст пробы в млн лет Номера районов отбора проб соответствуют номерам районов, показанных на рис 1 Для района N 1 (о-ва Малой Курильской гряды) пробы отбирались 40 - о-в Анучина, 48-52 о-в Танфильева; 5, 24-39, 41-47, 97, 98 - о-в Шикотан, в том числе 5, 24-26, 28-31, 37-39, 41, 42, 44 Тихоокеанское побережье острова (5- мыс Край Света, 24, 25, 28, 29 - эффузивное плато между бухтами Церковная и Горбунок; 39 - бух Церковная, 41 - бух Снежкова, 42 - п-ов Димитрова; 44, 98 - бух Димитрова); 27, 33, 35, 36 охотоморское побережье острова (27 - южный берег бух Крабовой, 33 - горловина бух Отрадной, 35 - бух Хромова, 36 бух. Малокурильская); 32 - гора Томари; 34 - гора Ноторо. 43, 97 - подножье юго-западного склона горы Крайней, 45 - юго-западное побережье острова, 46 - блок малокурильской свиты в меланжево-олистостромовом комплексе в бух Цунами; 47 -гора Шикотан Результаты датирования по образцам 1, 5, 55-59, 73, 81-84, 95 носят оценочный характер, так как анализы выполнены без применения методики изотопного разбавления Амфибол (53) и биотит (76) выделены из одной пробы плагиогаббро Результаты датирования

по пробам 76, 77, 78 указывают на время текгоно-магматического становления Шельтингской дуги, но сами породы не относятся к магматическому комплексу одноименного пояса. Латинские символы, указывающие возраст пояса, даны по [Шкала геологического. ., 1985].

андезитобазальтов, слагающая узкое надбереговое плато между бухтами Церковная и Горбунок на о-ве Шикотан [8, 11, 25, 28].

В поле зеленовских образований вдоль всего юго-восточного побережья о-ва Шикотан прослежены выходы роёв крутопадающих (углы падения 70-50° на северо-запад) даек базальтоидов (базальтов, андезитобазальтов, долеритов) дгшитровского лайкового комплекса [Сергеев, 1976; Стрельцов, 1976; Меланхолина, 1978]. Преобладающее простирание даек востоко-северо-восточное - вдоль структуры островной гряды. По составу дайки аналогичны известково-щелочным зеленовским вулканитам Тектонотип лайкового комплекса, представляющего собой небольшую внутриостроводужную спрединговую структуру, обнажается в районе бухты Димитрова. Здесь, мощность "свиты" параллельных даек, занимающих практически весь п-ов Димитрова, достигает 3 км. Дайки секут туфо- и лавобрекчии зеленовской свиты и штоки габброидов.

В попе развития зеленовской свиты обнажаются также габброиды шикотанского комплекса [Геология СССР. ., 1964; Сергеев, 1976], образующие на северо-востоке и юго-западе о-ва Шикотан два плутона площадью 20-25 кв км каждый, а также ряд мелких штоков в районе бухты Димитрова. Контакты габброидов с отложениями малокурильской и зеленовской свит не обнажены. Породы представлены в основном габброноритами и габбро, но в северо-восточном плутоне отмечается вертикальная расслоенность - нижние уровни интрузива сложены перидотитами, габброперидотитами и оливиновыми габброидами По составу габброиды соответствуют известково-щелочной серии.

Три ассоциирующихся структурно-формационных комплекса тихоокеанской зоны Малых Курил - зеленовский вулканоногенно-осадочный, димитровский дайковый и шикотанский габброидный - предложено объединять в шикотанскую известково-щелочную островодужиую офиолитовую ассоциацию [Парфенов и др., 1983; 8; 28], формировавшуюся по спрединговому типу.

После K-Ar датирования магматических пород всех малокурильских комплексов (табл. 1), проведенного по образцам в основном из коллекций автора, а также A.A. Цветкова и Л.М Парфенова с коллегами [4; 23; 25; 28; Цветков, Абрамова, 1981, Парфенов и др., 1983], появилась возможность реконструировать процесс формирования альбеко-палеоценовой Малокурильской палеоостроводужной системы, по широкому комплексу как геолого-петрохимических, так и палеонтолого-геохронологических данных [23; 25; 28]. По этим материалам, в строении островодужной системы выделяется три магматических пояса - (1) Раннешикотанский, альбско-раннесенонский, с северной полярностью магматитов; (2) Матакотанский, позднекампанско-датский, с южной полярностью и (3) Позйнешикотанский, маастрихт-палеоценовый, с северной полярностью.

Прежде всего, по геохронологическим данным, установлены наиболее древний альбско-сантонский возраст и синхронное формирование южно-шикотанской (10582 млн лет) и крабозаводской (88 млн лет) толщ. По более высокому содержанию суммы щелочных металлов в базальтах крабозаводской свиты по сравнению с базальтами южно-шикотанской толщи предполагается северное падение сейсмофокальной зоны под островную дугу в альбе - сантоне. Альбско-раннесенонские вулканические образования Малой Курильской гряды представляют

Рис. 1. Схема фанерозойских магматических поясов (дуг) Охотоморского региона

1 -3 - фронтальносубдукционные магматические пояса (вершины треугольников показывают полярность пояса, а изверженные породы поясов могут быть распространены на всей площади поднятий, в ареале которых показана линия пояса): 1 - с домеловым началом активного периода, 2 - внутримелового времени действия, 3 - позднемелового - палеогенового и палеогенового времени формирования; 4 - кососубдукционные магматические пояса; 5 -Охотское океаническое вулканическое плато, -Ь - К]П (звездочкой обозначена станция драгирования лимбургитов, сходных с лимбургитами океанических поднятий и подводных гор); 6 - террейны аккреционных клиньев и субдукционно-метаморфические террейны (наиболее острые вершины треугольников показывают полярность дуг); 7 - Рымникский субтеррейн сочленения спредингового хребта с Учирской дугой; 8 - разломы, 9 -раннеальбский левосторонний сдвиг с амплитудой 300-400 км, 10-13 - первичные структурно-тектонические палеолинеаменты (распознаются по проявлениям наиболее древних одновозрастных надсубдукционных и синтрансформных магматических поясов). 10 -Камчатско-Кашеваровский (трассируется позднепалеозойско-триасовым Алисторским трансформно-офиолитовым поясом, положение которого соответствует штриховке Камчатско-Кашеваровского линеамента), 11 - Южно-Охотоморский (трассируется Южно-Охотоморским поясом), 12 - Тайгоносский, 13 - Китаками-Монеронский (штриховка в пределах Сихотэ-Алиня и Сахалина показана в районах выходов Монероно-Самаргинской дуги на поверхность, по [Симаненко и др, 2004]). Цифрами обозначены магматические пояса 1 - Шикотанско-Академический, К^аПз - Кпвап (1а - Раннешикотанский, 1в - Академический); 2 -Матакотанский, К2стр2 - Pg|daп; 3 - Позднешикотанский, К,таа - Pg^; 4 Южно-Охотоморский, РТ^ - К^^; 5 - Квахонско-Шельтингский, ]} - К, (5а - Квахонский; 5в -Шельтингский, Jз - 6 - Камчатско-Кашеваровский, К|Ьгт - К2Шг; 7 - Макаровский,

К2стр1; 8 - Трансохотоморский, К2сшр2 - Р§2; 9 - Токоро-Озерский, К1а1Ь - К2; 10 - Учирский, К2стр-шаа, 11 - Курильский, N-0, и Протокурильский (исключая Центральнокурильский сегмент), Р§23; 12 - Тайгоносский, РЪъ - К|П; 13 - Удский, 12 - К]П; 14 - Охотский, К^Ь -К2Шг; 15 - Китакми-Монеронский, К], 16 - Сихотэ-Алинский, К2; 17 - Валагинский, К2стр -Pgl. Латинские символы, обозначающие возраст поясов, даны по [Шкала геологического , 1985]. Цифрами в кружках обозначены тектонические элементы - 1-7 - поднятия: 1 -Лесновское, 2 - Срединнокамчатского кристаллического массива, 3 - Ионы, 4 - Кашеварова, 5 - Института океанологии, 6 - Академии наук СССР, 6а - Центральнокурильское, 7- СевероКурильское, 8 - впадина Дерюгина; 9 - Северо-Охотский разлом; 10 - Прикамчатский разлом; 11 - Малко-Петропавловская зона поперечных дислокаций Цифрами в квадратах обозначены места и районы отбора проб и исследований: 1 - острова Малой Курильской гряды (Шикотан, Полонского, Зеленый, Юрий, Танфильева, Анучина); 2-7 - соответствуют структурам поднятий, перечисленных выше; 8 - охотоморский склон о-ва Симушир; 9 - о-в Кунашир, оз. Длинное, 10 - о-в Итуруп, оз Лебединое; 11 - охотоморский склон о-ва Итуруп, 12 - южный борт глубоководного пролива Буссоль по оси Южно-Курильского поднятия; 13 - Восточный Сахалин, район мыса Шельтинга; 14 - Восточный Сахалин, мыс Беллинсгаузена; 15 -тихоокенаский склон Южно-Курильского поднятия; 16 - подводный вал на южном продолжении Тонино-Анивского полуострова Террейны аккреционных клиньев и субдукционно-метаморфические террейны магматических дуг: СЯ - Кротонский, УТ -Ветловский, ОС - Омгонский, ОИ. - Орлинский, БО - Сорачи (метапояс Камуикотан), Н -Хидака, Т и N - Токоро и Набильский (аккреционно-метаморфические), ОЪ - Озерский, ТА -Тонино-Анивский, в - Сусунайский (метаморфический), Р - Пенжинский. Изотопный возраст изверженных пород магматических поясов приведен в табл. 1.

собой фрагменты самого древнего магматического пояса в островодужной системе -Раннешикотанского.

Для Маастрихта - дания (71-61 млн лет), по геохронологическим данным (см. табл. 1), устанавливается синхронное формирование трех главных вулканогенно-осадочных свит, слагающих острова Малой Курильской гряды: матакотанской (назсмно-челководно-морская моласса известково-щелочных вулканитов, распрос граненная вдоль охотоморской стороны островов), зеленовской (наземная

Рис. 2. Схема геологического строения островов Малой Курильской гряды. 1 дайки базальтоидов Протокурильского магматического пояса ÍPg?_ 1), 2 меланжево-олистостромовый синнадвиговый комплекс (Pg2), 3-5 - геологические образования Позднешикотанского магматического пояса (К2таа - Pg1): 3 - димитровский базальтоидно-дайковый комплекс (а -непрерывные дайково-полудайковые разрезы, б - разрежен ая сеть параллельных даек, простирание даек соответствует показанному на рис.), 4 - комплекс шикотанских габброидов, 5 - вулканогенно-осадочная тоща зеленовской свиты, 6, 7 геологические образования Матакотанского магматического пояса (К2СП1Р2 - Pg|dan) 6 - вулканогенная моласса матакотанской свиты (а - мелководноморская фация, б - наземная фация) и эффузивы ноторо-томаринского комплекса (центральная часть о-ва Шикотан), 7 - экструзия андезитобазаьтов отрадненского комплекса; 8, 9 - единая тыловая зона Матакотанского и Позднешикотанского поясов (К2таа - Pg!dan). высококалиевые субщелочные базальтоиды (шошониты) малокурильского комплекса, 9 - флиш малокурильской свиты, 10, И - геологические образования Раннешикотанского магматического пояса (К,а1Ь - Кгвап): 10 - наземные эффузивы южно-шикотанской толщи (а) и пиллоу-базальты крабозаводской свиты (б), 11 -параллельные дайки (простирание даек соответствует показанному на рис), 12 зона Центральношикотанского надвига, 13 - разломы, 14 места отбэра образцов и их абсолютный возраст (млн лет)

моласса иэвестково-щелочных вулканитов, расположенная на тихоокеанской стороне островов) и малокурильской, занимающей осевое (межпалеогрядовое) положение на островах и представленной флишоидным чередованием туфопесчаников и туфоалевролитов со слоями лав и силлов субшелочных внсококалиевых абсарокитов и шошонитов Петрохимическая зональность синхронны> магматитов, направленная от вулканических палеогряд в единый межгрядовый бассейн (см. рис 2), дает

Табл. 2. Химический состав (окислы в % массы, микроэлементы в г/т) представительных вулканических пород поясов Охотоморского региона_

Лап/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Обр. Ш122 II 185 ГГ143 ГГ795 В634 ГГ748 ГГ835 ГГ810 К41 41-4

ЭЮг 50,46 46,86 51,94 51,90 43,43 50,16 46,65 53,00 48,68 48,33

ТЮ2 0,77 0,90 0,60 0,17 1,12 0,50 0,76 0,71 0,61 1,10

А120, 17,99 16,06 15,00 8,79 13,56 13,70 18,30 18,66 12,73 17,63

РсО* 9,70 9,13 7,89 8,64 10,97 8,90 7,98 5,96 11,01 10,49

мго 4,19 6,45 7,16 11,65 6,76 10,31 3,97 1,56 8,52 5,06

СаО 8,24 11,06 7,17 5,27 13,54 8,40 12,30 7,73 10,98 10,37

Ыа20 2,09 3,37 3,02 1,71 3,45 2,34 3,49 4,70 2,37 2,35

К20 1,26 1,31 3,22 0,37 0,23 0,42 1,25 3,98 1,98 1,73

Р205 0,37 0,35 0,33 0,07 0,13 0,08 0,28 0,42 0,74 0,42

Ьа 10,40 7,38 6,52 0,84 2,57 1,56 7,03 3,97 14,34

Се 20,7 14,9 12,4 1,98 6,8 3,9 14,3 9,16 30,89

Рг 2,85 1,95 1,70 0,38 1,10 0,62 1,96 1,24 3,74

N<1 13,45 9,17 8,60 1,78 6,01 3,85 9,22 6,57 17,66

вт 2,91 2,45 2.15 0,56 2,51 1,09 2,26 1,84 4,12

Ей 0,98 0,83 0,70 0,18 0,78 0,47 0,86 0,70 1,26

ад 3,41 2,85 2,49 0,73 2,94 1,32 2,31 2,23 4,10

ть 0,45 0,40 0,36 0,11 0,59 0,26 0,35 0,35 0,62

Оу 2,83 2,45 2,13 0,66 3,71 1,59 2,07 2,31 3,75

Но 0,61 0,55 0,48 0,15 0,85 0,33 0,46 0,47 0,72

Ег 1,66 1,71 1,19 0,41 2,46 1,06 1,37 1,34 2,24

УЬ 1,63 1,35 1,44 0,49 2,25 1,01 1,20 1,31 2,20

Ьи 0,25 0,24 0,22 0,08 0,36 0,16 0,21 0,18 0,33

У 17,5 16,0 13,3 3,72 26,5 11,5 14,7 34 13,21 21,4

10,0 8,6 71,7 3,28 3,7 2,2 12,1 30 35,58 29,5

Бг 605 425 582 392 и 99 642 805 391,4 582

Ва 409 317 590 128 21 44 330 905 613,6 419

ТЪ 1,29 0,71 0,88 <0,05 0,11 0,16 0,72 0,70 3,55

и 0,55 0,26 0,45 0,11 0,09 0,06 0,36 0,31 0,95

Ъх 61,8 42,6 40,8 21,35 65,9 18,0 37,5 ИЗ 12,39 58,7

№ 1,74 1,59 1,11 0,29 1,38 0,47 1,25 7 1,69 2,27

ш 1,67 1,34 1,05 0,43 1,68 0,57 1,05 0,70 1,66

Та 0,10 0,11 0,07 <0,006 0,10 0,03 0,05 0,13 0,14

РЬ 6,1 6,6 8,9 0,7 0,4 0,5 3,3 8,18 4,47

Сг 16 25 210 870 200 220 11 17 290 79

V 340 200 160 210 138 150 220 320 220 357

Примечание 1,2- базальты фронтальных зон Матакотанского (1) и Позднешикотанского (2) поясов, 3 - абсарокитовый долерит из силла тыловой зоны указанных выше поясов, 4 -бониНит Шельтингского пояса, 5-8 - Учирская дуга - базальт М-МОЯВ-типа Рымникского субтеррейна (5) и базальты фронтальной (6), промежуточной (7) и тыловой (8) зон дуги (места отбора пород см на рис 6); 9 - абсарокит Валагинской островодужной системы (ирунейская свита, перевал Кирганикский, Срединный хребет Камчатки); 10 - базальт пв 8 10 тыловой зоны Курильской луги (район о-ва Итуруп) Ре0*=Ре0+Ре203; Сг, V - определены спектральным методом, остальные микроэлементы - методом ИСП-МС, кроме пробы ГТ-810

основания выделять два магматических пояса со встречно падающими палеосейсмофокальными зонами. Такая геодинамическая обстановка наблюдается в современной Тайванско-Филиппинской островодужной системе с двумя вулканическими поясами - Лусон-Тайванским и Филиппинским.

В Малокурильской палеоостроводужной системе над сейсмофокальной зоной с

южным падением формировался Матакотанский магматичский пояс [23; 25; 28]. В пояс включаются вулканические образования матакотанской свиты, а также отрадненский, ноторо-томаринский и малокурильский магматические комплексы Время формирования пояса, по изотопным и структурно-геологическим данным, -поздний кампан (77 млн лет) - даний (61 млн лет, см. таб/. 1).

Птднешикотанский магматический пояс, выделяемый в объеме шикотанской офиолитовой ассоциации (шикотанские габброиды, димитровские слоистые дайки и зеленовская свита) и шошонитов малокурильского комплекса, формировался с начала Маастрихта (71 млн лет, см. табл. 1) до конца палеоцена (55 млн лет) и имел северную полярность сейсмофокальной зоны.

Таким образом, в пределах Малокурильской палеоостроводужной системы, находившейся, по палеомагнитным данным, в стационарном субширотноч положении на 30-35° с.ш в альбе - палеоцене [Голионко 1992; Баженов и др., 1984, 2002; и др.], реконструируется формирование трех магматических поясов.

Данные по ^-йг-изотонии базальтоидов трех описанных поясов [32] свидетельствуют о заложении Малокурильской системы на литосферном фундаменте палеозойско-мезозойского Южно-Охотоморского пояса, формировавшегося в пределах Южно-Курильского поднятия. В координатах я^-г.^ аналитические точки малокурильских пород (е^ = 6.2 — 7.3; е$г = -14.6 - -11.6) попадают в поле вулканитов современных энсиалических островных дуг Японской и Аляскинской, которые обладают развитой палеозойско-мезозойской литосферой, смещающей изотопный состав эффузивов в сторону меньшей деплетированности Южно-Курильское поднятие в мезозойское время, по-видимому, обладало такой же мощной и широкой по размаху литосферой, которая влияла на изотопный состав малокурильских пород, но которая была эродирована в позднем мелу глубинными процессами встречной субдукции, протекавшими при формировании Малокурильской островодужной системы. Поэтому на о-вах Кунашир и Итуруп четвертичные базальты и андезиты Южно-Курильского поднятия обладают деплетированными (энсиматическими) изотопными характеристиками - е^ = 699.7; 8* =-22.3--15.5 [32].

Представленные данные по изотопной геохим ии свидетельствуют об автохтонном происхождении раннемезозойских охотоморских гранитоидов; т е. существенно снижается вероятность ледового разноса для последних.

Защищаемое положение 2. Тектоническое районирование и магматические пояса на структурах Охотско-Куртьского бассейна. Тектоническая структура Охотско-Курильского бассейна (при тектоническом районировании дна моря за основу принята схема Г.С Гнибиденко [1979] с небольшими дополнениями) к концу палеогена (предполагается, что Южно-Охотская впадина раскрылась не ранее миоцена [Рождественский, 1993; и др]) была представлена (рис 1) двумя обширными впадинами, ТИНРО (в площадь данной структуры на рис 1 включены также прогиб Шелихова и впадина Северная) и Дерюгина, и семью крупными поднятиями: (1) Охотским сводом, или Охотским поднятием; (2) валом Кашеварова с приподнятыми морфоструктурами Ионы и Кашеварова; поднятиями (3) Болыперецким, (4) Института Океанологии, (5) Академии наук СССР, (6) СевероКурильским и (7) Южно-Курильским. Центральнокурильское поднятие - скорее всего, часть поднятия Академии наук, фрагментированного в позднем кайнозое при раскрытии Южно-Охотской впадины. Магматические пояса поднятия Срединного хребта Камчатки также рассматриваются в этом разделе.

В северной части Охотского моря в юго-восточном направлении протягивается на расстоянии около 700 км овалообразное поднятие Охотского свода. От впадины Северной поднятие отграничено Северо-Охотским разломом [Гнибиденко, 1979], а на юго-западе кромка свода плавно погружается под толщу рыхлых отложений (мощность местами достигает 4-5 км) Кашеваровского прогиба. Далее на юго-восток расположено Большерецкое поднятие (юго-западное ответвление данной структуры также называют валом Лебедя), плавно погружающееся под кайнозойские образования Южной Камчатки [Гнибиденко, 1979] и, вероятно, острова Парамушир. Сведений о составе и возрасте магматических пород обоих поднятий почти нет. По-видимому, глубоко погребенный юго-восточный участок Большерецкой морфоструктуры слагает основание Камчатского полуострова (к югу от Малко-Петропавловской зоны поперечных дислокаций) и северного фланга СевероКурильского поднятия В соответствии с последними данными [Богданов, Добрецов, 2002], предполагается происхождение Охотско-Большерещого блока как позднеюрско-раннемелового океанического вулканического плато, что подтверждается драгировачием лимбургитов (см рис. 1), сходных по составу с валанжинскими лимбургитами океанского поднятия Маркус-Уэйк [31, 29, 17, 18, 21, 22].

Вал Кашеварова протягивается на юго-восток от северного берега Охотского моря на расстояние около 600 км через выступы фундамента банок Ионы и Кашеварова Помимо магматических (изотопный возраст поздняя юра - эоцен) и метаморфических пород, с вала были драгированы алевроаргиллиты, вмещающие раковины двустворчатых молюсков, относящихся к поздненорийской бореальной группе Monotis ochotica (Keys.) [Бычков и др , 1989]. Среди метаморфических пород эпидот-амфиболитовой фации на банке Кашеварова обнаружены гранат-биотит-мусковитовые плагиогнейеы и гранат-биотит-амфиболовые гнейсы аналогичные плагиогнейсам и кристаллосланцам малкинской серии (PZ3 - Т) Срединнокамчатского массива [Авченко и др., 1987] Сходство отмечается по составу минералов и по уникальным футлярообразным гранатам Подобного не обнаружено в береговых метаморфических массивах Охотского моря - Омолонском, Тайгоносском и Охотском.

Изложенные выше данные позволяют говорить о едином в прошлом субмеридиональном линейном Камчатско-Кашеваровском поднятии, разорванном на сегменты, которые был*' смещены по широте друг относительно друга более чем на 1000 км по Северо-Охотскому разлому.

До недавнего времени почти не было достоверных изотопных данных по возрасту интрузий гранитоидов Срединнокамчатского кристаллического массива, представляющего собой южный сегмент Срединнокамчатского поднятия. Rb-Sr изохронное датирование [Виноградов, Григорьев, 1994] выявило здесь наряду с позднемеловыми также альоские, аптские и валанжинские интрузивы.

Таким образом, для пошятий Срединнокамчатского и вала Кашеварова можно предполагать геотектоническое развитие в единой линейной структуре с позднего палеозоя до середины мелз В позднем триасе эта единая структура находилась в зоне высоких широт северного полушария Земли (Monotis ochotica в отложениях вала Кашеварова).

С выходов акустического фундамента и уступов поднятия Института океаночогии были драгироЕаны магматические породы раннеапт-раннесеноманского и раннекампанского возрастов.

Далее на юго-восток через цепь локальных воздыманий фундамента под

рыхлыми отложениями поднятие Института океанологии связано с южным флангом Северо-Курильского поднятия. Допозднекайнозойские образования драгированы на юге поднятия (осевая зона подводного хребта Витязь и крутые склоны глубоководного пролива Крузенштерна) и представлены вулкано-плутонической ассоциацией пород баррем-туронского и палеогенового возрастов [28, 29, 31].

Обширное поднятие Академии наук СССР простирается в широтном направлении на расстояние 400 км при ширине, достигающей 300 км. Поднятие Академии наук — одна из самых изученных подводных структур Охотского моря [Геодекян и др., 1976; Гнибиденко, 1979; Красный и др., 1981; Васильев и др., 1984, 1985, 1986; Леликов, Маляренко, 1994; и др.] Коренные породы поднятия представлены эффузивами основной, средней и кг слой групп, кварцевыми диоритами, диоритами, монцонитами, гранодиоритами, гранитами, осадочными (песчаники, алевролиты) и метаморфическими (зеленые сланцы, гранитогнейсы) породами. При исследовании нормативных составов гранитоидов поднятия Е.П Леликовым и А.Н. Маляренко [1994] на диаграмме альбит-анортит-ортоклаз установлено закономерное увеличение ортоклазовой (калиевой) относительно альбитовой (натриевой) составляющей в группе пород с "верной части поднятия по сравнению с породами южной части, что может свидетельствовать о северном падении палеосейсмофокапьных зон под магматические пояса поднятия Академии наук.

С охотоморского склона острова Симушир (Центральнокурильское поднятие) драгированы пермско-триасовые и сеноманские гранодиориты (см. табл. 1) Сеноманские гранитоиды не встречаются на Южно-Курильском поднятии, а триасовые - на Северо-Курильском. Поэтому центральнокурильский (симуширский) гранитонесущий блок земной коры яляется, по-видимому, осколком поднятия Академии наук, которое было фрагментировано при раскрытии Южно-Охотской впадины в неогене.

Структура Южно-Курильского поднятия прорвана магматизами, сответствующим по возрасту всем периодам геохроноло ' ичсской шкалы, начиная с карбона (см. табл. 1).

В соостветствии с принципами выделения магматических поясов все известные результаты изотопного датирования пород подводных и наземных консолидированных выступов структур Охотско-Курильского бассейна сгруппированы и представлены в табл. 1. Как видно на ссеме магматических поясов всего Охотоморского региона (рис. 1), в пределах бассейна выявлено 10 поясов, формировавшихся в позднепалеозойско-ранекайнозойское время над 9-ю различными зонами субдукции. Последние, в свою очередь, объединяли 8 поднятий региона в разное время в различных сочетаниях в единые линейно-ду] овые структуры - структурно-тектонические линеаменты Фрагменты двух наиболее крупных и наиболее древних таких структур - Южно-О сотоморского и Камчатско-Кашеваровского первичных палеолинеаментов - в настоящее время составляют "коллизионное ядро" Охотоморского региона.

В данной работе под первичным структурно-тектоническим линеаментом понимается группа структур (поднятий, как правило), о(5ъединяемых по признакам их генетической принадлежности к единому конвергентному либо трансформному плитному разделу, наиболее древнему для данного рггиона. Другими словами, тектонический палеолинеамент - это совокупность фрагментов (морфоструктур) древней островной дуги или трансформного разлома. В ходе тектонической эволюции верхней оболочки планеты единая структура тектонического

палеолинеамента могла подвергаться фрагментации на отдельные блоки, которые в дальнейшем перемещались в пространстве и становились фундаментом для более молодых магматических дуг (поясов) Поэтому в современом залегании ископаемые тектонические линеаменты распознаются, прежде всего, по проявлениям древних близковозрастных магматических пород, приуроченных к однотипным границам литосферных плит. Восставновление единой линейно-дуговой структуры магматической дуги из фрагментов какого-либо магматического пояса помогает, таким образом, реконструировать в пространстве и времени ископаемые границы литосферных плит.

Южно-Охотоморский палеолинеамент состоит из поднятий ЮжноКурильского и Академии наук, общая протяженность объединенной структуры -около 1200 км. Палеолинеамент соответствует Южно-Охотоморскому магматическому поясу [26, 28], проявлявшему активность с позднего палеозоя до валанжина и имевшему северную полярность в соответствии с данными по петрохимической зональности пород на поднятии Академии наук. По палеомагнитным данным [Голионко, 1992; Баженов и др., 1984; и др.], в позднемеловую эпоху Южно-Курильское поднятие имело субширотное простирание и находилось на 30" с.ш. Вместе с тем, на всем Южно-Охогоморском линеаменте со 134 до 105 млн лет тому назад отмечается перерыв в магматической активности. В этот отрезок времени мегаплита Кула (Изанаги), занимавшая пространство СевероЗападной Пацифики, двигалась в северо-северо-западном направлении со скоростью не менее 20 см/год [Engebretson et al., 1985]. То есть, амагматичный Южно-Охогоморский блок, включенный в структуру плиты Кула, преодолел за это время расстояние не менее 5000 км и находился в конце валанжина южнее экватора. Здесь же Южно-Охотоморский линеамент, по-видимому, располагался в течение позднего палеозоя - начала валанжина в составе одноименной стационарной субдукционной малопродуктивной системы.

Северный сегмент субмеридионального Камчатско-Кашеваровского налеолинеамента включает в себя поднятия Срединнокамчатское, вала Кашеварова, Института океанологии, Северо-Курильское и прослеживается на расстояние более 2000 км. Северный сегмеот палеолинеамента, находившийся в триасе и позднее в высоких широтах, соответствует Камчатско-Кашеваровскому магматическому поясу, формировавшемуся в барреме-туроне и, видимо, имевшему западную полярность, Ниже будет показано, что линеамент, по-видимому, простирался до экваториальной зоны, включая в себя Восточно-Сахалинское поднятие в качестве южного сегмента.

Также по простиранию Камчатско-Кашеваровского линеамента в пределах Срединнокамчатского поднятия А И. Ханчуком [1985] выявлен Квахонский магматический пояс (поздняя юра - ранний мел). Судя по обилию сходных по возрасту пород (см. табл. 1), пояс также формировался и на валу Кашеварова. Геохимическими исследованиями [Тарарин, 1989; Бондаренко, 1999] установлен энсиматический островодужный генезис квахонских вулканитов. Расположенный к западу от пояса Омгонский террейн, включающий блоки океанических образований, позволяет предполагать восточную полярность Квахонской островной дуги.

Кроме упомянутых выше (1) Южно-Охотоморскоге, (2) Камчатско-Кашеваровского и (3) Квахонского, в Охотско-Курильском бассейне предлагается также распознавать еще 7 магматических поясов (4) Раннешикотанский, (5) Академический, (6) Матакотанский, (7) Позднешикотанский, (8) Макаровский, (9) Трансохотоморский, (10) Протокурильский и Курильский.

Геология и особенности формирования 3 поясов Малокурильской палеосгроводужной системы - Раннешикотанского, Матакотанского и Позднешикотанского рассмотрены ранее (см. Положение 1).

Академический пояс (поздний альб - ранний сенон), расположенный на поднятии Академии наук, формировался синхронно с Раннешикотанским поясом (см табл. 1) и, по-видимому, над одной с ним зоной субдукции, падающей на север Раннешикотанский и Академический пояса являются, по-существу, сегментами единого Шикотанско-Академического пояса и разделены при описании ввиду устоявшейся в литературе традиции (в пределах поднятия Академии наук достаточно давно выделяется самостоятельная меловая островная дуга [Геодекян и др , 1976: Гнибиденко, Ильёв, 1976; и др.]).

Магматические породы короткоживущего раннекампанского Макаровского пояса драгированы с поднятий вала Кашеварова и Института океанологии Поднятие Инстигута океанологии стало амагматичным, очевидно, в результате столкновения с дви! авшимся с юга поднятием Академии наук.

После упомянутого события южнее поднятия Академии наук формируется новая зона субдукции и начинается формирование Трансохотоморского пояса (поздний кампан - средний эоцен), магматические породы которого драгированы на поднятиях Северо-Курильском, Академии наук и вала Кашеварова.

47-45 млн лет тому назад прекращается магматическая активность внутренних структур завершившего коллизию Охотоморского геоблока С тихоокеанской сюроны геоблока формируется новая зона субдукции и начинается формирование Протокурильского магматического пояса (средний поздний палеоген - ранний этап формирования Курильского пояса), породы которого встречаются на Болылерецком (вулканогенные вилючинская и паратунская свиты Южной Камчатки), Северо- и Южно-Курильском поднятиях (подводный хребет Витязя, о-в Шикотан).

В процессе задугового раскрытия Южно-Охотской глубоководной впадины в раннем миоцене [Рождественский, 1993] происходит выполаживание субдукционной зоны Протокурильской системы и смещение главного магматического фронта в тыловую область на место миоцен-современного Курильского магматического пояса, распространенного в пределах Большекурильского наложенного поднятия, объединяющего Южно-Курильскую, Северо-Курильскую, Большерецкую и вновь образованную Централыгокурильскую морфоструктуры.

В раннем миоцене после раскрытия Южно-Охотской впадины Охотоморский регион приобретает современные очертания (см. рис 1).

Магматические пояса Восточно-Сахалинского поднятия, - южного сегмента Камчатско-Кашеваровского палеолинеамента Здесь автором выделяется три магматических дуги Шельтингская Токоро-Озерская (К}а1Ь- К2) и

Учирская (Кзстр-таа).

В геологические образования Шельтингской дуги включаются (1) шельтингская граувакковая толща 02 з по радиоляриям [20, 24, 28]), (2) Набильский аккреционно-субдукционный террейн (148, 131 млн лет - возраст зеленых сланцев [Ханчук и др , 1988, 1989]), (3) известково-щелочные риолиты (140 млн лет) и (4) предположительно бониниты с повышенными содержаниями К и Ва (см. табл 2). Образования 1, 3 и 4 расположены в районе мыса Шельтинга, а Набильский террейн (2) - к востоку от последнего, в осевой зоне Восточно-Сахалинских гор, поэтому восстанавливается восточная полярность Шельтингской дуги.

В районе мыса Шельтинга также расположен Шельтингский габбро-

бронзититовый массив, сформированный, скорее всего, в карбон-среднеюрский отрезок времени (см. табл 1), когда Камчатско-Кашеваровский линеамент представлял собой трансформный разлом, на южном фланге которого находилось Прото-Восточно-Сахалинское поднятие. За счет плавления шельтингского габбро-бронзититового субстрата, по всей видимости, и был получен весь спектр бонинитовых магм как Шельтингской, так и Учирской магматических дуг.

Токоро-Озерская и Учирская дуги будут описаны в 4 и 5 защищаемых положениях.

Северо-Ниппонские магматические пояса. Крайнюю западную, Осима-Монеронскую зону Хоккайдо-Сахалинской системы занимает северный сегмент магматической дуги, супрасубдукционная вулкано-плутоническая ассоциация которой представляет собой раннемеловой Китаками-Монеронский магматический пояс протяженностью около 1000 км (вместе с сегментами Монероно-Самаргинской дуги Сихотэ-Алиня и Северного Сахалина [Симаненко и др , 2004] протяженность пояса составляет около 2000 км). Китаками-Монеронская дуга представляет собой западный ископаемый структурно-тектонический линеамент Охотоморского региона. Полярность Китаками-Монеронского пояса -западная, что обусловлено восточным расположением метаморфизованных офиолитов группы Сорачи (высокобарный пояс Камуикатан) по отношению к магматическим образованиям пояса.

Тайгоносский (Кони-Тайгоносский) магматический пояс протягивается от полуостровов Кони и Пьягина на юго-западе до п-ова Тайгонос на северо-востоке и представляет собой центральной сегмент Удско-Мургальского составного магматического линеамента. В различных местах Тайгоносского пояса описаны вулканитовмещающие разрезы от верхнепермского до готеривского возрастов. В триасовых слоях Тайгоносской дуги найдены раковины бореальных норийских монотисов [Похиалайнен, 1989; Геология СССР. Т. 30., 1970], аналогичных кашеваровским, что говорит о развитии структуры в относительно высоких широтах. По прямым и косвенным данным [Заборовская, 1978], можно предполагать, что вулканическая дуга начала развиваться на структуре внутриокеанического поднятия, возникшего на рубеже среднего и позднего палеозоя. Л.М. Парфеновым с соавторами [РатГепоу е! а!., 1978] по содержанию К20 в вулканических породах на п-овах Кони и Пьягина было определено северное направление падения палеозоны Бениоффа-Заварицкого для Тайгоносского пояса. Об этом же свидетельствует положение Пенжинского террейна аккреционной призмы в структуре дуги. Таким образом, Тайгоносский пояс развивался с перми до неокома на структуре бореальной внутриокеанической островной дуги, представляющей собой один из наиболее древних тектонических субдукционных пинеаментов Охотоморского региона - Тайгоносский палеолинеамент. Тайгоносская дуга простиралась от сочленения с Камчатско-Кашеваровским трансформным линеаментом на запад-юго-запад на расстояние предположительно 800-1000 км и формировалась субсинхронно в одном режиме полярности с тетической Южно-Охотоморской дугой.

Вулканические и плутонические образования Валагинского магматического пояса выделяются в объеме интрузивов и мощных вулканогенных и вулканогенно-осадочных толгп островодужного происхождения, широко распространенных в зонах Восточного и Срединного хребтов Камчатки. В соответствии с палеонтологическими данными [Аккреционная.., 1993], эти толщи относятся к кампану-данию и объединяются в террейн Валагинской внутриокеанической островной дуги, аккретированной к северо-восточной окраине Азии на рубеже мела и палеогена

[Шапиро, 1995; Парфенов и др., 1993; Констант иновская, 2002; и др.]. Падеомагнитными исследованиями [Баженов и др., 200 2; и др.] установлен также быстрый (20 см/год) позднесенонский северный дрейф активного Валагинского пояса, что, по-видимому, возможно только в режиме трансдукции [28], проявлявшейся, вероятно, с обеих сторон дуги. Несмотря на энсиматический генезис, в Валагинской дуге отмечается широкое развитие высококалиевых шошонит-латитовых серий (табл. 2), ультраосновные члены которых предложено именовать валагинитами [12, 14]. Валагинская дуга (встречносубдукционная система) является внешним террейном в составе Охотоморского геоблока.

Защищаемое положение 3. По результатам детальных исследований, сведенных в [Monograph..., 1986], в центральной зоне о-ва Хоккайдо (пояс Хидака) описаны •

выходы океанической коры от пермского до раннемелового возрастов. Снос материала в зону Хидака шел как с запада, так и с востока, на основании чего был сделан вывод о существовании на северо-западе мезозойской Пацифики <

палеоокеана, закрывшегося в результате сближения наземных поднятий, ограничивавших водный бассейн с запада и востока. Фрагменты литосферы палеоокеана, который предложено называть Хидака-океаном, перекрыты валанжин-сантонскими турбидитами аккреционных клиньев супергруппы Хидака, следовательно, океан закрывался в меловое время.

Обобщая более широкие и поздние материалы, включая авторские по о-ву Сахалин [19, 23, 24, 27, 28, 30], во всей Хоккайдо-Сахалинской складчатой системе (ХССС) можно условно выделить три меридиональных мегазоны: Западную, Центральную и Восточную. Западная и Восточная мегазоны сложены комплексами поднятий магматических дуг, в узком межколлизионном пространстве которых -Центральной мегазоне - запечатаны фрагменты коры палеоокеана.

В центральной зоне Сахалина (Тонино-Анивский п-оь, осевая полоса и западные отроги Восточно-Сахалинских гор) также выделяются меловые аккреционно-субдукционные террейны Тонино-Анивский, Озерский, Сусунайский [Жаров, 2004], Набильский [Ханчук, 1993] и др. с включениями блоков позднепалеозойско-мезозойской океанической коры. Т.е Центральная, Хидака-Анивская мегазона ХССС является по существу междуговым сутурным поясом, учитывая насыщенность этой области фрагментами океанической литосферы. р

Западная мегазона ХССС представлена Китаками-Монероно-Самаргинским палеоостроводужным линеаментом [Симаненко, 1991; 28, 30]. Фундамент дуги сложен домеловыми террейнами Южного и Северного Китаками, изученными на о-вах Хонсю и Хоккайдо [Monograph..., 1986; Pre-Cretaceous..., 1990]. Палеоподнятие Китаками-Монеронской дуги было западным коллизировавшим геоблоком при закрытии Палео-Хидака-океана.

Восточная мегазона сложена комплексами дуг Токоро-Восточно-Сахалинского поднятия. Возраст двух наиболее древних магматических дуг поднятия -позднеюрско-валанжинский (Шельтингская дуга) и альбско-позднемеловой (Токоро-Озерская дуга). Т.е. с конца валанжина до конца альба в магмоактивности Восточно-Сахалинского поднятия отмечается перерыв, в течение которого эта морфоструктура, скорее всего, находилась в движении на плите Кула (Изанаги), господствовавшей в то время в северо-западном сегменте Палеопацифики [Engebretson et al., 1985; Кононов, 1989]. Токоро-Восточно-Сахалинское поднятие было восточной коллизирующей структурой при закрытии Хидака-океана.

Прежде чем приступить к реконструкции движений краевых структур

палеоокеана, рассмотрим особенности магматизма Южно-Курильского понятия, где в мезозое завершили формирование два пояса. Это доготеривский (> 134 млн лет) Южно-Охотоморский [23, 26, 28] и альб-сантоский (105-82 млн лет) Раннешикотанский [23, 25, 28]. Т.е. в пределах как Южно-Курильского, так и Восточно-Сахалинского поднятий отмечается валанжин-альбский перерыв в надсубдукционной магматической активности.

Как видно, отмечается жесткая корреляция периодов субдукции под поднятия, обрамляющие Хидака-Анивскую сутурную зону с запада и востока, и, в соответствии с расчетами по движению плит в мезозойской Пацифике [Ег^еЫ^оп й а1., 1985], можно сделать ряд выводов по этапам зарождения, существования и закрытия бассейна Хидака-океана в поздней юре - среднем мелу. По палеомагнитным данным, принимается субстационарное положение ЮжноКурильского поднятия на 30° с.ш. в позднем мелу.

1 этап. На рубеже средней и поздней юры (165-160 млн лет) происходит заложение субмеридионального поднятия Шельтингской дуги к северу от восточного фланга субширотной Южно-Охотоморской дуги, уже в триасе-юре формировавшейся субстационарно (принцип малоподвижного состояния надсубдукционных поднятий над "заякоренными" в упругой мезосфере субдуцирующимися плитами [Зоненшайн, Савостин, 1979, и др.]) на 15-20° ю.ш. в Западной Пацифике. Палеоширота рассчитывается по растоянию, пройденному плитой Кула за отрезок времени 130-105 млн лет (амагматичный период на поднятиях восточной границы Хидака-океана), по [Ег^еЬгйзоп е! а1., 1985]. Вместе с поднятием Шельтингской дуги возникают как сам Хидака-океан, так и его восточная граница, к которой также, по-видимому, принадлежали поднятия Квахонской дуги Срединного хребта Камчатки и вала Кашеварова. Северным пределом океана служило поднятие Тайгоносской дуги, а западную границу, вероятно, формировала цепь из блоков-микроконтинентов (Куросегава, Абакума, Южный Китаками и др.), сосредоточенных вдоль субмеридиональной трансформной зоны (в берриасе, с началом формирования Китаками-Монеронского пояса, трансформная граница была преобразована в субдукционную). На юге Хидака-океан открывался в бассейн Палеопацифики. Примерно в таких границах Хидака-океан (в данном случае это внутриокеаническое мегаморе, но которое крупнее сходных по типу морей Филиппинского и Фиджи) существовал до конца валанжина (рис. 3).

2 этап. В конце валанжина (~ 130 млн лет) после сближения Южно-Курильского поднятия с подошедшей с юга Кула-Тихоокеанской спрединговой системой происходит отрыв под поднятием плотной, тяжелой и мощной части слэба от близспрединговой, легкой и тонкой пластины. В результате теряется связь нависающей литосферы с оторванной и быстро тонущей в мезосфере частью слэба, о чем свидетельствует прекращение магматизма в пределах структур (Шельтингское и Южно-Курильское поднятия). По тем же причинам начинается северо-северо-западный дрейф тех же структур вместе с плитой Кула (скорость ~ 200 км/млн лет) навстречу стационарно формирующейся вдоль западной границы Хидака-океана Китаками-Монеронской дуге (рис 3, врезка) Это означает неуклонное сокращение площади палеоокеана в течение готерив-среднеальбского отрезка времени (130-105 млн лет), за который подвижные амагматичные краевые поднятия восточной границы палеоокеана преодолели путь более 5000 км до столкновения с западными.

3 этап. В середине альба (~ 107-105 млн лет) происходит торцевое столкновение Китаками-Монеронского и Южно-Курильского (~ 30° с.ш) и фронтальное -

Китаками-Монеронского и Восточно-Сахалинского поднятий, в узком межколлизионном пространстве которых оказались зажаты остатки литосферы Палео-Хидака-океана. Процессы альбской коллизии структур подтверждаются прекращением извержений в Китаками-Монеронской дуге (блокировка зоны субдукции региональными телами) и, напротив, возрождением магматизма на блокирующем Южно-Курильско-Академическом поднятии (Шикотанско-Академический пояс), под которое начала погружаться плита Кула.

[30] с дополнениями). 1 - контуры краевых поднятий палеоокеана, 2 - зоны фронтальной (а) и косой (б) субдукции, 3 - океаническое вулканическое плато, 4 - трансформные разломы, 5 -Кула-Тихоокеанская спрединговая система, 6 - супрасубдукциоиный магматизм на окраинных структурах палеоокеана. Стрелками показаны направления движения плит и структур Тонкий контур - современная восточная окраина Азии Южно-Охотомсрская дуга - поднятия ЮжноКурильское и Академии наук; Океаническое плато - Охотское и Большерецкое поднятия; СК и ИО - поднятия Северо-Курильское и Института океанологии, Квахонская дуга - поднятия Срединнокамчатское и вала Кашеварова. На врезке показана I еодинамическая обстановка в регионе — 115 млн лет тому назад.

Через 2-3 млн лет в результате надвигания Шикотанско-Академической дуги на литосферу Палеопацифики по оси Хидака-Анивского сутурного пояса началось раскрытие одноименного моря (см. Защищаемое полжение 4), через пределы которого плита Кула начала поглощаться под Токоро-Озерскую дугу и Сихотэ-Алинский окраинно-континентальный пояс.

Ранее в исследовании автора (см. Положение 2) был выявлен весьма нетипичного простирания баррем-туронский Камчатско-Кашеваровский магматический пояс, распространенный в пределах поднятий Срединнокамчатского, вала Кашеварова, Института океанологии и южной части Северо-Курильского. Необычное

петлевидное изгибание магматического линеамента в направлении континента позволяет предполагать коллизию Камчатско-Кашеваровской дуги с двигавшимся со стороны океана геоблоком Охотского свода, находящимся ныне внутри "петли" (см. рис. 1). По-видимому, в начале альба произошло столкновение островной магматической дуги, "заякоренной" над стационарной зоной субдукции, с дрейфовавшим на плите Кула поднятием Охотского свода, представлявшим собой, по Н.А. Богданову и Н.Л. Добрецову [2002], вулканогенное океаническое плато. В середине альба - туроне (время активности Охотского пояса), вероятно, осуществлялось внедрение в пределы Палеоохотского бассейна коллизионной Кашеваровско-Охотской структуры до столкновения ее с окраиной Азии (рис. 4). После этого прекращается магматическая активность и Камчатско-Кашеваровской дуги, и Охотского пояса. В результате поперечное смещение Камчатско-Кашеваровского линеамента по Северо-Охотскому разлому достигло более 1000 км. Более поздние левосторонние движения по Прикамчатскому разлому в результате среднекампанского столкновения поднятий Академии наук и Института океанологии отделили Большерецкое поднятие от Охотского свода и Малко-Петропавловскую зону дислокаций - от Северо-Охотского разлома (см. рис. 1).

Рис. 4.

Палеогеодинамическая схема Северо-Охотоморского региона для сеномана, по [29, 31]. 2 - магматический пояс (сегмент пояса), прекративший формирование после коллизии с движущимся поднятием, 5 - зоны коллизии; 6 - зоны спрединга; 8 -векторы движения плит и структур (цифры около стрелок на врезке - скорости движения, см/год). Остальные условные знаки см. на рис 3. Цифрами обозначены поднятия. 1 Срединнокамчатское, 2 - вала Кашеварова, 3 - Института океанологии, 4 - СевероКурильское (южный сегмент), 5 -Охотского свода, 6 - СевероОхотский трансформный разлом К - плита Кула, КМ - Камчатская микроплита, Ф Филиппинская плита, Т - Тихоокеанская плита, ММ - Марианская микроплита На врезке показана плитно-тектоническая схема Южно-Филиппиноморского региона для настоящего времени, по [Plate-tectonic map ,1987] с упрощениями.

Следует отметить, что Н.А. Богданов и Н.Л. Добредав [2002], опираясь на геофизические данные по строению земной коры, считают, что весь ансамбль положительных и отрицательных охотоморских структур (исключение - ЮжноОхотская глубоководная впадина) был сформирован как единое океанское вулканическое плато (Охотское) на плите Кула в конце юры. В Охотском море, однако, изверженных пород, вполне соответствующих по составу магматитам океанских вулканических поднятий и гор пока не обнаружено. Вместе с тем с

океанического склона Южной Камчатки, фундаментом которой, вероятно, является Вольтерецкое поднятие [Гнибиденко, 1979], были драгированы высокотитанистые оливин-клинопироксновые пикритобазальты - лимбургмты [Неверов и др., 1980] (состав: Si02 - 40.3; ТЮ2 - 2.4; А1203 - 13.4; FeO - 11.5; MgO - 13.2; CaO - 9.9; Na20 - 3.2; K20 - 0.7 мае. %). Подобные породы являются членами типовых мезозойских (досреднемеловых) анкарамит-лимбургит-трахибазальтовых вулканических ассоциаций подводных поднятий (Маркус-Уэйк, Калахан) Тихого океана [17, 18, 21, 22] Эти и изложенные ранее данные позволяют предполагать, что Охотско-Болыиерецкий блок является древним океанским вулканическим воздыманием, а вал Кашеварова, поднятия Института океанологии и Северо-Курильское (южная часть) представляют собой фрагменты баррем-туронской надсубдукнионной структуры.

Представленная выше реконструкция сопоставима с миоцен-современной южно-филиппиноморской геодинамической обстановкой, авторская интерпретация которой по материалам из [Лутц, 1980; Plate-tectonic map..., 1987] приводится ниже (рис. 4, врезка).

В конце миоцена океаническое Каролинское поднятие, движущееся на Тихоокеанской плите, столкнулось с поднятием Яп, 6-7 млн лет тому назад представлявшим собой магмоактивный южный учас-ок Марианской дуги. В результате активный ныне северный сегмент Марианской дуги остался на месте над погружающейся и "заякоренной" в упругой мезосфере океанической пластиной, а ставший амагматичным южный сегмент (поднятие Яп) начал западный дрейф на фронте "несубдуцируемого" Каролинского поднятия. Между Марианским и Япским поднятиями, начиная с конца миоцена и доныне, формируется постоянно растущий трансформный разлом (в современном рельефе соответствует южному субширотному сегменту впадины глубоководного Марианского желоба), длина которого равна величине пути, пройденного дрейфующим поднятием Яп

Сравнивая альб-туронскую охотоморскую и современную филиппиноморскую геодинамические обстановки (см. рис. 1, 4), можно отметить следующее: 1) Камчатская микроплита вполне корректно сопоставляется с Марианской микроплитой, 2) Камчатская и Охотская магматические дуги - с Марианской и Филиппинской дугами, 3) вал Кашеварова и Охотский свод - с поднятиями Яп и Каролинским, 4) впадина ТИНРО - с впадиной Филиппинского моря, 5) рифт впадины ТИНРО - с Марианским рифтом, 6) Северо-Охотский трансформный разлом - с Япско-Марианским разломом, 7) прогиб Кашенарова - с впадиной желоба Яп (коллизионные зоны на рис. 4 и врезке).

Таким образом, линеамент магматической палеодуги был дезинтегрирован и трансформирован в петлеввдную форму после коллизии с дрейфовавшим на плите Кула океанским вулканическим плато, представленным в современной структуре Охотского моря Охотско-Большерецким геоблоком.

Защищаемое положение 4. Из позднесенонских магматических структур региона (рис. 5) Озерско-Учирская встречносубдукционная' папеоостроводужная система Восточного Сахалина не была описана ранее.

Ввиду редкости феномена встречно падающих и сходящихся на глубине сейсмофокальных зон, терминология для сопутствующих этому процессов и явлений не разработана; в настоящей работе островодужные системы со встречно падающими зонами Бениоффа называются встречносубдукционными или биполярными, соответственно, системы с одной сейсмофокальной зоной именуются моносубдукционными или монополярными

Рис. 5. Схема расположения позднесенонских магматических дуг и четвертичного Курильского вулканического пояса в Южно-Охотоморском регионе. 1-7 - структуры позднесенонских магматических дуг: 1 - Учирская дуга: а - Рымникский субтеррейн сочленения дуги со спрединговым океаническим хребтом, б - Котиковский су&геррейн вулканической дуги (нерасчлененные образования вулканогенной учирской свиты и вулканомиктовых турбидитов котиковской серии); 2 - места отбора проб и номера анализов вулканических пород Учирской дуги в табл 2 (5 - Рымникский субтеррейн; 6 - район мыса Шельтинга; 7 - мыс Беллинсгаузена; 8 - мыс Минский); 3 - поднятия дуг Озерской и Токоро на суше и под осадочным чехлом моря (а) и выходы на дневную поверхность аккреционной призмы Озерской дуги (б, чайкинская толща Озерского террейиа); 4 - ареалы магматизма Матакотанской (а) и Позднешикотанской (б) дуг; 5 - вулкано-плутонические комплексы Трасохотоморской дуги (а) и Сихотэ-Алинского пояса (б); 6 - Западно-Сахалинский террейн иреддугового прогиба Сихотэ-Алинского пояса, 7 - меловые аккреционные призмы в зоне Хидака и Южного Сахалина с восточной (а) и западной (б) вергентностью геологических масс; 8 - четвертичный Курильский вулканический пояс; 9 Южно-Охотская глубоководная впадина по изобате 3000 м, 10 - ось глубоководного Курильского желоба; ршрез А-Б 11 -геохимические зоны четвертичного вулканизма Курильской дуги (Ф - фронтальная, П -промежуточная, Т - тыловая); 12 - очаги магм и подводящие каналы, 13 - надсейсмофокальная литосфера (а) и океаническая литосфера с корой (б), по [Honda, Uyeda, 1983] (МК - выходы на дно моря комплексов Малокурильской палеоостроводужной системы), 14 - направление поддвига Тихоокеанской плиты; 15 направления перемещения масс астеносферы, втягиваемой в конвекцию нисходящим движением слэба [Honda, Uyeda, 1983]; 16 - глубинные уровни дегидратации амфибола, 7Л-клинохлора, серпентина (Amph) и флогопита, 14Á-клинохлора (F/) в коре погружающегося слэба, по [Авдейко и др, 1992], 17 - наиболее вероятные направления подъема и рассеивания флюидов и связанных с ними К, Ва, Rb, Sr в конвектирующей надсубдукционной астеносфере; 18 амфиболизация и флогопитизация подошвы литосферы в потоках флюидов

Озерско-Учирская система образована кампан-мазстрихтскими Озерской и Учирской островными дугами. В Учирской островной дуге (см. рис. 5) - террейне -автором выделяется Рымникский субтеррейн сочленення срединно-океанического хребта с островной дугой и Котиковский субтеррейн наземно-мелководноморской вулканической, т.е. собственно островной дуги. Рымникский субтеррейн сложен кремнисто-вулканогенной с прослоями аргиллитов рымникской серией и залегающей на ней вулканогенно-терригенной с прослоями кремней березовской серией. Отложения серий вмещают кампан-маастрихтские радиолярии [Казинцова, 1988]. Среди существенно измененных эффузивов террейна отмечаются как низко-, так и высокотитанистые разности, что, по-видимому, свидетельствует о сочленении спредингового центра с синхронно формировавшейся островной дугой. К югу в районе мыса Шельтинга Рымникский субтеррейн фациально замещается Котиковским субтеррейном. Котиковский субтеррейн (сеэия свит) сложен осадочно-вулканогенными образованиями учирской свиты и ее фациальными аналогами -вулканомиктовыми турбидитами заслоновской, туровской и ольдонской свит [Гранник, 1978]. Учирская свита тяготеет к восточному побережью Сахалина, а турбидитовые разрезы (задуговой бассейн) в основном распространены к западу. Палеонтологический возраст Учирской свиты (по иноцерамам) - кампан-маастрихт [Гранник, 1978]; изотопный возраст вулканических пород также соответствует позднему сенону - 74, 72 и 67 млн лет (см. табл. 1). К юту от полуострова Терпения литифицированные отложения Учирской дуги прослеживаются в виде выходов акустического фундамента в осевой зоне подводного вала Терпения [Гнибиденко, 1979].

В Учирской дуге ярко выражена тектоническая и геохимическая зональности субсинхронного вулканизма. Для северной части дуги (Рымникский субтеррейн) было характерно внедрение высокотитанистых и Ы-МОКВ-магм в зоне сочленения со спрединговым хребтом (см. табл. 2). Южнее, на мысе Шельтинга извергалась низкокалиевая серия вулканитов с бонинитовой тенденцией - фронтальная геохимическая зона дуги. В 30 км к югу на мысе Бел/инсгаузена формировалась вулканоструктура умереннощелочных трахибазальтов-трахиандезитов -промежуточная зона дуги. И еще в 7-8 км к юго-юго-западу на мысе Минском изливались щелочные калиевые трахибазальты-трахиандезиты (см. табл. 2) -тыловая зона Учирской дуги. Таким образом, тектоническая и геохимическая зональности террейнов и вулканических серий Учирской дуги свидетельствуют о юго-западном падении сейсмофокальной зоны в этом палеомагматическом поясе.

Антиподом Учирской дуги в островодужной системе является линейное поднятие акустического фундамента, простирающееся в северном направлении в осевой зоне залива Терпения [Гнибиденко, 1979] и обэазованное положительной структурой Озерской дуги. Озерская дуга протягивается субпаралельно Учирской в 50-70 км к западу от нее. Выходы Озерской дуги на дневную поверхность закартированы на северо-востоке Тонино-Анивскогс полуострова (Озерский террейн) [Жаров, 2004] и идентифицированы как аккреционная призма в структуре поднятия островной дуги. В кампан-маастрихтском турблдитовом матриксе призмы (чайкинская толща) обнаружены обломки островодужны> вулканитов. Юго-западная вергентность образований чайкинской толнщ свидетельствует о северо-восточном направлении погружения океанической плиты под Озерскую дугу. А встречная вергентность аккреционных призм на Тонино-Анивском п-ове и в зоне Хидака на о-ве Хоккайдо (см. рис. 1, 5) позволяет предполагать существование Хидака-Анивского морского бассейна между дугами Сихотэ-Алинской и Озерской в меловое

время. Аналогичные чайкинским по строению и возрасту толщи известны в зоне Токоро (о-в Хоккайдо) и выделяются как дуга Токоро [Баженов и др. 2002].

Кинематические параметры литосферных плит Мезозойской Пацифики [Кононов, 1989] и палеомагнитные данные по позднесенонским магматическим дугам [Баженов и др. 2002] (Озерская дуга - 26.6° ± 5.2° с.ш.; Матакотанская дуга -36.5° ± 4.0° с.ш.; среднее - 31.5° с.ш.; а также Валагинская дуга Камчатки и Корякин - от 42.1 ± 7.1° с.ш. до 51.1° ± 7.0° с.ш.) позволяют восстановить для Маастрихта схему конвергентных и дивергентных границ плит в Охотоморском регионе, на юге и юго-западе которого формировались две островодужные системы со встречным падением зон Бениоффа (рис. 6).

Рис. 6. Положение позднесенонских островных дуг

Охотоморского региона в Мезозойской Пацифике в Маастрихте. 1 континентальная окраина Азии, 2 - восточная граница Камчатки в будущем кайнозое после аккреции Валагинской и Кроноцкой дуг, 3 -надсубдукционные поднятия островных дуг, 4 вулканические комплексы Валагинской системы

(Ирунейская и Валагинская дуги), 5 - зоны фронтальной (а) и косой (б) субдукции, 6 -спрединговые хребты (а) и трансформные разломы (б), 1 -направление движения плит; литосферные плиты ЕВР -Евразиатская, К - Кула, Т -Тихоокеанская, СОХ - Северо- Учирско-Малокурильская и Валагинская микроплиты Остальные условные обозначения см. на рис. 5

К началу позднего палеоцена (60 млн лет) энергетически истощается астеносфера под Охотским бассейном, и Охотоморская спрединговая система прекращает свое существование. Как следствие — отмирает Матакотанская дуга, а в 1 рансохотоморскую субдукционную систему начинает затягиваться ЮжноКурильское поднятие, с трудом удерживаемое на месте над погружающимся под Позднешикотанскую активную дугу слэбом, обретшим аномальный обратный наклон по тем же причинам. В результате Южно-Курильское поднятие раскалывается надвое по длинной оси с внедрением в зону раскола надсубдукционных известково-щелочных магм - происходит формирование шикотанского офиолитового габбро-гипербазит-долерит-базальтоидного интрадугового рифтового комплекса.

В итоге, геодинамическая обстановка взаимодействия структур в Охотском бассейне в позднем палеоцене оказывается сходной с современной для

Охотоморская. ЮОХ - Южно-Охотоморская, УМК и В

Филиппиноморского региона (см. рис. 4): а) Позднешикотанская дуга, расположенная на южной половине Южно-Курильского поднятия, сопоставима с Марианской дугой; б) северная, практически амагматичная половина ЮжноКурильского поднятия - с отколовшейся от Марианской остаточной дугой; в) Шикотанский палеорифт - с интрадуговым Марианским рифтом; г) Трансохотоморский магматический пояс - с Филиппинским поясом.

По-видимому, на рубеже палеоцена и эоцена (55 млн лет), погружающаяся под Позднешикотанскую дугу океаническая пластина, достигнув критической величины обратного наклона, разрывается, и Южно-Курильское поднятие, освободившись от своего "якоря", уходит в северный дрейф вместе с Тихоокеанской плитой. Прекращается активность Позднешикотанской дуги.

В это же время (65-55 млн лет), по-видимому, происходило закрытие Хидака-Анивского бассейна и завершилось формирование Сихот:-Алинского пояса.

Таким образом, в кампане-палеоцене Палеоохотский бассейн имел срединную спрединшвую систему и был окружен с трех сторон магматически активными поднятиями. Сходная геодинамическая обстановка наблюдается сейчас в объединенном бассейне морей Соломонова и восточной части Кораллового. Здесь площадь бассейна с трех сторон окружена поднятиями активных магматических дуг - Новобританской, Соломоновой и Вануату; а срединная спрединговая система представлена рифтом Вудларк.

47-45 млн лет тому назад Южно-Курильская структура после дрейфа сталкивается с поднятиями Восточно-Сахалинским на западе и Академии наук и Северо-Курильским - на востоке. Происходит закрытие интрадугового бассейна, вмещающего шикотанские офиолиты, с надвиганием по Центральношикотанскому шву южной половины Южно-Курильского поднятия на северную (см. рис. 2). Завершается коллизия Охотоморского геоблока, или в терминах террейновой концепции - Охотоморского супертеррейна (рис. 7). После коллизии прекращается активность Трансохотоморского пояса. Синхронно формируется зона субдукции под активизировавшуюся Протокурильскую дугу, которую наследует позднекайнозойская Курильская дуга после раскрытия Южно-Охотской тыловой впадины в раннем миоцене. В результате, 20-15 млн л ел тому назад тектоническое строение Охотоморского региона приобретает современную архитектуру (см. рис.1).

Защищаемое положение 5. Рассмотрим зональность вулканических поясов на примере встречно- и моносубдукционных систем региона

Среди геохимических особенностей магматизма над встречно падающими сейсмофокальными зонами главной является весьма высокая насыщенность К и Ва серий вулканических пород тыловых зон дуг. Так, содержания К в основных вулканитах тыловых зон дуг встречносубдукционных Озерско-Учирской и Малокурильской систем в среднем в 2.2 раза больше, чем в тыловых базальтах монополярной Курильской дуги (см. табл. 2). А насыщенность барием (величина Ва/Са) тыловых базальт-андезитовых серий дуг биполярных систем в 3-3.5 раза выше насыщенности этим элементом соответствующих ассоциаций моносубдукционных вулканитов. Данные по камчатским сенонским шошонитам (Валагинская дуга) свидетельствуют, что Ирунейский (хребет Срединный) и Валагинский (хребет Восточный) вулканические линеаменты формировалась над разными, но встречно падающими зонами Бениоффа (см. рис. 6 и табл. 2).

Скорее всего, высокая насыщенность флюидофильными К, 8г и Ва тыловых вулканических зон дуг встречносубдукционных систем объясняется концентрацией

Рис. 7.

Палеогеодинамическая схема Охотоморского региона для среднего эоцена. Цифрами обозначены структуры поднятий. 1-Южно-Курильского, 2 Академии наук, 3 - Охотского свода, 4 - Большерецкого, 5 -Срединнокамчатского, 6 - вала Кашеварова, 7 - Института океанологии, 8 - СевероКурильского, 9 Тайгоносского (Кони-Тайгоносская палеодуга), 10 -Валагинского (Валагинская палеодуга). Горизонтальная штриховка - Хидака-Анивский сутурный пояс (зона). Остальные условные обозначения см на рис. 5 Темным фоном выделена площадь завершившего коллизию Омтоморского геоблока.

этих элементов в узком мантиином клине между двух плотных непроницаемых слэбов и неизбежного попадания флюидов и несомых ими элементов в надсейсмофокальные магмы в процессе формирования вулканических поясов (см. рис. 6, разрез). Напротив, в моносубдукционных системах, во-первых, в надсейсмофокальном пространстве в 2 раза меньше флюидофильных элементов, поскольку дегидратации подвергается кора не двух, а одного погружающегося слэба; и, во-вторых, происходит рассеивание флюидов и связанных с ними элементов в конвектирующей астеносфере, как показано на разрезе рис. 5.

При анализе содержаний редкоземельных элементов (РЗЭ) в базальтоидах тыловых зон встречно- и моносубдукционных систем (см. табл. 2 и рис. 8) наблюдается обратная картина - абсарокиты биполярных Малокурильской и Валагинской систем обеднены РЗЭ, в то время как субщелочные базальты монополярной Курильской дуги имеют повышенные содержания лантаноидов.

Из представленных материалов следуют ряд выводов.

1. Насыщение флюидофильными К, Rb и Ва тыловых вулканитов поясов как moho-, так и биполярных островодужных систем происходит в основном в результате глубинной (150-170 км) дегидратации флогопита, содержащегося в коре погружающегося слэба.

2. Основное количество РЗЭ привносится в тыловые вулканиты монополярных внутриокеанических дуг задуговой конвектирующей астеносферой, которая, вместе с тем, обеднена К, Rb и Ва по сравнению с мантийным клином над встречно падающими слэбами, блокирующими как рассеивание металлоносных флюидов из межслэбового клина, так и привнос в него РЗЭ из смежных областей океанической астеносферы.

РОС к и.юнАЛЬНАЯ 1 «ОТЕКА С üei ербург 30» И К

3. Астеносферные источники существенно богаче РЗЭ, чем субдукционные. Эти выводы наглядно иллюстрируются диаграммой, представленной на рис. 8.

Рис. 8. Содержания К, Ва и РЗЭ, нормированные по хондриту [Sun, McDonough, 1989], в базальтах повышенной и высокой калиевости островных дуг КурилоКамчатского региона. 1-5 Курильская дуга 1 - в. Богдан Хмельнткий; 2 - пв 8 10, 3 - в. Эбеко, 4 - в Алаид; 5 - в. Пик Фусса ,

(1, 2 - сегмент о-ва Итуруп; 3-5 -сегмент о-ва Парамушир; 3 фронтальная; 1,5- промежуточная и 2, 4 - тыловая зоны); 6 - абсарокиты тылово{| зоны Матакотанской и Позднешикоганской дуг, 7, 8 -абсарокиты (7) и шошониты (8) ирунейской серии в районе перевала Кирганикского Срединного хребта Камчат( и (Валагинская

островоцужная система). 2, 6 и 7 -соответствуют анализам 10, 3 и 9 в табл 2 3 и 5 - из материалов Э.Д. Голубевой.

Есть еще одна проблема, которая до сих пор не имеет принципиального решения, - это нарушения геохимической зональности вулканизма по конкретным профилям вкрест простирания Курильской дуги. Как правило, по профилям идет закономерное насыщение пород вулканических серий калием, рубидием и барием от фронтальной к промежуточной и тыловой зонам. Однако по профилям Южного Итурупа, Южного и Северного Парамушира флюидофильные элементы распределены в эффузивах от фронтальной зоны к тыловой явно не закономерно. Например, в базальтах вулкана Пик Фусса (Южный Парамушир, промежуточная зона) содержание окиси калия достигает 2 %, тогда как в базальтах тыловою вулкана эгого профиля (в. Ширинки, о-в Анциферова) оно составляет 1,6 %. На вулкане Эбеко (Северный Парамушир, фронтальная зона) встречаются как среднекалиевые (1,4 % К20), так и высококалиевые (1,85 % К20) базальты (см. рис. 8), а в базальтах тылового вулкана Алаид среднее содежание окиси калия не увеличивается (1,7 - 1,9 %). Особенно значимое нарушение геохимической зональности отмечается для Поперечной зоны Броутона, где нарастание калиевости и бариевости вулканитов идет по существу в обратном направлении - от тыловой зоны к фронтальной (см. книгу Г.П. Авдейко и др. "Подводный вулканизм и зональное гь Курильской ос i ровной дуги" [1992]).

Для объяснения случаев нарушения геохимическэй зональности, а также удаленного положения вулканического пояса от сейсмо фокального слоя нами [32] разработана оригинальная петролого-геодинамическая модель (рис. 9), основанная на экспериментальных данных о втягивании надслэбово?1 астеносферы в конвекцию нисходящим движением океанической литосферы [Honda, Uyeda, 1983].

Влияние полномасштабной конвекции надслэбовой астеносферы под островными

г 80

, К Ва/10 , La . Се , Sm , Gd , Dy Er , Yb,

« • о О + ♦ ► >

1 2 3 4 5 6 7 8

О км

- 200

1 А

т 13

El-'

а б

1_]з

4 f)

a 6 a 6

___420— 10 ¿Avr 11

x>c 16 17 Sr¿Ba

12 18

Рис. 9. Модель магмообразования в тектоносфере Курильских островов в условиях конвекции астеносферы под дугой, по [32]. Положение разреза тектоносферы показано на рис 5 (линия А Б) 1 - фактическое расположение зон четвертичного вулканизма в концепции конвергирующей поддуговой астеносферы (1 фронтальная, 2 - промежуточная, 3 - тыловая и 4 - дальнетыловая зоны), 2 - наиболее вероятное расположение вулканических зон (1а -фронтальная низкокалиевая и низкобариевая и За - тыловая высококалиевая и высокобариевая) в режиме вертикального подъема флюидов (стационарная астеносфера под дугой), 3 - очаги генерации магмы и подводящие каналы, 4 - ориентировочное направление флюидных потоков от областей дегидратации субстрата в условиях конвекции мантии, 5 метасоматическая флогопитизация (а) и амфиболизация (б) участков субстрата мантии в потоках флюидов в областях устойчивости фло! опита и амфибола, 6 литосфера с нижней границей коры, 7 астеносфера и направления eé течения (6, 7 - по [Honda, Uyeda, 1983]), 8 - направление движения отдельных блоков в конвектирующей астеносфере, 9 переходный охлажденный слой перидотитов над океанической литосферой, 10 - геоизотермы, по [Honda, Uyjda '983,

Авдейко, 1994]; 11 - критические границы устойчивости фло! опита (а) и амфибола (б), по [Tatsurm et al., 1986; Авдейко и др, 1992], 12 - области генерации флюидных потоков, обагащенных литофильными Rb, Ва, К, Sr в зонах дегидратации амфибола (а) и флогопита (б), 13 - закристализовавшиеся в охлажденном слое мантии счаги магм; 14 - вероятные направления перемещения очагов магмогенерации при горизо тгальном движении субстрата астеносферы; 15 - направление поддвига Тихоокеанской плиты; 16 - литосферный геоблок мел-палеоценовой Малокурильской островодужной системы; 17 - выходы малокурильских комплексов на поверхность Земли; 18 - отношение содержаний Sr и Ва в базальтоидных расплавах.

дугами на геохимию магм еще не обсуждались в научной литературе. Тем не менее, феномен конвекции, по-видимому, действительно существует, поскольку косвенно подтверждается отчетливо дискордантным, более удаленным от оси 1

сейсмофокального слоя положением реальных вулканических поясов (например, для Южных Курил это 130-250 км [Авдейко и др., 1992]; см. рис. 9, усл. знак 1) по отношению к теоретическим (рис. 9, усл. знак 2), которые должны были бы проектироваться, согласно данным по дегидратации амфибола, гидрослюд и флогопита в кровле погружающегося слэба [Tatsurm et al., 1986; Gill, 1981], на расстояние до сейсмофокальной зоны от 100 до 150-170 км при вертикальном подъеме водных флюидов в условиях стационарного состояния надслэбовой астеносферы [Авдейко и др., 1992; Gill, 1981].

Но если, благодаря сцеплению с быстро опускающейся океанической литосферой, астеносфера также вовлекаются в направленное течение, то флюиды от подвергающегося дегиратации слэба будут подниматься не вертикально, а по дуге, как показано на рис. 9 и 5. Причем, отделяющиеся вместе с флюидом крупноионные Rb, Ва и К будут доставляться к очагам генерации мапм не сразу и не в полном объеме, а должны частично фиксироваться в конвектирующей мантии в составе метасоматического флогопита, проходя через 2 зоны (одна над слэбом, вторая - под литосферой вулканической дуги) температурной устойчивости этого минерала (< 1200° [Tatsumi étal, 1986; Gill, 1981]).

В процессе такого "круговорота" флогопита и входящих в него флюидофильных Rb, Ва и К в конвектирующей астеносфере под Курильской дугой появляются реальные тыловые подводные вулканы, расстояние от которых до осевой плоскости сейсмофокальной зоны достигает 250 км и более (см. рис. 9). /

Подлитосферные мантийные течения, направленные в сторону желоба, также обусловливают появление магм повышенной калиевости в промежуточной (влк. Пик Фусса на Южном Парамушире) и даже в низкощелочной фронтальной (п.в. 6.13 и влк. Мильна на о-ве Симушир - Поперечная зона Броутона; влк. Эбеко - Северный Парамушир; и др.) вуканических зонах.

Таким образом, концепция принудительной надслэбовой конвекции астеносферы под островными дугами вполне корректно согласуется и с удаленным от сейсмофокального слоя расположением областей активного вулканизма, и с поперечной геохимической зональностью магм, и с исключениями из правила нарастания Rb, Ва и К в вулканитах от фронтальных к тыловым зонам дуг.

Основные публикации по теме диссертации

1. Говоров И.Н., Говоров Г.И., Голубева Э.Д., Василенко Г.П. Геохимия вулкано-плутонических комплексов южной группы Курильских островов //

Вулкано-плутонические ассоциации зоны перехода от континента к океану. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 21-37.

2. Говоров И.Н., Говоров Г.И. Геохимия вулканических пород островных дуг // Геохимия глубинных вулканических пород и ксенолитов. М: Наука, 1980. С. 238258.

3. Говоров И.Н., Говоров Г.И. Калиевые вулканические серии островных дуг // Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодинамического режима островных дуг. М.: Наука, 1982. С. 142-161.

4. Говоров Г.И., Цветков A.A., Аракелянц М.М. Магматизм Малой Курильской гряды по геохронологическим и геологическим данным // Докл. АН СССР. 1983. Т. 270, № 3. С. 664-668.

5. Говоров Г.И., Говоров И.Н., Голубева Э.Д., Цветков A.A. Курильский вулканический пояс // Вулканические пояса Востока Азии. Геология и металлогения. М.: Наука, 1984. С. 123-134.

6. Симаненко В.П., Щека С.А., Говоров Г.И. Особенности геохимии вулканических поясов // Вулканические пояса Востока Азии. Геология и металлогения. М.: Наука, 1984. С. 379-384.

7. Говоров И.Н., Говоров Г.И. Петрохимические особенности вулканических ассоциаций Курильской островодужной системы // Геохимическая модель Тихоокеанской окраины Азии. М.: Наука, 1984. С. 179-185.

8. Говоров Г.И., Цветков A.A. Базальтоидный магматизм Малой Курильской гряды // Вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1985. С. 143-170.

9. Цветков A.A., Говоров Г.И., Цветкова М.В., Аракелянц М.М. Эволюция магматизма Малокурильской гряды в системе Курильской островной дуги // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1985. № 12. С. 11-27.

10. Цветков A.A., Суханов М.К., Говоров Г.И. Закономерности развития магматизма современных и палеостровных дуг (на примере Курильской и СевероКавказской) // Океанический магматизм - эволюция, геологическая корреляция. М.: Наука, 1986. С. 185-217.

11. Говоров Г.И. Курильский блок // Фундамент тихоокеанских активных окраин. М.: Наука, 1987. С. 140-148.

12. Говоров И.Н., Говоров Г.И., Симаненко В.П., Бадрединов З.Г. Геохимические корреляции вулканитов активной окраины Азии и Тихого океана // Геохимическая типизация магматических пород и их геодинамика. Иркутск: СО АН СССР, 1987. С. 56-76.

13. Говоров Г.И. Происхождение вулканических серий островных дуг по пезролого-геохимическим данным // Новые данные по петрологии магматических и метаморфических пород Камчатки. Владивосток: ДВО АН СССР. 1989. С. 89-111.

14. Говоров И.Н., Бадрединов З.Г., Дардыкина Л.Н., Тарарин И.А., Говоров Г.И. Ультраосновные вулканические породы шошонит-латитовой серии // Докл. АН СССР. 1990. Т. 310, № 2. С. 427-431.

15. Ханчук А.И., Григорьев В.Н., Голозубов В.В., Говоров Г.И. и др Куюльский офиолитовый террейн. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. 108 с.

16. Говоров Г.И. Базальт-андезитовые ассоциации современных островных дуг // Тихоокеанская окраина Азии. Магматизм. М.: Наука, 1991, С. 44-58.

17. Говоров И.Н., Киселев В.В., Говоров Г.И. и др. Автономные анкарамиты гор Маркус-Уэйк (Тихий океан) // ДАН. 1992. Т. 325, N 5. С. 994-998.

18. Говоров И.Н., Говоров Г.И., Симанеико В.П., Мартынов Ю.А. Анкарамитовая ассоциация гор Маркус-Уэйк (Тихий океан) как показатель погребенных древних структур // Геотектоника. 1993. N 4 С. 87-96.

19. Говоров Г.И., Высоцкий C.B., Бойко С.А. Первая находка бонинитов на о. Сахалин//ДАН. 1993. Т.331, № 6. С. 709-712.

20. Vysotsky S.V., Kemkin I.V., Govorov G.I. New data on the age of the East Sakhalin Paleoarc (from the radiolarian data) // 5th Zonenshain conference on plate tectonics. Programme and Abstracts. Moskow, 1995. P. 208-209.

21. Говоров И.Н., Говоров Г.И., Мартынов Ю.А. и др. Горы Маркус-Уэйк и Мид-Пацифик // Гайоты Западной Пацифики и их рудононость. М.: Наука, 1995. С. 120-139.

22. Говоров И.Н., Говоров Г.И., Симаненко В.П. и др. Анкарамит-трахибазальтовая провинция Мид-Пацифик // Петрологические провинции Тихого океана. М.: Наука, 1996. С. 136-169.

23. Говоров Г.И. Охотоморская провинция // Петрологические провинции Тихого океана. М.: Наука, 1996. С. 369-401.

24. Высоцкий C.B., Говоров Г.И., Кемкин И.В., Сапин В.И. Бонинит-офиолитовая ассоциация Восточного Сахалина: геологи» и некоторые особенности петрогенезиса // Тихоокеан. геология. 1998. Т.17, № 6. С. 3-15.

25. Говоров Г.И. Геодинамика Малокурильской палеостроводужной системы по геохронологическим и петрохимическим данным // ДАН 2000. Т. 372, № 4. С. 521 -524.

26. Говоров Г.И., Синица С.М, Игнатьев A.B. Геохронология и геотектоническое значение раннемезозойских гранитоидов Восточного Охотоморья // ДАН 2000 Т 372, № 6. С. 794-795

27. Ханчук А.И., Говоров Г.И. Магматизм и геодинамика Восточносахалинско-Пенжинского линеамента в позднем мезозое // ДАН. 2000 Т. 373, № 4. С. 516-519.

28. Говоров Г.И. Фанерозойские магматические пояса и формирование структуры Охотоморского геоблока. Владивосток: Дальнеука, 2002. 198 с.

29. Говоров Г.И. Камчатско-Кашеваровский баррем-туронский магматический пояс островодужного типа в Северо-Охотоморском регионе // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики: Материалы Всероссийского совещания. Магадан, 3-6 июня 2003 г. - Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003.-Т. 1.С. 172-174.

30. Говоров Г.И., Симаненко В.П. Магматизм и кинематика краевых структур Палео-Хидака-океана (Западно-Охотоморский регион) // Напряженно-деформированное состояние и сейсмичность литосферы: Труды Всероссийского совещания, г. Иркутск, 26-29 августа 2003 г. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал "Гео", 2003. С. 289-293.

31. Говоров Г.И. Меловая коллизия Камчатско-Кашеваровской дуги и дрейфующего океанического плато в Северо-Охотоморском регионе // Напряженно-деформированное состояние и сейсмичность литосферы: Труды Всероссийского совещания, г Иркутск, 26-29 августа 2003 г. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал "Гео", 2003. С. 293-297.

32. Говоров Г.И., Сахно В.Г., Журавлев Д.З. Nd-Sr-изотопия и геодинамика альб-четвертичного магматизма Южных Курильских остэовов // ДАН. 2005. Т. 403, № 1. С. 88-92.

Георгий Иванович ГОВОРОВ

ФАНЕРОЗОЙСКИЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОЯСА И ФОРМИРОВАНИЕ СТРУКТУРЫ ОХОТОМОРСКОГО ГЕОБЛОКА

Автореферат

Подписано к печати 28.07.2005 г. Формат 60x90/16. Уч.-изд. л. 2. Тираж 150 экз. Заказ 274. Отпечатано в типографии ЧП Ермаков. Владивосток, ул. Адм. Кузнецова, 76.

РНБ Русский фонд

2007-4 1833

Получено 3 1

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Говоров, Георгий Иванович

Введение.

Глава 1. Некоторые закономерности развития магмопродуктивных субдукционных систем как методико-теоретическая основа для пространственно-временных палеотектонических реконструкций

Азиатско-Тихоокеанского сегмента Земли.

1.1 .Условия локализации кайнозойских магматических пород островодужной ассоциации и выявление древних магматических поясов. Возникновение магматических поясов в субдукционных системах; положение и роль магматических поясов в структурах магматических дуг.

1.2. Специфика надсубдукционного магматизма Тихоокеанского сегмента Земли.

1.3. Некоторые reo динамические модели существования и взаимодействия субдукционных и спрединговых систем в пространстве и времени.

1.3.1. Перемещение в пространстве деструктивных границ литосферных плит и движение материка Евразии в мелукайнозое

1.3.2. Силы, приводящие в движение литосферные плиты.

Автономные и компенсационные спрединговые системы.

1.3.3. Особенности геодинамики и магматизма обстановок схождения и столкновения зон спрединга и субдукции.

1.4. Примеры геолого-геодинамического анализа при палинспастических реконструкциях регионов с фрагментами ископаемых магматических дуг.

1.4.1. Движение, столкновение и эволюция магматизма крупных поднятий.

1.4.2. Мел-палеоценовая геодинамическая эволюция ЮжноКурильского поднятия на пространстве Северо-Западной Палеопацифики.

1.5. Особенности геодинамики и магматизма кососубдукционных энсиматических островодужных систем либо их сегментов.

1.5.1. Бониниты - магматические индикаторы внутриокеанических высокоскоростных зон косой субдукции. Кинематика кососубдукционных энсиматических магматических дуг.

1.6. Геодинамика магматических дуг и некоторые методические, приемы при построении палеотектонических реконструкций ; в Азиатско-Тихоокеанском регионе.

Глава 2. Тектоническое районирование и размещение линеаментов магматических поясов на структурах Охотско-Курильского бассейна.

Глава 3. Геолого-геодинамическая характеристика магматических поясов на структурах Охотско-Курильского бассейна.

3.1. Магматические пояса Южно-Охотоморского тектонического палеолинеамента.

3.1.1. Южно-Охотоморский магматический пояс.

3.1.2. Академический магматический пояс.

3.1.3. Магматические пояса Малокурильской палеоостроводужной системы и их геодинамика по геохронологическим и геолого-петрохимическим данным.

0 3.2. Магматические пояса Камчатско-Кашеваровского тектонического палеолинеамента.

3.2.1. Спрединговый этап развития Камчатско-Кашеваровского линеамента. Колпаковское синспрединговое вулканогенно-терригенное плато.

3.2.2. Алисторский трансформно-офиолитовый магматический пояс.

3.2.3. Квахонский магматический пояс.

3.2.4. Камчатско-Кашеваровский магматический пояс.

3.2.5. Макаровский магматический пояс.

3.3. Постколлизионные магматические пояса Охотско-Курильского бассейна.

3.3.1. Трансохотоморский магматический пояс.

3.3.2. Протокурильский и Курильский магматические пояса

Глава 4. Магматические пояса островного и континентального обрамления

Охотского бассейна.

4.1. Магматические пояса Северо-Западного Приохотоморья.

4.1.1. Тайгоносский магматический пояс.

4.1.2. Удский магматический пояс.

4.1.3. Охотский магматический пояс.

4.2. Магматические пояса Хоккайдо-Сахалинской системы и Северо-Восточного Хонсю.

4.2.1. Главные черты геологического строения Хоккайдо

Сахалинской складчатой системы.

4.2.2. Северо-ниппонские магматические пояса.

4.2.3. Магматические пояса Восточно-Сахалинской островодужной системы.

4.3. Валагинский магматический пояс Восточной Камчатки.

Глава 5 Происхождение вулканических серий магматических поясов охотоморских островных дуг по петрогеохимическим и геодинамическим данным.

5.1. Петрохимия, Sr/Са-Ва/Са-систематика вулканических серий и флюидный метасоматоз мантийных субстратов островных дуг.

5.2. Геохимическая и геодинамическая специфика вулканизма над встречно падающими сейсмофокальными зонами.

5.3. Редкоземельные элементы в вулканических породах охотоморских островных дуг.

5.4. Nd-Sr-изотопия и геодинамика альб-четвертичного магматизма Южно-Курильского поднятия; изотопные аномалии в четвертичных лавах Курильской дуги.

5.5. Геохимическая зональность и модель магмообразования четвертичного Курильского вулканического пояса.

Глава 6. Формирование структуры Охотоморского геоблока в рамках концепции тектоники плит.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Фанерозойские магматические пояса и формирование структуры Охотоморского геоблока"

В работе в состав Охотоморского геоблока включаются тектонические элементы дна Охотского моря, главными из которых являются поднятия Охотского свода, Болыыерецкое, вала Кашеварова, Института океанологии и Академии наук СССР, впадины Северная, Дерюгина и Южно-Охотская, а также структуры островного и континентального обрамления моря - поднятия Восточно-Сахалинское, Кони-Тайгоносское, Срединнокамчатское, Восточно-Камчатское, Северо-Курильское, ЮжноКурильское и Китаками-Монеронское.

Интенсивные морские геолого-геофизические исследования в Охотском море в 60-70-е годы прошлого столетия позволили составить первые корректные тектонические схемы подводной территории [Марков и др., 1967; Пущаровский и др., 1977; Гнибиденко, 1979; Тектоническая., 2000; и др.], но не дали конкретного ответа на вопрос о происхождении структуры этой крупной субконтинентальной области, во-многом ввиду недостатка аналитических данных по поднятому каменному материалу. В дальнейшем по мере обработки образцов магматических пород, драгированных с различных охотоморских поднятий [Геодекян и др., 1976; Васильев и др., 1985; Леликов, Маляренко, 1994; и многие другие] выяснилось, что более 90% магматитов принадлежат умеренно- и низкотитанистой ассоциации известковых - щелочных пород, характерных для островных дуг и краевых поясов активных окраин Тихого океана. Возраст изверженных пород (К-Аг датирование) колеблется от позднего палеозоя до эоцена, причем и наиболее древние, и относительно молодые магматиты распространены как во внутренних областях (к примеру, поднятия-Кашеварова, Академии наук), так и на окраинах (поднятия Южно-, Центрально- и Северо-Курильское) Охотского бассейна.

Последнее обстоятельство создает трудности при построении как геосинклинальных, так и мобилистских моделей развития региона.

Так, при разработке ретроспективных тектонических схем региона в рамках фиксистско-геосинклинальной методики Н.П. Васильковского [1984] (поэтапное обрастание континентальных кратонов все более молодыми островными дугами и отсеченными ими прикратонными океаническими впадинами, развивающимися в дальнейшем как геосинклинали), В Л. Безверхнему [2000] для избежания противоречий приходится привлекать и механизмы ледового разноса, и запрещенный для фиксизма дрейф Южно-Курильского поднятия на тысячи километров, а ряд данных по абсолютному возрасту пород вообще не учитывается.

В большинстве плейт-тектонических реконструкций а-приори подразумевается, что к началу мезозоя в основном завершилось образование сиалического Охотоморского мегаблока (вся площадь Охотского моря, включая Срединную Камчатку и Курильские острова), находившегося где-то в Южной Пацифике до начала мела [Парфенов, 1984; Рождественский, 1993; Maruyama, Seno, 1989; Maruyama et al., 1997; и др.]. Предполагается также плюмогенное формирование внутриохотоморской структуры в океане по типу плато Онтонг-Джава [Богданов, Добрецов, 2002]. В раннем мелу блок дрейфовал в северо-северо-западном направлении на плите Кула и в конце сеномана -туроне столкнулся с северо-восточной окраиной Азии, заклинив зону субдукции Охотского пояса.

Как и в предшествующем случае, эти модели также противоречат широкому возрастному диапазону известково-щелочных магматитов, распространенных по всему ареалу региона, и, видимо, не раскрывают генетических механизмов формирования крупной субконтинентальной структуры.

Вместе с тем, в последние годы был получен ряд принципиально новых данных по возрасту и тектонической позициии различных магматических комплексов на Восточном Сахалине [Говоров и др., 1993; Высоцкий и др., 1998; Ханчук, Говоров, 2000], Южных Курилах [Говоров, 1996, 2000; Говоров и др., 2000] и в Срединном хребте Камчатки [Виноградов, Григорьев, 1994; Бондаренко, 1997, 1999; и др.]. Это позволило в настоящей работе обосновать генетическую связь структур дна и островного обрамления Охотского моря, а также попытаться восстановить историю тектонического развития региона в рамках концепции новой глобальной тектоники, изложение которой опубликовано в ряде изданий на русском языке [Новая., 1974; Jle Пишон и др., 1977; Зоненшайн и др., 1976; Зоненшайн, Савостин, 1979; Геодинамика, 1979; Теркот, Шуберт, 1985; и др.].

Актуальность темы. В последние десятилетия для построения петролого-геодинамических моделей формирования окраин континентов и океанов объектом изучения является коллаж разнородных тектонических элементов тихоокеанского обрамления, крупный сегмент которого составляет Охотоморский регион (Охотское море и окружающие его структуры). Результаты драгирования показали, что выходы акустического фундамента положительных морфоструктур дна Охотского моря, как и наземные территории его обрамления, насыщены полихронными палеозойско-кайнозойскими комплексами изверженных пород известково-щелочного типа, характерными для современных надсейсмофокальных (надсубдукционных) магматических поясов (дуг), трассирующих границы конвергенции (субдукции) литосферных плит и в значительной мере определяющих строение и эволюцию активных окраин океана. Естественно полагать, что магмонасьпценные тектонические элементы дна моря и его обрамления сложены фрагментами древних магматических поясов и, таким образом, решение проблемы происхождения и формирования последних открывает возможность воссоздания геологической истории азиатской окраины Тихого океана.

Фактический материал и методы исследований. Основу диссертации составили данные автора, полученные в результате работ, проводимых с 1977 года на островах Большой и Малой Курильских гряд, Сахалине, Камчатке, в Корякин, а также в морских геолого-геофизических экспедициях в Охотском и Филиппинском морях. Ряд образцов был передан в коллекцию автора для исследований Б.И. Васильевым, Г.С. Гнибиденко, И.П. Аверьяновым и А.И. Абдурахмановым. Кроме того, использовался обширный литературный материал по геологии, стратиграфии, магматизму, геохронологии и тектонике структурно-вещественных комплексов Охотоморского региона.

Для создания целостной картины строения и формирования Охотоморского региона основным методом послужил структурно-вещественный анализ породных комплексов. Для выявления геолого-петрологической специфики магматических поясов и их возраста проводились прежде всего изучение состава и геохронометрия изверженных пород. Химический состав пород и содержания микроэлементов группы железа определялись в ДВГИ ДВО РАН соответственно методом "мокрой" химиии (аналитики С.П. Славкина, Л.И. Алексеева, Т.И. Макарова, С.П. Баталова) и количественного спектрального анализа (аналитики Т.В. Сверкунова, Э.Д. Голубева, Л.И. Азарова, Т.К. Бабова), содержания редких элементов - рентген-радиометрическим методом в Институте химиии ДВО РАН (аналитики В.В. Коваленко и Л.Г. Арефина) и ПГО "Приморгеология" (аналитик М. Войтышина). В ИЗК СО РАН был получен многоэлементный состав 30 проб, проанализированных методом ИСП-МС. Для 5-ти образцов Малокурильской островодужной системы был определен изотопный состав Nd и Sr (аналитик Д.З. Журавлев, ИМГРЭ). Изотопный возраст пород был получен К-Ar методом в ДВГИ ДВО РАН (аналитики A.B. Игнатьев и С.А. Бойко; вьщеление монофракций минералов для анализа - Ю.А. Лебедев) и в ИГЕМ РАН (аналитик М.М. Аракелянц).

Основные защищаемые положения. 1. Основу геологического строения альбско-палеоценовой Малокурильской палеоостроводужной системы (осевая зона ЮжноКурильского поднятия) составляют структурно-вещественные комплексы трех магматических поясов: (1) Раннешикотанского, альб-сантонского; (2) Матакотанского, кампан-датского, и (3) Позднешикотанского, маастрихт-палеоценового. Для 1 и 3 поясов установлена северная полярность палеосейсмофокальных зон, для 2 - южная. По геохимическим (Nd-Sr-изотопия) данным, Малокурильская система была заложена на литосферном фундаменте палеозойско-мезозойского гранитоидного Южно-Охотоморского пояса.

2. В результате геохронологических и геолого-геодинамических корреляций фанерозойских магматических образований дна Охотского моря и его обрамления в регионе выделяется 15 магматических поясов: 1) Китаками-Монеронский, 2) Тайгоносский, 3) Южно-Охотоморский*, 4) Квахонский, 5) Камчатско-Кашеваровский*, 6) Шельтингский*, 7) Токоро-Озерский, 8) Учирский, 9) Шикотанско-Академический*, 10) Матакотанский*, 11) Позднешикотанский*, 12) Макаровский*, 13) Трансохотоморский*, 14) Курильский и 15) Валагинский. Для всех поясов определены время формирования и полярность. Отмеченные * пояса выделены впервые.

3. Закрытие Палео-Хидака-океана, начавшееся в позднем валанжине, завершилось альбским столкновением Китаками-Монеронского и Восточно-Сахалинского поднятий на западе Охотоморского региона. А современный структурный план Северо-Охотоморского региона определяется альб-туронским столкновением Камчатско-Кашеваровской палеодуги с дрейфовавшим в составе плиты Кула океанским плато. В результате надсубдукционный магматический линеамент был фрагментирован и приобрел форму петли, в центре которой оказалось коллизировавшее с дугой поднятие Охотско-Большерецкого геоблока, для которого предполагается внутриокеаническое вулканогенное происхождение.

4. В кампане — палеоцене Южно-Охотоморский регион развивался как внутриокеаническое море с активными окраинами и субширотной срединной спрединговой системой. С запада Палеоохотский бассейн ограничивался Озерской и Учирской магматическими дугами (Восточно-Сахалинское поднятие), с юга - дугами Матакотанской и Позднешикотанской (Южно-Курильское поднятие), с севера -поднятием Трансохотоморской дуги. Отмирание в конце палеоцена срединно-бассейнового рифта спровоцировало северный дрейф Южно-Курильского поднятия и привело к закрытию Палеоохотского бассейна с образованием Охотоморского геоблока в середине эоцена.

5. Нарушения зональности - появление калиевых магм во фронтальных зонах дуг -обусловлены латеральным перемещением флогопитизированных блоков конвектирующей астеносферы от тыловых зон в сторону желоба. Во встречносубдукционных островодужных системах типа Малокурильской образование шошонитовых магм происходит в результате флюидного привноса в субстраты большого количества Шэ, К и Ва, сконцентрированных в узком мантийном клине между двух плотных малопроницаемых слэбов. Напротив, в моносубдукционных приокеанических системах типа Курильской выплавление шошонитов - спорадический феномен, так как металлоносные флюиды рассеиваются в большом объеме поддугово-задуговой конвектирующей астеносферы.

Научная новизна. 1. Впервые для региона на основе актуалистических подходов, предлагаемых новой глобальной тектоникой, обобщены и применены методические принципы выявления палеомагматических поясов, принимавших участие в геодинамической эволюции Охотоморского геоблока. 2. Представлены обоснования для выделения в регионе 8 не выявленных ранее магматических поясов. 3. Выявлена бонинитовая специфика продуктов вулканизма для кососубдукционных энсиматических островодужных систем. 4. По изотопным данным определена , "энсиалическая" природа базальтоидов Малокурильской палеоостроводужной системы. 5. Впервые в регионе выявлены встречносубдукционные Малокурильская, Озерско-Учирская и Валагинская палеоостроводужные системы, обладающие типовыми геохимическими чертами магматизма. 6. В рамках концепции тектоники плит предложена одна из первых согласованная целостная картина генезиса крупной окраинноморской области площадью 2,5 млн кв км.

Практическое значение. 1. Впервые составлена схема фанерозойских магматических поясов Охотоморского региона, включая его подводную территорию. 2. В : Восточно-Сахалинских горах и на островах Малой Курильской гряды, по палеонтологическим и геохронологическим данным, установлен возраст ряда впервые выделяемых и известных ранее стратиграфических и литолого-петрографических подразделений. 3. Результаты работы использовались (Малая Курильская гряда) и могут быть, использованы в практике геологического картирования отдельных площадей региона.

Вклад автора в работу. Фактический материал из регионов, обрамляющих Охотский бассейн, включая подводные области мегаподнятия Курильских островов, был получен и обработан преимущественно автором; научные выводы, предлагаемые к защите, впервые отражены в публикациях автора (см. публикации Говоров Г.И., Цветков A.A., Аракелянц М.М., 1983; Говоров Г.И., Говоров И.Н., Голубева Э.Д., Цветков A.A., 1984; Говоров Г.И., Цветков A.A., 1985; Говоров Г.И., 1991; Говоров Г.И., Высоцкий C.B., Бойко С.А., 1993; Говоров Г.И., 1996; Говоров Г.И., 2000; Говоров Г.И., Синица С.М., Игнатьев A.B., 2000; Говоров Г.И., 2002; Говоров Г.И., 2003а; Говоров Г.И., Симаненко В.П., 2003; Говоров Г.И., 20036; Говоров Г.И., Сахно В.Г., Журавлев Д.З., 2005; и др. в списке литературы).

Публикации и апробация работы. Сформулированные выводы и фактические данные изложены в 38 публикациях, в том числе в одной авторской монографии. Сообщения о результатах исследований доложены на Международном симпозиуме по строению и геодинамике переходных зон (Сочи, 1983), 5-й Международной конференции по тектонике плит им. Л.П. Зоненшайна (Москва, 1995), Всесоюзном совещании по геохимической типизации магматических пород и их геодинимике (Иркутск, 1987), 1-й Тихоокеанской школе по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1983), Всероссийском совещании "Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Северной Пацифики" (Магадан, 2003), Всероссийском совещании "Напряженное состояние литосферы, ее деформация и сейсмичность" (Иркутск, 2003), а также региональных научных совещаниях и заседаниях Ученого совета ДВГИ ДВО РАН.

Структура диссертации. Диссертация состоит из "Введения", шести глав основного текста и "Заключения". Диссертация, общим объемом 291 страницу, включает 55 иллюстраций, 32 таблицы (таблицы из текста вынесены в приложение) и список литературы, насчитывающий 306 наименований.

В Главе 1 "Некоторые закономерности развития магмопродуктивных субдукционных систем как мето дико-теоретическая основа для пространственно-временных палеотектонических реконструкций Азиатско-Тихоокеанского сегмента Земли" на основе анализа геодинамики и состава изверженных пород преимущественно кайнозойских магматических поясов определены актуалистические принципы выделения их палеоаналогов и обсуждается методология связанных с магматизмом реконструкций зон сочленения континент-океан.

В Главе 2 "Тектоническое районирование и размещение линеаментов магматических поясов на структурах Охотско-Курильского бассейна" приведены материалы по расположению структур на морской территории и предварительно выделены пояса на подводных поднятиях региона в основном по данным изотопного датирования магматических пород.

Палеопацифики и других региональных геологических данных.

Работа выполнена в лаборатории региональной геологии и тектоники ДВГИ ДВО РАН и является частью плановых исследовательских программ института по геологии, магматизму и рудоносности зоны перехода континент-океан.

В ходе экспериментальной и творческой работы над диссертацией автор с благодарностью пользовался советами и помощью А.И. Абдурахманова, И.П. Аверьянова, З.Г. Бадрединова, Б.И. Васильева, C.B. Высоцкого, Г.С. Гнибиденко, В.В. Голозубова, И.В. Кемкина, А.И. Малиновского, П.В. Маркевича, E.H. Меланхолиной, В.П. Симаненко, И.А. Тарарина, А.И. Ханчука, A.A. Цветкова, В.И. Шульдинера, С.А. Щеки. Особенно автор признателен И.Н. Говорову и С.М. Синице, постоянно поддерживавших и конструктивно обсуждавших исследования и их результаты, а также Т.М. Михайлик, оказавшей неоценимую помощь в оформлении рукописи.

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Говоров, Георгий Иванович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Итак, к середине эоцена к юго-востоку от Охотской континентальной окраины Евразиатской плиты был сформирован коллизионный Охотоморский геоблок площадью около 2,5 млн кв км, состоящий из (а) 12 крупных субконтинентальных и континентальных (по параметрам строения земной коры) поднятий (Тайгоносского, Срединнокамчатского, вала Кашеварова, Института океанологии, Северо-Курильского, Восточно-Сахалинского, Южно-Курильского, Академии наук, Охотского, Болыперецкого, Китаками-Монеронского, Валагинского), собранных воедино с тысячекилометровых пространств Северо-Западной Палеопацифики; (б) двух остаточных (реликтовых) океанических впадин (ТИНРО и Дерюгина) и (в) Хидака-Анивской сутурной зоны с фрагментами литосферы Палео-Хидака океана, закрывшегося в альбе после столкновения Китаками-Монеронского и Восточно-Сахалинского поднятий. В раннем миоцене раскрылась задуговая Южно-Охотская (Курильская) впадина.

В концепции террейновой тектоники Охотоморская коллизионная структура представляет собой очень крупный Охотоморский супертеррейн.

В результате детального анализа геологии и геодинамики магматических и смежных с ними образований на каждом из составляющих регион поднятий в пределах Охотоморского мезоконтинента выявлено (а) 10 фронтальносубдукционных (Тайгоносский, Южно-Охотоморский, Китаками-Монеронский, Шикотанско-Академический, Камчатско-Кашеваровский, Макаровский, Трансохотоморский, Матакотанский, Позднешикотанский, Курильский) магматических поясов; (б) 5 кососубдукционных (Шельтингский, Квахонский, Токоро-Озерский, Учирский, Валагинский*) поясов и (в) один (Алисторский) трансформно-офиолитовый пояс. Значительную площадь Охотоморского супертеррейна составляет террейн Охотского океанического вулканического плато, занимающего поднятия Охотского свода и Болыперецкое. В разные периоды и эпохи фанерозоя пояса цементировали сочетания из различных поднятий в единые магматические дуги; иногда два пояса одновременно

По геохимическим данным, которые не противоречат геологическим, Валагинская палеоостроводужная система состоит из двух синхронно формировавшихся магматических поясов со встречным падением палеосейсмофокальных зон - Ирунейского (Срединный хребет Камчатки) и Валагинского (Восточный хребет). формировались пределах одной морфоструктуры над встречно падающими зонами субдукции; а на Южно-Курильском поднятии обнаружены фрагменты пяти различных магматических дуг.

В итоге в рамках концепции новой глобальной тектоники удалось воссоздать согласованную картину зарождения, развития, дисперсии, перемещения и коллизии отдельных структур в единый супертеррейн.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Говоров, Георгий Иванович, Владивосток

1. Авдейко Г.П. Геодинамика проявления вулканизма Курильской островной дуги и оценка моделей магмообразования // Геотектоника. 1994. № 2. С. 19-32.

2. Авдейко Г.П., Антонов А.Ю., Волынец О.Н. и др. Подводный вулканизм и зональность Курильской островной дуги. М.: Наука, 1992. 528 с.

3. Авченко О.В., Леликов Е.П., Тарарин И.А., Сапин В.И. Метаморфические породы банки Кашеварова (Охотское море)//Докл. АН СССР. 1987. Т. 294, № 1. С. 190-192.

4. Аккреционная тектоника Восточной Камчатки / В.П.Зинкевич, Е.А.Константиновская, Н.В.Цуканов и др. М.: Наука, 1993. 272 с.

5. Баженов М.Л., Буртман B.C., Шахменендян К.В. Палеомагнетизм верхнемеловых пород о. Шикотан (Малая Курильская гряда) // Геомагнитное поле в фанерозое: Тез. докл. III Дальневост. семинара по палеомагнетизму. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1984. С. 59-60.

6. Баженов М.Л., Жаров А.Э., Левашова Н.М. и др. Палеомагнетизм позднемеловых островодужных комплексов юга Сахалина и конфигурация конвергентной границы на северо-западе Тихого океана // Геотектоника. 2002. № 1. С. 42-58.

7. Безверхний В.Л. Тектоника континентальных окраин северо-востока России (Охотоморский регион) // Труды Арктического регионального центра. Том 2. Геофизика и тектоника. Владивосток: Дальнаука, 2000. С. 166-184.

8. Белый В.Ф. Стратиграфия и структуры Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1977. 171 с.

9. Белый В.Ф. Формации и тектоника Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1978. 213 с.

10. Белый В.Ф., Котляр И.Н. Новые данные по геологии западной части полуострова Пьягина (внутренняя зона Охотско-Чукотского вулканогенного пояса) // Материалы погеологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Вып.22. Магадан, 1975.С. 74-85.

11. Бехтольд А. Ф., Семенов Д. Ф. Новые данные о составе и структуре Шельтингского габбро-перидотитового плутона (о. Сахалин) // Докл. АН СССР. 1978. Т. 243, № 2. С. 445-448.

12. Богатиков O.A., Цветков A.A. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука, 1988.248 с.

13. Богатиков O.A., Цветков A.A., Коваленко В.И. Магматическая эволюция островных дуг//Тихоокеанская геология. 1985. № 1. С. 19-35.

14. Богданов A.A. О геологии Перуанских Анд // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1970. Т. 45, № 2. С. 130-151.

15. Богданов A.A., Кинг Ф.Б., Муратов М.В. и др. Проект создания первой международной тектонической карты Земли // Тектонические карты континентов. М., 1967. С. 175-182.

16. Богданов H.A., Добрецов H.JI. Охотское океаническое вулканическое плато // 7 Международная конференция по тектонике плит им. Л.П.Зоненшайна: Тез. докл. М.: Научный мир, 2001. С. 498-499.

17. Богданов H.A., Добрецов Н.Л. Охотское океаническое вулканическое плато // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 2. С. 101-114.

18. Боголепов К.В., Чиков Б.М. Структурные провинции ложа океанов и принципы их выделения // Геол. и геофиз. 1972. № 12. С. 23-26.

19. Бондаренко Г.Е. Юрско-валанжинский этап в эволюции Камчатки: Автореф. канд. дис. М., 1992. 24 с.

20. Бондаренко Г.Е. Ультраосновные и основные метавулканиты Срединного хребта Камчатки: положение в разрезе и обстановка формирования // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1997. Т. 72, вып. 3. С. 32-40.

21. Бондаренко Г.Е. Новые данные по геологии и геохимии мезозойских метавулканитов юга Срединного хребта Камчатки // Докл. РАН. 1999. Т. 365, № 2. С. 228-231.

22. Бондаренко Г.Е., Кузнецов Н.Б. Стратиграфия и проблема возраста алисторской и химкинской свит малкинской серии Срединного хребта Камчатки // Вестн. Моек: ун-та. Сер. геол. 1993. № 1. С. 37-43.

23. Бондаренко Г.Е., Кузнецов Н.Б., Савостин Л.А. и др. Изотопный возраст гранатовых плагиогранитоидов Срединного хребта Камчатки // Докл. РАН. 1993. Т. 330, №2. С. 233-236.

24. Бондаренко Г.Е., Соколков В.А. Новые данные о возрасте, структуре и обстановке формирования вулканогенно-кремнисто-карбонатного комплекса мыса Омгон (Западная Камчатка) // Докл. АН СССР. 1990. Т. 315, № 6. С. 1434-1437.

25. Борукаев Ч.Б. Словарь-справочник по современной тектонической терминологии / РАН. Сиб. отд-ние. Объед. ин-т геологии, геофизики и минералогии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1999. (Тр. ОИГГМ СО РАН; Вып. 840). 69 с.

26. Брагина Л.Г. Позднекампанско-маастрихтские радиолярии острова Шикотан // Палеонтолого-стратиграфические исследования фанерозоя Дальнего Востока (по результатам радиоляриевого анализа для картирования). Владивосток: ДВО АН СССР, 1991.203 с.

27. Бычков Ю.М., Корнев О.С., Неверов Ю.Л., Нарыжный В.И. Верхне-норийские отложения в фундаменте Охотоморской плиты // Возраст геологических образований Охотоморского региона и прилегающих территорий. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 6-8.

28. Васильев Б.И. Геологическое строение и развитие Курило-Камчатской системы дуга-желоб: Автореф. дис. д-ра геол.-минерал. наук. Л., 1980.41 с.

29. Васильев Б.И., Жильцов Э.Г., Суворов A.A. Геологическое строение юго-западной части Курильской системы дуга-желоб. М.: Наука, 1979. 108 с.

30. Васильев Б.И., Путинцев В.К., Рублев А.Г. Абсолютный возраст интрузивных пород подводных возвышенностей Охотского моря // Докл. АН СССР. 1984. Т. 278, № 6. С. 1426-1429.

31. Васильев Б.И., Путинцев В.К., Рублев А.Г., Селиванов В.А. Гранитоиды дна Охотского моря // Изв. АН СССР, сер. геол. 1985. № 5. С. 22-29.

32. Васильев Б.И., Путинцев В.К., Марковский Б.А., Святогорова H.H., Селиванов В.А., Удинцев Г.Б. Результаты драгирования дна Охотского моря // Советская геология. 1986. № 12. С. 100-106.

33. Васильковский Н.П. Геологическая история Восточно-Азиатской системы вулканических поясов // Вулканические пояса Востока Азии. М.: Наука, 1984. С. 427458.

34. Виноградов В.И., Григорьев B.C. Rb-Sr-возраст пород Срединного выступа Камчатки // Докл. РАН. 1994. Т. 339, № 5. С. 645-649.

35. Вишневская B.C., Бернард В.В. Возраст и условия формирования мезозойских кремнистых пород Камчатки // Проблемы геологии Востока СССР. М.: Наука, 1986. С. 35-41.

36. Вишневская B.C., Богданов H.A., Бондаренко Г.Е. Бореальные радиолярии средней юры раннего мела Охотоморского побережья Камчатки // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, №3. С. 22-35.

37. Власов Г.М., Борисов О.Г., Петраченко Е.Д., Попкова М.И. Молодые геосинклинали Тихоокеанского пояса, их вулканогенные и рудные формации. М.: Недра, 1978.178 с.

38. Высоцкий C.B. Офиолитовые ассоциации островодужных систем Тихого океана. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 196 с.

39. Высоцкий C.B., Говоров Г.И., Кемкин И.В., Сапин В.И. Бонинит-офиолитовая ассоциация Восточного Сахалина: геология и некоторые особенности петрогенезиса // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № 6. С. 3-15.

40. Высоцкий C.B., Пущин И.К. Провинция Тонга-Лау // Петрологические провинции Тихого океана. М.: Наука, 1996. С. 224-272.

41. Гаврилов В.К., Соловьева H.A. Вулканогенно-осадочные формации геоантиклинальных поднятий Малых и Больших Курил. Новосибирск: Наука, 1973. 152 с.

42. Гельман М.Л., Бычков Ю.М., Левин С.Н. Бониниты Корякского нагорья // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1988. № 2. С. 32-46.

43. Геодекян A.A., Удинцев Г.Б., Баранов Б.В. и др. Коренные породы дна центральной части Охотского моря // Сов. геология. 1976. № 6. С. 12-31.

44. Геодинамика. М.: Наука, 1979. 416 с.

45. Геологическое развитие Японских островов. М.: Мир,. 1968. 720 с.

46. Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980.261 с.

47. Геология СССР. Т. 31. Камчатка, Курильские и Командорские острова. Ч. 1. М.: Недра, 1964. 733 с.

48. Геология СССР. Т. 30. Северо-Восток СССР. Кн. 2. М.: Недра, 1970. 536 с.

49. Геология СССР. Т. 33. Остров Сахалин. Ч. 1. М.: Недра, 1970.432 с.

50. Гнибиденко Г.С. Тектоника дна окраинных морей Дальнего Востока. М.: Наука, 1979.164 с.

51. Гнибиденко Г.С., Ильев А.Я. О составе, возрасте и скорости сейсмических волн акустического фундамента центральной части Охотского моря // Докл. АН СССР. 1976. Т. 229, №2. С. 431-434.

52. Гнибиденко Г.С., Хведчук И.И. Основные черты тектоники Охотского моря // Геологическое строение Охотоморского региона. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 3-25.

53. Гнибиденко Г.С., Быкова Т.Г., Веселов О.В. и др. Тектоника Курило-Камчатского глубоководного желоба. М.: Наука, 1980.179 с.

54. Говоров Г.И. Новые данные по петрохимической зональности Курильского вулканического пояса // Магм, комплексы Дальнего Востока и их рудоносность : Тез. докл. Ш Дальневосточного регион, петрограф. Совещания. Хабаровск, 1981. С. 70-71.

55. Говоров Г.И. Шошонитовая ассоциация Тихоокеанской окраины Азии // Тихий океан. Геология, геоморфология, магматизм: Тез. докл. I Тихоокеан. школы по морской геологии и геофизике. Владивосток, 1983. С. 134-136.

56. Говоров Г.И. Курильский блок // Фундамент тихоокеанских активных окраин. М.: Наука, 1987. С. 140-148.

57. Говоров Г.И. Происхождение вулканических серий островных дуг по петролого-геохимическим данным // Новые данные по петрологии магматических и метаморфических пород Камчатки. Владивосток: ДВО АН СССР. 1989. С. 89-111.

58. Говоров Г.И. Базальт-андезитовые ассоциации современных островных дуг // Тихоокеанская окраина Азии. Магматизм. М.: Наука, 1991. С. 44-58.

59. Говоров Г.И. Охотоморская провинция // Петрологические провинции Тихого океана. М.: Наука, 1996. С. 369-401.

60. Говоров Г.И. Геодинамика Малокурильской палеостроводужной системы по геохронологическим и петрохимическим данным // Докл. РАН. 2000. Т. 372, № 4. С. 521-524.

61. Говоров Г.И. Фанерозойские магматические пояса и формирование структуры Охотоморского геоблока. Владивосток: Дальнаука, 2002. 198 с.

62. Говоров Г.И., Высоцкий C.B., Бойко C.A. Первая находка бонинитов на о. Сахалин //Докл. РАН. 1993. Т. 331,№ 6. С. 709-712.

63. Говоров Г.И., Говоров И.Н., Голубева Э.Д., Цветков A.A. Курильский вулканический пояс // Вулканические пояса Востока Азии. Геология и металлогения. М.: Наука, 1984. С. 123-134.

64. Говоров Г.И., Сахно В.Г., Журавлев Д.З. Nd-Sr-изотопия и геодинамика альб-четвертичного магматизма Южных Курильских островов // ДАН. 2005. Т. 403, № 1. С. 88-92.

65. Говоров Г.И., Синица С.М., Игнатьев A.B. Геохронология и геотектоническое значение раннемезозойских гранитоидов Восточного Охотоморья // Докл. РАН. 2000. Т. 372, № 6. С. 794-795.

66. Говоров Г.И., Цветков A.A. Базальтоидный магматизм Малой Курильской гряды // Вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1985. С. 143-170.

67. Говоров Г.И., Цветков A.A., Аракелянц М.М. Магматизм Малой Курильской гряды по геохронологическим и геологическим данным // Докл. АН СССР. 1983. Т. 270, № 3. С. 664-668.

68. Говоров И.Н., Бадрединов З.Г., Дардыкина JI.H., Тарарин И.А., Говоров Г.И. Ультраосновные вулканические породы шошонит-латитовой серии // Докл. АН СССР. 1990. Т. 310, №2. С. 427-431.

69. Говоров И.Н., Говоров Г.И. Калиевые вулканические серии островных дуг // Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодинамического режима островных дуг. М.: Наука, 1982. С. 142-161.

70. Говоров И.Н., Говоров Г.И. Петрохимические особенности вулканических ассоциаций Курильской островодужной системы // Геохимическая модель Тихоокеанской окраины Азии. М.: Наука, 1984. С. 179-185.

71. Говоров И.Н., Говоров Г.И., Голубева Э.Д., Василенко Г.П. Геохимия вулкано-плутонических комплексов южной группы Курильских островов // Вулкано-плутонические ассоциации зоны перехода от континента к океану. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 21-37.

72. Говоров И.Н., Говоров Г.И., Симаненко В.П., Бадрединов З.Г. Геохимические корреляции вулканитов активной окраины Азии и Тихого океана // Геохимическая типизация магматических пород и их геодинамика. Иркутск: СО АН СССР, 1987. С. 5676.

73. Голионко Б.Г. Строение и геологическое развитие южной части Курильской островной дуги в позднем мелу-миоцене в связи с субдукцией Тихоокеанской плиты: Автореф. дис. канд. геол.- минерал, наук. М., 1992. 23 с.

74. Горшков Г.С. Вулканизм Курильской островной дуги. М.: Наука, 1967.288 с.

75. Горячев A.B. Основные закономерности тектонического развития Курило-Камчатской зоны. М.: Наука, 1966.236 с.

76. Гранник В.М. Верхнемеловые вулканогенно-осадочные формации Восточно-Сахалинских гор. М.: Наука, 1978. 164 с.

77. Гранник В.М. Петрохимическая характеристика магматических пород Восточно-Сахалинской позднмезозойской островодужной системы // Тихоокеан. геология. 1991. № 6. С. 67-86.

78. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Т. 2: Цепочечные силикаты. М.: Мир, 1965. 406 с.

79. Добрецов H.JI. Глаукофар-сланцевые и эклогит-глаукафансланцевые комплексы СССР. Новосибирск: Наука, 1974.429 с.

80. Добрецов H.JI. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: Наука, 1980. 200с.

81. Долматов Б.К., Мельникова С.А., Стефанов Ю.М. Мезозой о. Карагинского: (Восточная Камчатка) //Докл. АН СССР. 1969. Т. 187, № 5. С. 1117-1119.

82. Ермаков В.А., Левыкин А.И., Злобин Т.К. Состав и строение земной коры и верхней мантии Курильских островов // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1989. № 10. С. 18-37.

83. Жаров А.Э. Аккреционная тектоника и геодинамика Южного Сахалина // Геотектоника. 2004. № 4. С. 45-63.

84. Журавлев Д.З., Цветков A.A., Журавлев А.З. и др. Латеральные вариации изотопных отношений неодима и стронция в четвертичных лавах Курильской островной дуги и их пертогенетическое значение // Геохимия. 1985. № 12. С. 1723-1736.

85. Заборовская Н.Б. Внутренняя зона Охотско-Чукотского пояса на Тайгоносе. М.: Наука, 1978. 199 с.

86. Зинкевич В.П., Константиновская Е.А., Магакян Р., Цуканов Н.В. Аккреционная структура Восточной Камчатки // Докл. АН СССР. 1990. Т. 312, № 5. С. 1186-1190.

87. Злобин Т.К. Новые данные о строении земной коры центральной части Курильской островной дуги //Докл. АН СССР. 1987.Т. 293,№ 1.С. 185-188.

88. Злобин Т.К. Строение земной коры и верхней мантии Курильской островной дуги (по сейсмическим данным). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. 150 с.

89. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1992. 192 с.

90. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Моралев В.М. Глобальная тектоника, магматизм и металлогения. М.: Недра, 1976.231 с.

91. Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А. Введение в геодинамику. М.: Недра, 1979. 311 с.

92. Зябрев C.B., Брагин Н.Ю. Нижний мел Западно-Сахалинского прогиба // Докл. АН СССР. 1987. Т. 297, № 6. С. 1443-1445.

93. Йодер Г.С., Тилли К.Э. Происхождение базальтовых магм. М.: Мир, 1965. 247 с.

94. Казинцова Л.И. Возраст кремнистых толщ Восточно-Сахалинских гор по данным радиолярий // Тихоокеан. геология. 1988. № 2. С. 90-96.

95. Каменецкий B.C., Соболев A.B., Карпенко С.Ф., Портнягин ■ M.B. Ультрамафический вулканизм Восточной Камчатки: геохимия и петрология // Аккреционная тектоника Восточной Камчатки. М.: Наука, 1993. С. 156-196.

96. Классификация и номенклатура магматических горных пород / Андреева Е.Д., Богатиков O.A., Бородаевская М.Б. и др. М.: Недра, 1981. 160 с.

97. Кононов М.В. Тектоника плит северо-запада Тихого океана. М.: Наука, 1989. 169 с.

98. Константиновская Е.А. Тектоника восточных окраин Азии: структурное развитие игеодинамическое моделирование. Автореф. дисдокт. геол.-минерал. наук. М.: ГИН1. РАН, 2002.44 с.

99. Корнев О.С., Неверов Ю.Л., Нарыжный В.И., Маляренко А.Д. О возрасте магматических пород Охотского моря // Возраст геологических образований Охотоморского региона и прилегающих территорий. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 9-15.

100. Корнев A.C., Неверов Ю.Л., Нарыжный В.И. и др. Результаты охотоморской экспедиции на научно-исследовательском судне "Пегас" (рейс 31). Южно-Сахалинск: Институт морской геологии и геофизики ДВО АН СССР, 1989. 40 с.

101. Корнев О.С., Неверов Ю.Л., Остапенко В.Ф. и др. Результаты геологического драгирования в Охотском море на НИС "Пегас" (21 рейс) // Геологическое строение Охотоморского региона. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 36-51.

102. Косыгин Ю.А., Воронин Ю.А., Борукаев Ч.Б. и др. Геологическая структура. Опыт формализованного определения и описания. Описание геологических структур // Геол. игеоф. 1967. №8. С. 3-12.

103. Косыгин В.Ю., Павлов Ю.А. Геологическая природа аномального гравитационного поля южной части Курильской островной дуги // Докл. АН СССР. 1975. Т. 220, № 3. С. 672-675.

104. Красилов В.А., Блохина Н.И., Кундышев A.C., Маркевич B.C. Новые данные о стратиграфии и геологической истории Малой Курильской гряды // Докл. АН СССР. 1986. Т. 291, № 1.С. 177-180.

105. Краснов Е.В., Савицкий В.О. Верхнеюрские коралловые рифы Сахалина и гипотеза дрейфа Японских островов // Докл. АН СССР. 1973. Т. 209, № 3. С. 659-661.

106. Красный М.Л., Неверов Ю.Л., Корнев О.С. и др. Геологическое строение фундамента обрамления Охотоморской котловины по результатам 21 рейса НИС "Пегас". Препринт. Новоалександровск: СахКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1981.20 с.

107. Кузьмин В.К., Чухонин А.П. О докембрийском возрасте гнейсов Камчатского массива // Докл. АН СССР. 1980. Т. 251, № 4. С. 932-935.

108. Кутолин В.А. Проблемы петрохимии и петрологии базальтов. М.: Наука, 1972. 207с.

109. Куюльский офиолитовый террейн /Ханчук А.И., Григорьев В.Н., Голозубов В.В., Говоров Г.И. и др. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. 108 с.

110. Ланда Э.А., Ляпунов С.М., Марковский Б.А. Об особенностях распределения редкоземельных элементов в вулканических ультрамафитах // Докл. АН СССР. 1983. Т. 272, №6. С. 462-464.

111. Лебедев M.M. Верхнемеловые кристаллические сланцы Камчатки // Сов. геология. 1967. №4. с. 57-69.

112. Леликов Е.П., Емельянова Т.А., Съедин В.Т. и др. Новые данные по радиоизотопному датированию вулканитов Японского и Охотского морей // Тихоокеанская геология. 2001. Т. 20. № 5. С. 118-122.

113. Леликов Е.П., Маляренко А.Н. Гранитоидный магматизм окраинных морей Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 1994.268 с.

114. Ломизе М.Г. Сравнительный анализ Арауканского (Анды) и Охотско-Чукотского вулканических поясов // Глубинное строение, магматизм и металлогения Тихоокеанских вулканических поясов. Владивосток: ДВО АН СССР, 1976. С. 182-183.

115. Ломизе М.Г. Тектонические обстановки геосинклинального вулканизма (на материале Кавказа, Карпат, Анд): Автореф. дис. . д-ра геол.-минерал. наук. М., 1980. 35 с.

116. Ломизе М.Г. Амагматическая начальная фаза субдукции // 7 Международная конференция по тектонике плит им. Л.П.Зоненшайна: Тез. докл. М.: Научный мир, 2001. С. 499-500.

117. Ле Пишон К., Франшто Ж., Боннин Ж. Тектоника плит. М.: Мир, 1977. 287 с.

118. Лутц Б.Г. Геохимия океанического и континентального вулканизма. М.: Недра, 1980.270 с.

119. Магакян Р., Колесов Г.М., Ромашева Т.В., Константиновская Е.А. Геохимические особенности мелового островодужного магматизма Восточной Камчатки // Аккреционная тектоника Восточной Камчатки. М.: Наука, 1993. С. 114-155.

120. Магматические горные породы. Ультраосновные породы. М., 1989. 508 с.

121. Майсен Б., Бетгчер А. Плавление водосодержащей мантии. М.: Мир,1979. 122 с.

122. Маракушев A.A. Петрохимическая систематика изверженных и метаморфических горных пород // Известия вузов. Геология и разведка. 1973. № 8. С. 3-16.

123. Маракушев A.A. Петрогенезис. М.: Недра, 1988.293 с.

124. Маркевич П.В., Филиппов А.Н., Малиновский А.И., Зябрев C.B., Нечаев В.П., Высоцкий C.B. Меловые вулканогенно-осадочные образования Нижнего Приамурья. (Строение, состав и обстановки седиментации). Владивосток: Дальнаука, 1997. 300 с.

125. Марков М.С., Аверьянова В.Н., Карташов И.П. и др. Мезо-кайнозойская история и строение земной коры Охотского региона. М.: Наука, 1967. 224 с.

126. Марковский Б.А., Ротман В.К. О геосинклинальных меймечитах Камчатки // Докл. АН СССР. 1971. Т. 196, № 3. С. 675-678.

127. Марковский Б.А., Ротман В.К. Геология и петрология ультраосновного вулканизма. Л.: Недра, 1981.247 с.

128. Марченко А.Ф. О тектонической природе, возрасте и структурном положении метаморфических комплексов Камчатки // Вопросы магматизма и тектоники Дальнего Востока. Хабаровск, 1975. С. 234-245.

129. Меланхолина E.H. Габброиды и параллельные дайки в структуре острова Шикотан (Малая Курильская гряда) // Геотектоника. 1978. № 3. С. 128-136.

130. Меланхолина E.H. Тектоника Северо-Западной Пацифики: Соотношения структур океана и континентальной окраины. М: Наука, 1988. 214 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 434).

131. Меланхолина E.H. Тектоника Северо-Западной Пацифики (Соотношения структур океана и континентальной окраины): Автореф. дис. . д-ра геол.- минерал, наук. М., 1996. 39 с.

132. Мишин Л.Ф. Дискретность составов основа классификации и показатель генезиса магматических пород // Тихоокеанская геология. 1983. № 6. С. 94-104.

133. Мишкин М.А. Метаморфизм в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану. М.: Наука, 1981. 195 с.

134. Миясиро А. Метаморфизм и связанный с ним магматизм в свете положений тектоники плит // Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. С. 243-265.

135. Морозов О.Л. Палеоостроводужная система хр. Пекульней (Центр. Чукотка) // Регион, геодинам, и стратигр. азиат, части СССР. Л., 1992. С. 120-172.

136. Натальин Б.А., Фор М. Геодинамика восточной окраины Азии в мезозое // Тихоокеан. геология. 1991. № 6. С. 3-23.

137. Неверов Ю.Л. Петрология щелочных базальтоидов мыса Удачного на острове Танфильева (Малая Курильская гряда) // Тр. СахКНИИ, вып. 25. Новоалександровск, 1970. С. 197-180.

138. Неверов Ю.Л., Войнова И.П., Попеко В.А. Магматические формации Курильской островной дуги // Магматические формации активных окраин континентов. М.: Наука, 1980. С. 24-49.

139. Некрасов Г.Е. Место гипербазитов, основных эффузивов и радиоляритов в истории развития полустрова Тайгонос и Пенжинского кряжа // Геотектоника. 1971. № 5. С. 3744.

140. Некрасов Г.Е. Тектоника и магматизм Тайгоноса и Северо-Западной Камчатки. М.: Наука, 1976. 157 с.

141. Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. 141 с.

142. Осборн Е.Ф. Экспериментальное исследование давления кислорода, содержания воды и порядка кристаллизации базальтов и анортозитов // Химия земной коры. Т. 2. М.: Наука, 1964. С. 75-87.

143. Основные черты геологического строения дна Японского моря. М.: Наука, 1978. 264 с.

144. Парфенов Л.М. Тектоническое положение и природа Охотско-Чукотского вулканического пояса // Глубинное строение, магматизм и металлогения Тихоокеанских вулканических поясов. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 11.

145. Парфенов Л.М. Некоторые новые аспекты изучения гранитных батолитов // Геол. и геоф. 1980. № 12. С. 147-150.

146. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 182 с.

147. Парфенов Л.М., Натальин Б.А. Тектоническая эволюция северо-востока Азии в мезозое и кайнозое//Докл. АН СССР. 1977. Т. 235, №5. С. 1132-1135.

148. Парфенов Л.М., Натапов Л.М., Соколов С.Д., Цуканов Н.В. Террейны и аккреционная тектоника Северо-Востока Азии // Геотектоника. 1993. № 1. С. 68-78.

149. Парфенов Л.М., Ноклеберг У.Дж., Ханчук А.И. Принципы составления и главные подразделения легенды reo динамической карты Северной и Центральной Азии, юга российского Дальнего Востока, Кореи и Японии // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № З.С. 3-13.

150. Парфенов Л.М., Попеко В.А., Попеко Л.И. Главные структурно-вещественные комплексы о-ва Шикотан и их геологическая природа (Малая Курильская гряда) // Геология и геофизика. 1983. № 10. С. 24-34.

151. Петрологические провинции Тихого океана / И.Н.Говоров, Э.Д.Голубева, И.К.Пущин и др. М.: Наука, 1996.444 с.

152. Печерский Д.М., Шапиро М.Н. Палеомагнетизм верхнемеловых и палеогеновых вулканогенных серий Восточной Камчатки: доказательства абсолютных перемещений древних зон субдукции // Физика земли. 1996. № 2. С. 31-55.

153. Пискунов Б.Н. Классификация серий четвертичных эффузивов и латеральная петрохимическая зональность Курило-Камчатской дуги // Вулканизм Курило-Камчатского региона и острова Сахалин. Труды СахКНИИ, вып. 48. Владивосток, 1976. С. 17-33.

154. Пискунов Б.Н. Петрохимическая граница Тихого океана // Докл. АН СССР. 1977. Т. 236. №6. С. 1446-1448.

155. Пискунов Б.Н. Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987.237 с.

156. Пискунов Б.Н., Хведчук И.И. Новые данные о составе и возрасте отложений острова Монерон (северная часть Японского моря) // Докл. АН СССР. 1976. Т. 226, № 3. С. 647-650.

157. Плошко В.В. Петрография и минералогия океанитов о.Лорд-Хау (Тихий океан). Киев, 1980.72 с.

158. Пополитов Э.И., Волынец О.Н. Геохимические особенности четвертичного вулканизма Курило-Камчатской островной дуги и некоторые вопросы петрогенезиса. Новосибирск: Наука, 1981. 182 с.

159. Похиалайнен В.П. Сеноман-туронские осадки Охотского моря // Возраст геологических образований Охотоморского региона и прилегающих территорий. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 4-5.

160. Пущаровский Ю.М. Принципы тектонического районирования океанов // Геотектоника. 1972. № 6. С. 18-28.

161. Пущаровский Ю.М., Меланхолина E.H., Разницын Ю.Н., Шмидт O.A. Сравнительная тектоника Берингова, Охотского и Японского морей // Геотектоника. 1977. №5. С. 83-94.

162. Разницин Ю. Н. Офиолитовые аллохтоны и сопредельные глубоководные впадины на западе Тихого океана. М.: Наука, 1982.108 с. (Тр. ГИН; Вып. 371).

163. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981. 584 с.

164. Ритман А. Вулканы и их деятельность. М.: Мир, 1964.437 с.

165. Рихтер A.B. Структура и тектоническое развитие Сахалина в мезозое. М.: Наука, 1986. 92 с.

166. Роджественский B.C. Геологическое строение и тектоническое развитие полуострова Шмидта (остров Сахалин)// Тихоокеан. геология. 1988. № 3. С. 62-71.

167. Рождественский B.C. Геодинамическая эволюция Хоккайдо-Сахалинской складчатой системы //Тихоокеан. геология. 1993. № 2. С. 76-88.

168. Рябчиков И.Д. Флюидный массоперенос и мантийное магмообразование // Вулканология и сейсмология. 1982. № 5. С. 3-9.

169. Семенов Д.Ф. Магматические формации тихоокеанских складчатых областей (на примере Сахалина). М.: Наука, 1982. 168 с.

170. Сергеев К.Ф. Тектоника Курильской островной системы. М.: Наука, 1976.240 с.

171. Серова М.Я., Братцева Г.М., Синельникова В.Н., Меланхолина E.H. О маастрихт-палеоценовом возрасте зеленовской свиты Малой Курильской гряды // Советская геология. 1984. № 4. С. 59-63.

172. Сиверцева И.А. О пермской флоре Камчатки // Вестн. Ленингр. ун-та. 1975. № 18, вып. 3. С. 141-145.

173. Сиверцева И.А., Смирнов А.Н. О находке палеозойских спор в метаморфизованных отложениях Камчатки // Геол. и геоф. 1974. № 6. С. 126-128.

174. Сидорчук И.А., Ханчук А.И. Мезозойский глаукофансланцевый комплекс западного слона Срединного хребта на Камчатке // Геология и геофизика. 1981. № 3. С. 150-155.

175. Симаненко В.П., Малиновский А.И., Голозубов В.В. Раннемеловые базальты Кемского террейна фрагмента Монероно-Самаргинской островодужной системы // Тихоокеанская геология. 2004. Т. 23. № 2. С. 30-51.

176. Синица С.М. К геологии южной части Срединнокамчатского кристаллического массива // Тихоокеан. геология. 1989. № 1. С. 67-76.

177. Слодкевич В.В. Шельтингский перидотит-пироксенит-норитовый расслоенный плутон Восточного Сахалина // Докл. АН СССР. 1975. Т. 222, № 4. С. 946-949.

178. Слодкевич В.В., Леснов Ф.П. Геология и некоторые вопросы петрологии Березовского мафит-ультрамафитового плутона // Материалы по генетической и экспериментальной петрологии. Новосибирск: Наука, 1976. С. 53-63. (Тр. ИГиГ, Вып. 305, Т. 10).

179. Соболев A.B., Каменецкий B.C., Кононкова H.H. Ноые данные по петрологии и геохимиии ультрамафических вулканитов Валагинского хребта (Восточная Камчатка) // Геохимия. 1989. №1. С. 1694-1709.

180. Соботович Э.В., Семененко В.П. Вещество метеоритов. Киев: Наукова думка, 1984. 192 с.

181. Соколов С. Д. Аккреционная тектоника Корякско-Чукотского сегмента Тихоокеанского пояса. М.: Наука. 1992.187 с.

182. Сондерс А.Д., Тарни Д. Геохимические характеристики базальтового вулканизма в задуговых бассейнах // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С. 102-133.

183. Стрельцов М.И. Дислокация южной части Курильской островной дуги. М.: Наука, 1976.132 с.

184. Строение зоны разлома Долдрамс. Центр. Атлантика. М., 1991. 224 с.

185. Строение зоны разлома Зеленого Мыса. Центр. Атлантика. М., 1989. 195 с.

186. Тарарин И. А. Коматиит-базальтоидный комплекс Срединно-Камчатской метаморфической зоны и его место в геологической истории региона // Докл. АН СССР. 1981. № 5. С. 1226-1230.

187. Тарарин И.А. Эволюция метаморфизма в Срединно-Камчатской метаморфической зоне // Тихоокеан. геол. 1988. № 1. С. 63-70.

188. Тарарин И. А. Геохимические особенности основных и ультраосновных метаморфических пород Срединнокамчатской метаморфической зоны // Новые данные по петрологии магматических и метаморфических пород Камчатки. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 3-22.

189. Тарарин И.А., Пущин И.К., Коновалов Ю.Н. и др. Зона сопряжения Новогебридской островодужной системы и разлома Хантер // Петрологические провинции Тихого океана. М.: Наука, 1996. С. 285-322.

190. Тектоника континентальных окраин северо-запада Тихого океана /Марков М.С., Пущаровский Ю.М., Тильман С.М. и др. М.: Наука, 1980. 285 с.

191. Тектоническая карта Охотоморского региона / Под ред. H.A. Богданова, В.Е. Хаина. М.: ИЛОВМ РАН, 2000. 193 с.

192. Тектоническое районирование и структурно-вещественная эволюция северо-востока Азии / Парфенов JI.M., Бердников Н.В., Войнова И.П. и др. М.: Наука, 1979. 240 с.

193. Теркот Д., Шуберт Ж. Геодинамика. М.: Мир, 1985. 730 с.

194. Удинцев Г.Б. Геоморфология и тектоника дна Тихого океана. М., 1972. 392 с.

195. Уеда С. Новый взгляд на Землю. М.: Мир, 1980. 214 с.

196. Федорчук A.B., Цуканов Н.В., Ефремова Л.Б., Савичев А.Т. Океанический магматизм хребта Кумроч (Восточная Камчатка) // Геохимия. 1990. № 12. С. 1721-1729.

197. Филатова Н.И. Периокеанические вулканогенные пояса. М.: Недра, 1988.264 с.

198. Фролов В.Т., Бурикова И.А., Гущин A.B. Зоны высокой магматической проницаемости южной части Малой Курильской гряды // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1979. Т. 54, вып. 5. С. 40-46.

199. Фролова Т.И., Бурикова И.А., Гущин A.B. и др. Происхождение вулканических серий островных дуг. М.: Недра, 1985. 275 с.

200. Фролова Т.И., Бурикова И.А., Фролов В.Т., Гущин A.B. Особенности вулканизма Малой Курильской гряды // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1977. Т. 52, № 4. С. 38-50.

201. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Океаны. Синтез. М.: Недра, 1985.292 с.

202. Ханчук А.И. Эволюция древней сиалической коры в островодужных системах Восточной Азии. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. 138 с.

203. Ханчук А.И. Геологическое строение и развитие континентального обрамления северо-запада Тихого океана: Автореф. дис. д-ра геол.- минерал, наук. М., 1993. 31 с.

204. Ханчук А.И. Палеогеодинамический анализ формирования рудных месторождений Дальнего Востока России // Рудные месторождения континентальных окраин. Владивосток: Дальнаука, 2000. С. 5-34.

205. Ханчук А.И., Говоров Г.И. Магматизм и геодинамика Восточносахалинско-Пенжинского линеамента в позднем мезозое // Докл. РАН. 2000. Т. 373, № 4. С. 516519.

206. Ханчук А. И., Панченко И. В., Кемкин И.В. Геодинамическая эволюция Сихотэ-Алиня и Сахалина в палеозое и мезозое. Препринт. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. 56 с.

207. Ханчук А. И., Панченко И. В., Кемкин И.В. Геодинамическая эволюция Сихотэ-Алиня и Сахалина в палеозое и мезозое// Тихоокеанская окраина Азии. Геология. М.: Наука, 1989. С. 218-254.

208. Храмов А.Н., Гончаров Г.И., Комиссарова P.M. Палеомагнитология. М.: Недра, 1982.312 с.

209. Цветков A.A. Островодужный магматизм по данным анализа SB-диаграмм // Тихоокеанская геология. 1987. №4. С. 12-16.

210. Цветков A.A. Магматизм и геодинамика Командорско-Алеутской островной дуги. М.: Наука, 1990. 325 с.

211. Цветков A.A., Абрамова Е.Е. Шошониты Курильской островной дуги // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1981. № 2. С. 35-47.

212. Цветков A.A., Говоров Г.И., Цветкова М.В., Аракелянц М.М. Эволюция магматизма Малокурильской гряды в системе Курильской островной дуги // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1985. № 12. С. 11-27.

213. Цветков A.A., Суханов М.К., Говоров Г.И. Закономерности развития магматизма современных и палеостровных дуг (на примере Курильской и Северо-Кавказской) // Океанический магматизм эволюция, геологическая корреляция. М.: Наука, 1986. С. 185-217.

214. Черна 3. де. Мексика // Энциклопедия региональной геологии мира. Л.: Недра, 1980. С. 300-307.

215. Шанцер А.Е. Кайнозойское развтие Камчатки формирование и деструкция нестабильных орогенических поднятий // Очерки тектонического развития Камчатки. М.: Наука, 1987. С. 109-164.

216. Шапиро М.Н. Геосинклинальное развитие Камчатки во второй половине мела // Очерки тектонического развития Камчатки. М.: Наука, 1987. С. 54-108.

217. Шапиро М.Н. Позднемеловая Ачайваям-Валагинская вулканическая дуга (Камчатка) и кинематика плит Северной Пацифики // Геотектоника. 1995. № 1. С. 5870.

218. Шейнман Ю.М. Новые данные о базальтах океана и значение их для общей геологии // Советская геология. 1965. № 8. С. 10-21.

219. Шило H.A., Белый В.Ф., Сидоров A.A. Вулканогенные пояса в Восточной Азии -проблемы тектоники, магматизма и металлогении// Геол. и геоф. 1974. № 5. С. 70-88.

220. Шкала геологического времени / У.Б.Харленд, А.В.Кокс, П.Г.Ллевеллин и др. М.: Мир, 1985.140 с.

221. Шульдинер В.И., Высоцкий C.B., Ханчук А.И. Фундамент тихоокеанских активных окраин. М.: Наука, 1987.208 с.

222. Шульдинер В.И., Ханчук А.И., Сидорчук И.А. и др. Два типа домезозойского метаморфизма в Срединном хребте Камчатки // Докл. АН СССР. 1980. Т. 251, № 2. С. 446-450.

223. Шульдинер В.И., Щека С.А., Ханчук А.И., Высоцкий С.В., Говоров Г.И. Влияние фундамента на островодужный вулканизм западной окраины Тихого океана // Строение и динамика переходных зон: Тез. докл. Межд. симпозиума. Сочи, 1983. С. 7879.

224. Щека С.А. Меймечит-пикритовый комплекс Сихотэ-Алиня // Докл. АН СССР. 1977. Т. 234, № 2. С.444-447.

225. Щека С.А., Вржосек А.А. Ультраосновной вулканизм Тихоокеанского пояса и вопросы систематики меймечитов и коматитов// Вулканология и сейсмология. 1982. № 6. С. 3-15.

226. Эрлих Э.Н., Шанцер А.Е., Кутыев Ф.Ш. Меймичиты Восточной Камчатки // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1971. № 2. С. 3-10.

227. Юркова P.M. Минеральные преобразования офиолитовых и вмещающих вулканогенно-осадочных комплексов северо-западного обрамления Тихого океана. М.: Наука, 1991. 166 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 464).

228. Bacon C.R., BruggmanP.E., Christiansen R.L., Clynne M.A., Donnelly-Nolan J.M., Hildreth W. Primitive magmas at five cascade volcanic fields: melts from hot, heterogeneous sub-arc mantle // The Canadian Mineralogist. 1977. Vol. 35. P. 397-423.

229. Baranov B.V., Werner R., Hoernle K.A. et al. Evidence for compressionally-induced high subsidence rates in the Kurile basin (Okhotsk sea) // Tectonophys. V. 350. P. 63-97.

230. Bazhenov M.L., Burtman V.S. Upper Cretaceous paleomagnetic data from Shikotan Island, Kuril Arc: Implications for plate kinematics // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. 122. P. 19-28.

231. Ben-Avraham Z., Uyeda S. Entrapment origin of marginal seas // Amer. Geophys. Un./Geol. Soc. Amer. Geodinamics Series. 1982. 11. P. 91-104.

232. Bloomer S.H. Geochemical characteristics of boninite- and tholeiite-series volcanic rocks from the Mariana forearc and the role of an incompatible element-enriched fluid in arc pedogenesis // Geol. Sos. Am. Spec. Paper. 1987. N 215. P. 151-164.

233. Bondarenko G.E., Sokolov S.U., Kuznetsov N/В/ Transformation the mafic crust tot sialic one at plate convergent border (for example of Kamchatka) // L.P.Zonenshain memor. confer, on plate tectonics. Abstr. Moscow, 1993. P. 41-42.

234. Boninites /Ed. A.J. Crawford. L.: Unwin Hyman, 1989. 465 p.

235. Cameron W. E., McCulloch M. T., Walker D. A. Boninite petrogenesis: chemical and Nd-Sr isotopic constraints // Earth Planet Sci; Lett. 1983. V. 65. P. 75 89.

236. Chase C. Extension behind island arcs and motions relative to hot-spots // J. Geophys. Res. 1978. 83. P. 5385-5387.

237. Dick H. J. B., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpinatype peridotites and spatially associated lavas // Contribs Mineral. Petrol. 1984. V. 86. pp. 54- 76.

238. Dickinson W.R., Hatherton T. Andesite volcanism and seismicity around the Pacific II Science. 1967. Vol. 157, N 3. P. 801-803.

239. Dietrich V.J., Gansser A., Cameron W.E. Palaeogene komatiites from the ultramafic part of the Gorgona ophiolites (Colambia) // Amer. Sci. 1980. Vol. 33, N 2. P. 351-354.

240. Dietrich V.J., Gansser A., Sammerauer J. et al. Palaeogene komatiites from Gorgona island, East Pacific a primary magma for ocean floor basalts? // Geochem. Journ. 1981. Vol. 15. P. 141-161.

241. Echeverria L.M. Gorgona island, Colambia: field relation and geochemistry // Contrib. to miner, and petrol. 1980. Vol. 73. P. 253-259.

242. Engebretson D.C., Cox A., Gordon R.CG. Relative motions between oceanic and continental plates in the Pacific basin // Geol. Soc. Amer., Spec. Pap. 1985. Vol. 206. 59 p.

243. Forsyth D., Uyeda S. On the Relative Importance of the Driving Forces of Plate Motion // Geophysical Journal, Royal Astronomic Society. 1975. Vol. 43, N 1. P. 163-200.

244. Geological map of Japan, 1 : 1000000. 3nd ed. Geol. Surv. Japan, 1992.

245. Gill J.B. Orogenic Andesites and Plate Tectonics: Minerals and rocks. New York: Springer-Verlag, 1981. 390 p.

246. Hilde T.W.C., Uyeda S., Kroenke L. Evolution of the Western Pacific and its margin// Tectonophysics. 1977. V. 38, N 1-2. P. 78-92.

247. Hollister L.S., Grissom G.C., Peters E.K. et al. Confirmation of the empirical correlation of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkalin plutons// Amer. Miner. 1987. Vol. 72, N 3-4. P. 231-239.

248. Jakes P., Gill G. Rare earth elements and the island arc tholeiite series // Earth and Planet. Sci. Lett. 1970. V. 9. P. 17-28.

249. Johnson M., Rutherford M. Experimental calibration of the aluminium-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley Caldera (California) volcanic rocks // Geology. 1989. Vol. 17, N9. P. 837-841.

250. Joplin G.A. The shoshonite association: a review// Jour. Geol. Soc. Austral. 1968. V. 15. Part 2. P. 275-294.

251. Kato M. Pre-Cretaceous Rocks in Hokkaido // Pre-Cretaceous terranes of Japan. Osaka: Nihon-Insutsu, 1990. P. 281 -283.

252. Kawamura M., Kato M. et al. Southern Kitakami Terrane // Pre-Cretaceous terranes of Japan. Osaka: Nihon-Insutsu, 1990. P. 249-265.

253. Kiminami K., Komatsu M., Niida K., Kito N. Tectonic divisions and stratigraphy of the Mesozoic rocks of Hokkaido, Japan // Monograph Assoc. Geol. Collab. Japan. 1986. N 31. P. 1-15.

254. Kiminami K., Miyashita S., Kimura G. et al. Mesozoic rocks in the Hidaka belt Hidaka Supergroup // Monograph Assoc. Geol. Collab. Japan. 1986. N 31. P. 137-155.

255. Kito N. Stratigraphic relation between greenstones and clastic sedimentary rocks in the Kamuikotan Belt, Hokkaido, Japan // Jour. Geol. Soc. Japan. 1987. 93. P. 21-35.

256. Kuno H. Origin of cenozoic petrographic provinces of Japan and surrounding areas // Bull. Volcanol. 1959. Vol. 20, N 2. P. 37-76.

257. Maitre R.W., Bateman P., Dudek A. et al. A classification of igneous rocrs and glossary of terms. Oxford: Blackwell, 1989.

258. Macdonald G.A., Katsura T. Chemical composition of Hawaiian lavas // J. Petrol. 1964. V. 5.N1.P. 82-133.

259. Maruyama S., Isozaki Y., Kimura G., Terabayashi M. Paleogeographic maps of the Japanese Islands: Plate tectonic synthesis from 750 Ma to the present // The Island Arc. 1997. N6. P. 121-142.

260. McCulloch M.T., Perfit M.R. 143Nd/144Nd, 87Sr/86Sr and trace element constraints on the petrogenesis of Aleutian island arc magmas // Earth and Planet. Sci. Lett. 1981. V. 56. P. 167179.

261. Minoura K. The Pre-Cretaceous Geology and Tectonics of Northern Kitakami Region // Pre-Cretaceous terranes of Japan. Osaka: Nihon-Insutsu, 1990. P. 267-279.

262. Mitchell J.G., Plate D.W., Murtón B.J. et al. Equilibrium state of diopside-bearing harzburgites from ophiolites: Geobarometric and geodinamic implications// Contrib. Miner, and Petrol. 1984. Vol. 85. P. 391-403.

263. Miyashiro A. Volcanic rock series in island arc and active continental margins // Amer. J. Sci. 1974. P. 321-355.

264. Moberly R. Origin of lithosphere behind island arc with reference to the western Pacific // Geol. Soc. Amer. Mem. 1978. Vol. 132. P. 35-55.

265. Monograph Assoc. Geol. Collab. Japan (Geology and Tectonics of Hokkaido) 1986. N 31. 518 p.

266. Nagata M., Kito N., Niida K. The Kumaneshiri Group in the Kabato Mountains: the age and nature as an Early Cretaceous volcanic arc // Monograph Assoc. Geol. Collab. Japan. 1986. N31. P. 63-79.

267. Nohda S., Wasserburg G.J. Nd and Sr isotopic study of volcanic rocks from Japan // Earth and Planet. Sci. Lett. 1981. V. 52. N 2. P. 264-276.

268. Nozawa T. Radiometric age map of Japan. Granitic rocks. Geol. Survey of Japan. 1975.

269. Onuma N., Hirano M., Isshiki N. Sr/Ca Ba/Ca Systematics in four volcanoes of Oshima, Izuisland, Japan//Geochem. Jour. 1981. V. 15. P. 315-324.

270. Parfenov L.M., Voinova I.P., Natal'in B.A., Semenov D.F. Geodinamics of North-Eastern Asia in mesozoic and cenozoic time and the nature of volcanic belts// Journ. Phys. Earth. 1978. V. 26, suppl. P. S503-S525.

271. Peacoc M.A. Classification of igneous rock series // J. Geol. 1931. Vol. 39, N 1. P. 54-67.

272. Pearce J. A. Statistical analysis of major element patterns in basalt // J. Petrol. 1976. V. 17. Parti. 15-43.

273. Peccerillo A., Taylor S.R. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rock from the Kastamonu area, Northern Turkey // Contrib. Miner. Petrol. 1976. V. 58. P. 63-81.

274. Plate-tectonic map of the Circum-Pacific region. Pacific basin sheet / Circum-Pacific Council for Energy and Miner. Resur. Tulsa (Okla.), 1984.

275. Plate-tectonic map of the Circum-Pacific region. Northwest quadrant / Circum-Pacific Council for Energy and Miner. Resur. Tulsa (Okla.), 1987.

276. Pre-Cretaceous terranes of Japan / Eds. K.Ichikawa et al., Osaka: Nihon-Insutsu, 1990. 413 p. (Publ. of OGCP Project N 224).

277. Ringwood A.E. The petrological evolution of island arc systems // J. Geol. Soc. 1974. V.130, N 2. P. 183-204.

278. Ringwood A.E. Composition and petrology of the Earth's mantle. N.Y.: McGraw-Hill, 1975. 618 p.

279. Rogers G., Saunders A.D. Magnesian andesites from Mexico, Chile and the Aleutian Islands: implications for magmatism associated with ridge-trench collision // Boninites /Ed. A.J. Crawford. L.: Unwin Hyman, 1989. P. 416-445.

280. Saito Y., Hashomoto M. South Kitakami Region: an allochthonous terrane in Japan // Jour. Geophy. Res., ser. B. 1982. 87. P. 193-207.

281. Sakakibara M., Niida K., Toda H. et al. Nature and tectonic history of the Tokoro belt// Monograph Assoc. Geol. Collab. Japan. 1986. N 31. P. 173-187.

282. Saunders A.D., Rogers G., Marriner G.F. et al. Geochemistry of Cenozoic rocks, Baja California, Mexico: implications for the petrogenesis of post-subduction magmas // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1987. Vol. 32, N 1-3. P. 223-245.

283. Sharaskin A.Ya. Petrology and geochemistry of basement rocs from five Leg 60 sites // Initial reports of the Deep Sea Drilling Project, Leg 60. Washington D.C.: U.S. Government Printing office. 1982. P. 647-656.

284. Shibata K., Matsumoto T., Yanagi T., Hamamoto R. Isotopic ages and stratigraphic control of Mesozoic igneous rocks in Japan // Contrib. Geol. Time Scale, Am. Assoc. Pet. Geol. 1978. P. 143-164.

285. Sun S.-S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geological Society Special Publication. 1989. N42. P. 313-345.

286. Takahashi M., Aramaki S., Ishihara S. Magnetite-series / Ilmenite-series vs. I-type / S-type granitoids // Mining Geology Special Issue. Tokyo, 1980. No. 8. P. 13-28.

287. Tararin I.A., Lelicov E.P., Werner R. Petrology and geochemistry of the volkanic rocks dredged from the Geophysicist seamount in the Kurile basin: evidence for the existence of thinned continental crast // Gondwana Research. 2003. V. 6. N 4. P. 757-765.

288. Tsuchiya N., Miki J., Nishikawa J., Hashimoto M. Cretaceous plutonic rocks in southwestern Hokkaido continental margin type magmatism related to the subduction in Cretaceous time // Monograph Assoc. Geol. Collab. Japan. 1986. N 31. P. 33-50.

289. Vishnevskaya V.S., Bogdanov N.A., Bondarenko G.E. Middle jurassic to early cretaceous radiolaria from the Omgon Range, (Western Kamchatka) // Ofioliti. 1999. V. 24, N l.P. 31-42.

290. Vysotskiy S.V., Govorov G.I., Kemkin I.V., Sapin V.I. Boninitic Ophiolite Assemblage on Eastern Sakhalin Island: Geology and Petrogenezis // Geol. of Pac. Ocean. 2000. Vol. 15. P. 1067-1090.

291. Vysotskiy S.V., Kemkin I.V., Govorov G.I. New data on the age of the East Sakhalin Paleoarc (from the radiolarian data) // 5th Zonenshain conference on plate tectonics. Programme and Abstracts. Moskow, 1995. P. 208-209.

292. Watts A.B., Weissel J.K., Larson R.L. Sea-floor spreading in marginal basins of the western Pacific//Tectonophysics. 1977. Vol. 37. P. 167-182.

Информация о работе

Говоров, Георгий Иванович
доктора геолого-минералогических наук
Владивосток, 2005
ВАК 25.00.03

Диссертация

Фанерозойские магматические пояса и формирование структуры Охотоморского геоблока - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы