Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Геохимия и петрология фанерозойских магматических образований, различные геодинамические обстановки магматизма и мантийный диапиризм

ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Геохимия и петрология фанерозойских магматических образований, различные геодинамические обстановки магматизма и мантийный диапиризм"

На правах рукописи

АНТОНОВ Андрей Юрьевич

ГЕОХИМИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ФАНЕРОЗОЙСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ, РАЗЛИЧНЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ МАГМАТИЗМА И МАНТИЙНЫЙ ДИАПИРИЗМ

25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Иркутск 2004

Работа выполнена в Институте геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН

Официальные оппоненты:

доктор геол.-мин. наук А. И. Альмухамедов (Институт геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН)

доктор геол.-мин. наук А. Э. Изох (Институт геологии ОИГГМ СО РАН)

доктор геол.-мин. наук Г. Б. Ферштатер (Институт геологии и геохимии УО РАН)

Ведущая организация: Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН

Защита состоится 10 июня 2004 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.059.01 при Институте геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН по адресу: 664033, Иркутск-33, ул. Фаворского, д. 1а.

Факс (3952)427050

Электронная почта: anant@igc.irk.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН

Автореферат разослан «20» апреля 2004 г.

Ученый секретарь совета кандидат геол.-мин. наук

Г. П. Королева

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность. Как известно, магматические пояса Земли обычно располагаются либо в рифтовых зонах океанов и континентов, либо на активных окраинах континентов, включающих островные дуги. В то же время, у исследователей до сих пор не сложилось единого мнения по поводу их происхождения и особенно последней группы структур, что выражается в современной науке далеко не мирным сосуществованием по данному вопросу таких резко отличных парадигм как плейт-мобилистической и расширяющейся Земли (а также «геосинклинальной», «мантийного диапиризма», «плюмовой», «пульсационной», гипотезы "ката-строфизма" и др.). Так, магматические процессы в этих 2-х типах структур с позиций наиболее признаваемой в настоящее время плейт-мобилистической теории сейчас уже весьма широко рассмотрены в литературе с 2-х совершенно различных позиций, а именно раздвига ли-тосферных плит в первом случае и поддвига (субдукции) океанической плиты под континентальную во втором. С другой стороны, по теории «Расширяющейся Земли» происхождение всех типов структур рассматриваются с единой позиции глубинной диапировой геодинамики. При этом, их осмысление с позиций этой и других важнейших теорий в настоящее время явно недостаточно и является весьма актуальным, в силу чего в данной работе была сделана попытка интерпретации всей геологической информации в рамках теории «мантийного диапи-ризма». Здесь же заметим, что все большее накопление и осмысление информации по вопро. сам возникновения и эволюции магматизма Земли невозможно без всестороннего исследования и сопоставления динамики магматизма в самых разнообразных геодинамических обста-новках. Поскольку к настоящему времени работ, сделанных в этом направлении, явно недостаточно, это весьма актуально и особенно в отношении петролого-геохимических исследований продуктов магматизма не только многих, но нередко и хорошо изученных структур. Именно поэтому последнее является одним из главных целевых направлений исследования геологов всего мира, включая и нас. Кроме того, эта работа является весьма актуальной и с позиции основ регионального геохимического анализа магматизма регионов, имеющего принципиальное значение для разработки принципов и методологии геохимического картирования, прогноза и оценки рудоносности магматических пород.

Пель и задачи исследования. Основная конкретная цель предлагаемого исследования ограничивается выявлением причин зарождения и различной эволюции магматизма в самых разнообразных структурах именно фанерозойского этапа развития Земли. Подход же к этой цели в данной работе осуществлялся путём изучения и детального сопоставления не только каких-то небольших и предельно простых «эталонных» одновозрастных магматических структур, но прежде всего - более сложных и достаточно крупных, вплоть до глобальных «модельных» геологических структур с разнообразно и длительпо развивающимся магматизмом как внутри, так и на границах континентов. Наиболее же интересными среди них должны стать те структуры, где в ходе эволюции проявлялись или предполагались процессы самых различных геодинамических обстановок (включая рифтогенные и «субдукционные»). Ведь только так можно оценить возможность применения геодинамических критериев, полученных при изучении простейших эталонных структур.

Исходя из отмеченного выше подхода к объектам изучения представленное здесь исследование было осуществлено в рамках выполнения 2-х наиболее общих и самостоятельных, но взаимосвязанных задач. Так, во-первых, в качестве основы данной работы нами была произведена детальная геологическая, хронологическая и петролого-геохимическая характеристика 2-х сложнейших и резко различающихся по типу локализации модельных объектов, какими являются такие крупнейшие регионы мезо-кайнозойского магматизма мира и России, как вулканическая островная дуга Малых и Больших Курил на восточной окраине Азии, а также внутриконтинентальный вулкано-плутонический пояс Станового хребта по южному обрамлению Алданского щита. Данная информация по этим регионам обладает и особой научной ценностью, расширяя наши знания относительно структур еще более крупного порядка, т.е. Японско-Курило-Камчатской и Байкало-Алдано-Становой. Во-вторых, все наши материалы и полученные результаты послужили отправно ' бгпПЦ ^д^^щт^унц^! сопоставления ~50 самых разнообразных районов фаисрозойской т&йо^у^ЧйфТМЭ*0" айгивности Вое. I

точной Африки, Восточной Сибири, Дальнего Востока и всего Тихоокеанского региона.

Среди частных задач, выполнявшихся в ходе данной работы, отметим следующие:

1. Сбор и обобщение геологической и геофизической информации по всем исследуемым регионам (по оригинальным, литературным и отчетным данным).

2. Детальная петрографическая, минералогическая, петрологическая и геохимическая (более чем на 54 элемента) типизация составов пород всего комплекса разновозрастных плутонических и вулканических образований, опробованных нами в пределах хорошо изученных "модельных" регионов (с использованием компьютерного банка данных и прикладного программного обеспечения).

3. Выявление закономерностей пространственно-структурного распределения (зональности) различных по составу магматических образований в "модельных" регионах.

4. Определение источников магматического вещества и уточнение геохронологии магматических событий в "модельных" регионах на основе К/Аг, Rb/Sг и др. изотопных систем.

5. Создание новых геохимических карт и схем регионов.

6. Оценка потенциальной рудоносности регионов.

7. Геохимическое сопоставление составов продуктов магматизма исследованных регионов между собой и со всеми основными типами магматических образований мира, сформированных в самых различных геодинамических обстановках в разное время.

8. Построение с современных геодинамических позиций моделей происхождения и эволюции магматизма как модельных регионов, так и всех рассмотренных территорий.

Учитывая явный недостаток в литературе пстролого-геохимических данных по магматическим породам Земли и с учетом значительной аналитической базы Института геохимии, где производилась предлагаемая работа, основным методологическим подходом к выполнению автором поставленной цели (с максимальным учетом других геологических подходов) являются именно петролого-геохимические исследования магматических пород.

Фактический материал и методы исследования. Работа основана на опыте >25-летних личных исследований геологии, геохимии и петрологии магматических образований различных частей России и прежде всего таких крупнейших регионов как Становой хребет по южному обрамлению Алданского щита и островная дуга Больших и Малых Курил.

Основной материал по магматизму Станового хребта был собран автором (частично вместе с М. И. Кузьминым) в период 1973-1982 г. г. в ходе работ с геологами различных партий экспедиции № 2 Всесоюзного Аэрогеологического треста. По данной теме в работе использовано ~ 500 химических и квантометрических силикатных анализов всей ассоциации интрузивных и эффузивных пород, а также ~200 породообразующих и акцессорных минералов гранитоидов (кали-натровых полевых шпатов - ~60, плагиоклазов - 25, биотитов - 43, амфиболов - 25, магнетитов - 25 и сфенов - 7) Кроме того, в работе использовано более 35 определений К-Аг абсолютного возраста гранитоидов и ~ 40 определений изотопного состава Rb и Sг в гранитоидах региона (как в породах, так и минералах) с построением соответствующих возрастных изохрон, а также >15 тысяч количественных элементоопределений по исследованным породам и минералам на 33 редких и рудных элемента, среди которых Li, Rb, Cs, В, F, Be, Ba, Sг, Sn, Zn, Pb, №, Со, Сг, V, Си, Mo, W, Та, Zг, Щ Au и >60 полных спектров РЗЭ. При этом, для 14 редких элементов в большинстве основных разновидностей гранитоидов региона были подсчитаны их мономинеральные балансы.

Материал по Большой Курильской гряде собран в ходе 7 рейсов Научно- исследовательского судна (НИС) Вулканолог (1983-1987) сотрудниками комплексной экспедиции Институтов вулканологии ДВНЦ АН СССР, геохимии СО АН СССР и ИГЕМ АН СССР (руководитель Г. П. Авдейко), где одним из главных исполнителей был автор данной работы.

По результатам исследования Большой Курильской гряды составлен каталог её 97 подводных вулканов и гор с описанием их морфологии, строения и магнитного поля, а также петрографическое и геохимическое описание драгированных с них вулканических пород. При геохимической характеристике этих вулканитов (а также пород многих наземных вулканов региона) использована - 1100 новых полных силикатных анализов, а также -1000 определений в пробах 38 редких элементов: Rb, Li, Ba, Sг, V, Сг, №, Со, Од, Zn; ~ 650 - Be, B, F; 350 -

^ 320 - Аи; > 240 - Мо, Бп, РЬ; > 290 - и, ТЬ; ~ 160 - КЬ, Та, гг, ИД 69 - Ag, Ое; 39 - Оа; 135 - полных спектров РЗЭ. Анализы равномерно распределены по 3-м группам пород: базальты, андезито-базальты и андезиты. Доля кислых пород среди них заметно меньшая.

Химический состав минералов в лавах охарактеризован более, чем 2000 микрозон-довых определений. Кроме того, в работе использовано 220 анализов изотопного состава Бг и 28 - неодима, из которых 66 анализов Бг и все - N(1 выполнены по материалам данных работ.

Материал по островам Малой Курильской гряды собран автором в 1989-1990 г. г. в ходе работ тематического отряда Институтов океанологии АН СССР (группа Л. П. Зоненшай-на) и геохимии СО АН СССР. При геохимической типизации вулканитов данного региона использовано ~200 новых проб, которые проанализированы на главные и вышеотмеченные редких элементы (~30), включая >60 полных спектров РЗЭ.

Весь объем аналитических работ по определению состава пород и минералов (включая некоторые структурные параметры последних) Станового хребта и Малых Курил, а также почти все анализы пород Большой Курильской гряды выполнены сотрудниками аналитических лабораторий Института геохимии СО РАН СССР (АН СССР) им. А. П. Виноградова. Для определения силикатного состава тех или иных образований использовались химический и рентгено-спектральньш (квантометрический) методы, для количественного определения микроконцентраций редких и рудных элементов - пламенно-фотометрический, атомно- эмиссионный (спектральный) и атомно-абсорбционный методы, а также атомно- эмиссионный метод с предварительным химическим обогащением №>, Та, гг, ИГ, РЗЭ).

Состав минералов из вулканитов Большой Курильской гряды определялся с помощью рентгеновских микроанализатров САМЕВАХ (ИВ ДВО АН СССР) и "САМЕСА МБ-46" (ИГЕМ АН СССР). Изотопный состав Бг и N1 определялся в основном в изотопной лабораториях ИГЕМ и Института геохимии им. А. П. Виноградова.

Научная новизна. Диссертация построена преимущественно на оригинальном фактическом материале, изученном и опубликованном автором. При этом, она является первым обобщением и наиболее полной сводкой материалов по петрографии, минералогии, петрологии и геохимии, включая изотопную, весьма широкой ассоциации М2-Кг плутонических и вулканических образований Станового хребта. По результатам детальных комплексных исследований впервые составлен каталог подводных вулканов и гор Курильской островной дуги, включающий подробное геолого-структурное описание 97 вулканических построек с петрографической и геохимической характеристикой слагающих их пород. На новом уровне произведен анализ всего обширного комплекса оригинальных и литературных геолого- геохимических данных по островной дуге Малых и Больших Курил. С максимальным использованием петролого-геохимической информации сделана попытка обоснования общей концептуальной "диапировой" модели магмообразования в пределах рассмотренных регионов магматизма, которую можно перенести на большинство таковых в мире.

Практическая значимость работы. Проведенные петролого-геохимические исследования магматических образований несомненно важны не только для решения чисто геодинамических и петрологических проблем, но и проблем металллогенической специализации различных магм, для целей геологического и гехимического картирования и т. д..

Основные защищаемые положения.

1. В четвертичных продуктах вулканизма Курильской островной дуги, впервые с учетом образований практически всех ее подводных вулканов, доказана и детально охарактеризована как четкая поперечная, так и менее четкая продольная вещественная зональность. Она установлена по геохимическим, изотопным и минералогическим критериям лав, а также по составу выносимых ими включений. Во всем ряду вулканических дифференциальных серий, с их удалением от фронтальной зоны вулканизма к его тыловой зоне в сторону континента, уменьшаются величины первичного отношения 86Бг/7Бг и увеличиваются содержания суммы щелочей, К, ЯЪ, Ва, Бг, и, ТЬ, РЗЭ, а в наиболее мафических разностях - Т1, Mg, N1, Сг. Особенности состава вулканитов эволюционных серий региона определяются физико- химическими условиями генезиса первичных магм, а также их дифференциацией и смешением.

2. Мел-палеогеновые продукты магматизма Малой Курильской островной гряды, даже с учетом их некоторой геохимической специфики, по составу соответствуют типичным "островодужным" образованиям всех 3-х главных поперечных зон вулканизма именно смежной Большой Курильской гряды. По комплексу геологических и петролого-геохимических данных, Малая Курильская островная гряда действительно является частью общей Курильской мезо-кайнозойской континентальной окраины Востока Азии и характеризует собой ранние этапы ее тектоно-магматической эволюции.

3. Широко варьирующие по составу позднемезозойские магматические образования Станового хребта по южному обрамлению Алданского шита формировались в самых различных фациях глубинности, от абиссальных автохтонных до поверхностных. Большинство салических образований среди них по составу изменяются слабо, но мафические образования варьируют значительно и прежде всего на юго-востоке региона. Это выражается увеличением общей щелочности и калиевости в средних составах пород по мере их распространения к северо-западу. Близкие по щелочности и кремнеземистости эффузивные и интрузивные образования (а также шлировидные включения в гранитоидах региона) формировались из одних и тех же соответствующих по составу магм. При этом, и мафические, и большинство салических магм формировались здесь в результате самостоятельных выплавок, а магмы промежуточного состава по большей мере образованы разной степенью смешения контрастных по составу магм, т. е. коровых салических и, скорее всего, верхнемантийных базитовых.

4. Выплавление вначале близких по составу высокощелочных базитовых магм, а затем все более значительных обьемов базальтовых магм уменьшающейся щелочности вплоть до низкощелочных является важнейшим общим свойством тектоно-магматической эволюции всех типов долгоживущих фанерозойских структур Земли, которое позволяет полагать для нее универсальность геодинамического механизма. При этом, разнообразие состава всей ассоциации магматических пород различных типов структур в меньшей степени ассоциируется со строением и составом первичного корового и мантийного субстрата регионов, но наиболее четко - с различными параметрами воздымающихся здесь мантийных диапиров высоконагретого разуплотненного вещества, т. е. их величиной и скоростью воздымания, уровнем поднятия и углом наклона, а также вызванного ими плавления в различной степени преобразованного вмещающего диапир субстрата.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы 1 коллективная монография (где автор является одним из ведущих) и 43 статьи преимущественно в центральных российских и зарубежных журналах и сборниках.

Основные положения работы докладывались и обсуждались на более, чем 10 различных региональных, всесоюзных и международных совещаниях и симпозиумах (что зафиксировано в виде соответствующих докладов и тезисов), а именно, на Международном симпозиуме "Строение и динамика переходных зон" (Сочи, 1985), на Ассамблее МГТС (Гамбург, 1983), на Тихоокеанской школе по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1985), на VI Всесоюзном вулканологическом совещании "Вулканизм и связанные с ним процессы" (Петропавловск-Камчатский, 1985), на III съезде советских океанологов (Ленинград, 1987), на Геохимическом семинаре в Институте геохимии АН СССР (Москва, 1990), на 4-м Международном совещании по тектонике литосферпых плит (Москва- Звенигород, 1995), на Всесоюзном петрографическом совещании (Уфа, 1995), на конференции "Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе" (Геодинамика и эволюция Земли, Новосибирск,

1996), па III Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле" (Москва, 1997), на Всероссийском совещании Транитоидные вулкано-плутонические ассоциации" (Сыктывкар,

1997), на II Всероссийском металлогеническом Совещании "Металлогения, нефтегазонос-ность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и разновозрастных орогенных поясов его обрамления (Иркутск, 1998), на научных чтениях, посвященных памяти М. Н. Захарова «Геохимия и петрология магматических процессов» (Иркутск, 2002), а также на расширеных научных семинарах Института земной коры СО РАН (г. Иркутск), Института геологии г. Улан-Удэ СО РАН и Геологического института ОИГТМ СО РАН (г. Новосибирск).

Диссертация состоит из введения, 5-ти глав (четыре последних из которых посвя-

щепы соответствующему защищаемому положению) и заключения. Общий объем работы -594 страницы, который включает 289 страниц текста, 146 рисунков на 155 страницах, 58 таблиц на 108 страницах и список литературы из 870 наименований на 42 страницах.

Работа выполнена в лаборатории Региональной геохимии Института геохимиии СО РАН им. А. П. Виноградова. Исследования велись в тесном контакте с коллегами этого и других академических институтов, а также МинГео России. При этом, в отношении работ по Становому хребту это прежде всего относится к директору Института геохимии академику Л. В. Таусону, руководителю лаборатории Региональной геохимии М. И. Кузьмину (впоследствии директору Института) и сотрудникам его лаборатории П. В. Ковалю, Н. В. Владыкину, А. Г. Горегляду, А. Н. Лызину, В. И. Заикину, А. Б. Перепелову и др. Детальные полевые геохимические исследования в столь труднодоступной для изучения местности были бы невозможны без огромной практической помощи сотрудников различных партий Московской геологосъемочной экспедиции N2 ВНПО Космоаэрогеология, с кем проводил свои работы Зейский тематический отряд, начальником которого был автор. Всем им и в особенности В. И. Колесникову, Н. Н. Лаврович, Ш. Л. Абрамовичу, Е. А. Синцеровой, А. А. Ельянову, Е. Н. Цеймаху, Ф. Д. Левину и др. автор выражает свою особую признательность.

В пределах Большой Курильской гряды исследования проводились также в тесном контакте с большим коллективом коллег, к которым прежде всего относятся руководитель экспедиции Г. П. Авдейко и О. Н. Волынец, а также другие участники рейсов и полевых экспедиций - В. И. Бондаренко, В. А. Рашидов, Л. В. Черткова, Г. М. Гавриленко, В. А. Дубровский, В. А. Сергеев, И. А. Марков, А. П. Сазонов, А. М. Надежный, А. А. Цветков, II. Г. Гладков, В. С. Григорьев и др. В районе Малых Курил работы велись совместно с Л. П. Зоненшай-ном, М. В. Кононовым, Б. Г. Голионко и др.. Всем им автор также глубоко признателен за поддержку, практическую помощь, полезные советы и дискуссии.

ГЛАВА 1

ПРИНЦИПЫ ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ И СПОСОБЫ ИХ РЕГИОНАЛЬНОГО

СОПОСТАВЛЕНИЯ

Геохимическая типизация магматических пород - одна из главных задач петролого-геохимических исследований в регионах развития магматизма. Соответственно, она подразумевает использование тех или иных геохимических критериев, на базе которых строятся геохимические классификации магматических пород. Большинство наиболее употребляемых сейчас геохимических классификаций [Заварицкий, 1960; Маракушев, 1973; Peccerillo, Taylor, 1976; Классификация..., 1981; Магматические горные породы..., 1985 и др..] в основе своей петрохимические, т. е. основываются лишь на 10 главных компонентах состава пород, отражающих прежде всего эвтектические и котектические соотношения в природных магматических системах, без которых более глубокая геохимическая классификация немыслима вообще.

Принятая в данной работе одна из последних петрохимических классификаций магматических пород соответствует рекомендуемой Петрографическим комитетом СССР [Классификация и..., 1981; Магматические горные..., 1985] с некоторыми дополнениями, разработанными и широко используемыми в петрографической и геохимической литературе. В основе ее лежит представление о сериях пород, различающихся по щелочности. Разделение на серии производилось как на основе суммарного содержания в породах Na^O и КгО [Магматические горные..., 1985], так и на основе содержаний только КгО [Jakes, White, 1972; Pecerillo, Taylor, 1976; Basaltic volcanism..., 1981; Gill, 1981 и др.]. Использование для целей классификации концентраций вызвано тем, что в магматических образованиях островных дуг, активных континентальных окраин и внугриконтинентальных областей эта величина изменяется в значительно более широких пределах, чем концентрация

По общему содержанию щелочей среди изученных магматических образований выявлены ряды пород нормальной и повышенной щелочности (субщелочные), а так же щелочные образования. По уровню содержаний К2О [Pecerillo, Taylor, 1976] выделяются породы низко-, умеренно- и высококалиевых серий, а так же породы абсарокит-шошонит-латитовой

серии. В классификации Петрографического комитета лавы низкокалиевой серии обычно соответствуют породам натриевой серии (№2О/К2О >/= 4) нормального ряда; лавы умереннока-лиевой и отчасти высококалиевой серии - K-Na серии (№2О/К2О = 1-4) нормального ряда, а некоторые высококалиевые лавы - K-Na серии субщелочпого ряда.

Известно, что внутри разных по щелочности серий пород эволюция может идти как с интенсивным, так и с умеренным накоплением железа. Серии первого типа, начиная с работ А. Миаширо [Myashiro, 1974] принято называть толеитовыми, а второго - известково-щелочными [Gill, 1981; Происхождение..., 1985]. Однако, если принять данную трактовку этих терминов, то серии обоих этих типов можно выделять и среди шошонит-латитовых (субщелочных) и даже трахит-комендитовых (щелочных) ассоциаций. Отдавая себе отчет в неоднозначности трактовки указанных терминов, мы тем не менее не отказываемся от использования в классификационных целях диаграммы Миаширо. При этом, нами отдается предпочтение разделению магматических пород по их калиевости, соответственно чему их низко-, умеренно-, высококалиевые и т. д. серии рассматриваются как более крупные таксономические единицы, чем толеитовая и известково-щелочная серии.

Здесь же весьма важно добавить, что относительная устойчивость эвтектических и котектических соотношений в магматических породах явно ограничивает применение пстро-химических данных (особенно в случае пород с близкой петрохимией) в генетических построениях и прежде всего при оценке состава субстрата, откуда выплавлялись те или иные магмы, режима летучих компонентов, процессов экстракции и переноса вещества флюидами и легкоподвижными расплавами, процессов комплексообразования в магматических системах и т. д.. В результате, все это весьма затрудняет оценку потенциальной рудоносности магматических образований и территорий, где они развиты.

Гораздо более чувствительными (а часто и единственными) индикаторами вышеперечисленных процессов и свойств первичного субстрата магмообразования по сравнению с петрогеными компонентами являются свойства редких элементов. Это обусловлено тем, что их коэффициенты распределения между различными фазами, в частности между расплавом и кристаллами, меняются в более широких пределах, чем таковые главных компонентов пород, нередко на порядок и более отличаясь от единицы. Все это заставляет обратиться к более глубокому использованию геохимической информации для типизации магматических образований, основанной на распределении многих редких (включая рудные) и летучих компонентов, различных изотопов элементов и т. д. (то есть к собственно геохимической типизации магматических пород), что и сделано в предлагаемой работе.

В Институте геохимии СО РАН под руководством Л. В. Таусона уже давно разрабатывается геохимическая классификация магматических пород [Таусон, 1974, 1977; Коваленко и др., 1971,1975]. Результаты этой работы мы использовали в своей работе.

С развитием идей новой глобальной тектоники данные по геохимии редких элементов нашли самое широкое применение при изучении разнообразия изверженных пород, сформированных в различных геодинамических обстановках, оценке состава и однородности литосферных плит, а так же источников и механизмов магмогенерации [Gast, 1968; Jakes, White, 1972; Говоров и др., 1980; Пополитов, Волынец, 1981; Tischendorf, Palchen, 1985; Кузьмин, 1985 и мн. другие], включая и представления об I-, S-, А- и М - геохимических типах гранитоидов [Chappel, White, 1974; Collins ct al., 1982; Whalen et aL, 1987 и др.]. Согласно мнению Л. В. Таусона [1982], геохимический тип объединяет "группу пород, характеризующихся общностью условий и способа образования, что находит отражение в их приуроченности к определенным геодинамическим обстановкам, сходстве химического, редкоэлементного и минерального составов, а так же в формировании в сходных геологических условиях рудно-магматических систем, близких по потенциальной рудоносности".

Развитие множества геохимических классификаций магматических пород свидетельствует об отсутствии единого подхода к этой классификационной проблеме. Трудности же их практической реализации наглядно могут подтверждаться даже тем, что классификации плутонических и вулканических пород одного и того же региона исследователями часто проводятся раздельно, тем самым предполагая независимое образование магм, исходных для пород той и другой группы. В общем случае это конечно же не может считаться верным, так как

те и другие исходные магмы, где-то выплавляясь, могут затем кристаллизоваться как в плутонической, так и поверхностной вулканической фации глубинности. Соответственно, это подтверждает актуальность поисков общей геохимической систематики магматических пород. Конечной же целью этого является теоретическое моделирование геохимических типов изверженных пород на основе наиболее вероятных составов источников, соответствующих им рядов смесимости-несмесимости элементов и возможных процессов их фракционирования.

Для того же, чтобы не потерять пространственную автономность геохимического типа пород следует наряду с геохимическим типом использовать понятия об интрузивном ряде или вулканической серии пород, которые давно укоренились в петрографической литературе. Так, под вулканической серией или интрузивным рядом [Tauson, 1984] понимается естественная парагенетическая ассоциация пород, объединяемая принципиальным сходством трендов эволюции химического и минерального состава. При этом, среди серий или рядов магматических пород [Кузьмин, 1985] целесообразно выделять простые (все составные члены которых формируются из одной магмы) и сложные (состоящие из пород, производных разных магм, в том числе различных геохимических типов), например бимодальные контрастные серии, которые нередко встречаются совместно в одних и тех же структурах.

Используемый в работе широкий комплекс химических элементов (10 главных, 38 - редких элементов, а также соответствующие изотопы К, Ar, Rb, Sr, Nd, Sm и т. д.), определяется ее задачами и возможностями массового анализа. Он включает в себя основные составляющие горных пород, среди которых и важнейшие индикаторы их рудной специализации.

Для характеристики фракционирования редких элементов в процессах магмогенеза использовались представления о совместимых (когерентных) и несовместимых (некогерентных) элементах [Ringwood, 1966]. Мерой "совместимости" служит величина валового (комбинированного) коэффициента распределения элемента (Д) между кристаллами и расплавами в магматических системах.

В качестве индикаторов петрогенезиса нами использовались:

1. Содержания редких элементов и их ассоциаций, обычно применяемые для выделения формационных и геохимических типов магматических пород.

2. Содержания редких элементов и их ассоциаций в породообразующих и акцессорных минералах магматических пород.

3. Расчет мономинеральных балансов распределения редких элементов в магматических породах для выявления характера их поведения в ходе фракционирования магм.

4. Отношения кристаллохимически сходных, но заметно различающихся но коэффициентам распределения в соответствующих системах пар элементов (K/Rb, La/Yb, Ba/Sr, Ni/Co, Cr/V, Ti/Ta, Ti/Nb и др.). Обычно, такие отношения также являются хорошими индикаторами процессов фракционирования.

5. Отношения элементов с наиболее близкими кристаллохимическими свойствами и коэффициентами распределения твердое-расплав, занимающих соседние места в ряду относительной "несмесимости": Zr/Hf, Nb/Та, Y/Yb, Y/Tb, La/Се, Zr/Nb. Именно они, наряду с изотопными отношениями, наиболее часто применяются для суждения о характере источника вещества и типе процесса фракционирования.

6. Компьютерное моделирование связи основных и кислых магматических расплавов в ходе кристаллизационной дифференциации первых на основе содержаний главных и некоторых редких элементов в породах и минералах соответствующих магматических серий.

Элементы характерных геохимических ассоциаций и пар, указанные отношения и коэффициенты обычно используются для построения дискриминантных диаграмм. При этом, для оценки различий распределения химических элементов в магматических породах нередко использовались графики концентраций, нормированных по эталонным составам. Так, при исследовании в породах распределения РЗЭ, нами использовалось нормирование по углистому хондриту [Хэскин и др., 1968; Boynton, 1984], для оценки степени деплстированности магмо-генерирующего субстрата - нормирование по "неистощенной мантии" и т. д.

Генетическая вещественная типизация магматических пород в работе строилась с максимальным учетом всего комплекса геолого-структурных и т. д. данных по регионам, а также детального петрографического, минералогического и петрологического исследования

самих пород. При определении видовых названий пород мы придерживались рекомендаций Терминологической комиссии петрографического комитета ОГГГ АН СССР [Классификация и ..., 1981; Магматические горные ..., 1985], в которых учитывались не только их петрохими-ческие, но и минералого-петрографические свойства. Взаимосвязь всего комплекса наших исследований строилась на базе сравнительного анализа как отдельных пород, так и их естественных магматических ассоциаций. В последние объединяются совокупности магматических пород определенных геохимических типов, фаций глубинности, набора фаз внедрения и т. д., характерных для достаточно крупных (сопоставимых со структурно-формационяыми зонами, поднятиями, прогибами и т. д.) участков ареала магматизма определенных временных этапов.

Основные структурно-геологические особенности магматических ассоциаций, как это и принято в геологической практике, характеризовались путем выделения фаз внедрения и их последовательности, фаций глубинности, оценки морфологических характеристик магматических тел и т. д.. Так, по фациальному типу нами различались вулканические, плутонические (интрузивные) и вулкано-плутонические ассоциации магматических пород. Среди интрузивных образований выделялись аллохтонные (перемещенные) и автохтонные (конформные структуре вмещающих метаморфических толщ с широко проявленным их замещением). Принадлежность пород к определенным фациям глубинности, а именно мезоабиссальной, гипа-биссальной, приповерхностной (субвулканической) и вулканической, оценивалась по известным геологическим, петрографическим и петрологическим критериям.

Для генетической типизации основных разновидностей магматических пород изученных регионов определены многие физико-химические параметры их выплавления и кристаллизации, прежде всего Т-Р, окислительного потенциала, кислотности-щелочности, режима летучих компонентов и т. д.. Для этого использовались разнообразные минералогические и геохимические геотермометры, геобарометры и множество других специфических методов и диаграмм. Содержания в породах различных изотопных модификаций соответствующих элементов использовались для определения (и уточнения) возраста их родоначальных магм, а так же свойств источников их происхождения (субстрата). В совокупности все это в немалой степени применялось и для оценки изученных территорий на их потенциальную рудоносность.

ГЛАВА 2 . КУРИЛЬСКАЯ ОСТРОВНАЯ ДУГА

Курильская островная дуга (ОД) - типичный образец островных дуг юго-восточной Азии. Вместе с Южной Камчаткой и Северо-Восточным Хоккайдо она входит в состав единой Курило-Камчатской островодужной системы, сочленяющейся на севере с Алеутской, а на юго-западе - с Японской дугой. Как и для других островных дуг, для нее характерна высокая тсктоно-магматическая активность с современной сейсмичностью и вулканизмом (105 четвертичных субаэральных вулканов, 42 из них активные). В тылу Курильской ОД располагается Курильская глубоководная котловина, сильно сужающаяся в северной своей части.

Для вулканической дуги характерен континентальный тип коры [Злобин, 1987]. Максимальная мощность коры приурочена к фронтальной зоне ОД и колеблется в пределах 25-44 км, уменьшаясь в сторону невулканической дуги и тыловой зоны и увеличиваясь от центра дуги к ее флангам, т.е. к Южной Камчатке и острову Хоккайдо.

Геологические образования Курильской ОД подразделяются на 2 крупных струк-турно-формационных комплекса: доостроводужный и островодужный [Горшков, 1967; Пискунов, 1975, 1987; Сергеев, 1976; Геолого-геофизический атлас..., 1987 и др.]. Породы доост-роводужного комплекса достоверны только на Малой Курильской гряде. В его составе выделяются эффузивные, интрузивные и осадочные образования мел-палеогенового возраста.

Породы островодужного этапа развиты только в пределах Большой Курильской гряды, т. е. вулканической дуги. Возраст их - от раннего миоцена (олигоцена ?) до современного. Они разделяются на 4 комплекса: "зеленотуфовый", вулканогенно-кремнисто- диатоми-товый, базальтоидный и андезитовый [Пискунов, 1987]. Ширина вулканической дуги и ее зон на северном участке дуги меньше, чем на южном, что находится в соответствии с несколько увеличивающимся углом наклона сейсмофокальной зоны структуры с севера на юг. Во фронтальной зоне дуга резко преобладают субаэральные вулканы, располагающиеся вполне рав-

номерно. Большинство подводных вулканов приурочены к промежуточной и тыловой зонам, причем в последней имеются протяженные участки без вулканов. Почти все вулканы группируются в цепочки с косой, поперечной и субпараллельной ориентировкой относительно простирания дуги и, по-видимому, маркируют магмоподводящие разломы в земной коре.

Содержание 8Ю2 в четвертичных вулканитах Курил колеблется от 44-46 до 7275%, фиксируя присутствие среди них всех типов пород по кремнеземистости от базальтов до риолитов. В тоже время, андезито-базальты и андезиты встречаются на 70-90% вулканов (ан-дезито-базальты несколько чаще, чем андезиты), базальты - на 50-60%, дациты - на 12-33%, а риодациты и риолиты - на 6-15% вулканов. Наибольшим распространением как в пределах дуги в целом, так и в отдельных ее зонах пользуются умереннодифференцированные базальт (андезибазальт)-андезитовые ассоциации пород. Общий характер распределения некогерентных элементов в лавах всех поперечных зон ОД типично островодужный.

Совместный анализ субаэральных и подводных вулканитов позволил нам окончательно подтвердить, уточнить и детально охарактеризовать в пределах Курильской ОД зональность по плотностному распределению вулканов, а также дифференцированности, химическому и минеральному составу слагающих их лав и составу выносимых ими включений. Особенно ярко она проявляется на расстоянии первых десятков километров вкрест дуги, а на расстоянии сотен и тысяч километров вдоль дуги выражена значительно слабее.

Так, в пределах Курильской ОД отчетливая поперечная зональность от ее вулканического фронта к континенту проявлена в бимодальным уменьшении количества вулканов и их площадной плотности ("б"), где выделяются 4 зоны: фронтальная, где площадная плотность максимальная - (~ 5 вулканов на 1000 км); промежуточная ("б" = 1); тыловая ("б" = 22,6) и затухания вулканической активности ("б" = 0,4). Лавы фронтальной зоны дуги в целом более дифференцированы, чем тыловой зоны, что выражается в большей частоте встречаемости каждого типа пород по кремнеземистости. В тыловой зоне дуги доля вулканов со слабо-дифференцированной базальт-андезибазальтовой ассоциацией пород в 2 с лишним раза выше, чем во фронтальной, а с сильнодифференцированной базалы-дацитовой (андезитобазальт-дацитовой) ассоциацией во столько же раз ниже. Высокодифференцированные базальт-даци-товые (риодацитовые) и андезибазальт-дацитовые (риодацитовые) ассоциации пород проявлены, как правило, па кальдерных вулканах, распространенных почти на всем протяжении фронтальной зоны дуги (отсутствуя лишь на самом ее севере). В промежуточной зоне дуги выявлен только 1 такой вулкан (кальдера Горшкова в Центральной части ОД), а в тыловой зоне только 4 вулкана на участке Центральных (1) и Южных Курил. Ксенолиты ультраосновньгх пород характерны для лав именно тыловой зоны, а гранитных - для лав фронтальной зоны.

Во всем ряду вулканических дифференциальных серий, с их удалением от фронтальной зоны вулканизма к его тыловой зоне в сторону континента, уменьшаются величины первичного отношения 868г/8,8г и увеличиваются содержания суммы щелочей, К, ЯЪ, Ва, 8г, и, ТЬ, РЗЭ, а в наиболее мафических разностях - Т1, Mg, N1, Сг. Все это наглядно проявляется на картах изоконцентраций отдельных элементов и их отношений. При этом, на графиках нормированного распределения РЗЭ относительно хондритов для лав фронтальной зоны характерен субгоризонтальный (толеитовый) тренд, а для тыловой - наклонный (известково-щелочной). Повышение тектонической активности в разных поперечных зонах ОД положительно -, а повышение щелочности магм в этих зонах - отрицательно влияет на степень эма-национного накопления и интенсивность выноса Аи из расплавов вместе с летучими, т. е. отражают их различный потенциал рудоноспости [Таусон, 1977; Антонов и др., 1980; Ломоносов и др., 1987 и др.]. Соответственно, фронтальная вулканическая зона Курил может рассматриваться как наиболее благоприятная для формирования рудопроявлений Аи.

Различия в минеральных ассоциациях и в составе минералов лав разных зон ОД прежде всего проявлены в том, что для андезитов и дацитов фронтальной зоны характерны двупироксеновые ассоциации фенокристов, а для аналогичных лав тыловой зоны - амфибол- и биотит-содержащие. Среди акцессорных минералов базальты только тыловых зон содержат шпинель и циркон. Плагиоклазы лав фронтальной зоны более кальциевые с менее высокими концентрациями Ва, 8г, К и более высокими - Бе, чем плагиоклазы лав тыловой зоны, в которых содержание ортоклазовой молекулы более чем в 2 раза выше. Фенокристаллы клинопи-

роксена в лавах тыловой зоны представлены обычно диопсидом и салитом, а тыловой зоны -авгитом. Выявленные свойства минералов отражают различия не только состава, но и условий кристаллизации курильских магм. Так, лавы тыловой зоны по сравнению с лавами фронтальной кристаллизовались при наиболее высоких значениях Й>2 (магнетит-ильменитовый геотермометр) и парциального давления воды (широкое проявление НгО-содержащих минералов).

Подобная лавам четкая поперечная зональность выявлена и по составу специфических шлировидных включений в вулканитах Курильской ОД [Антонов, 1993], обычно рассматриваемых сейчас как "родственные", "гомеогенные" включения или "автолиты" [Didier, 1973]. Почти все они имеют округлые очертания с резкими контактами, тонкопризматически-зернистую, часто "игольчатую" структуру и, в сравнении с вмещающими породами, более раскристаллизованы и менее кремнеземисты. По совокупности петрографических свойств большая их часть приближаются к ранним лавам соответствующих вулканов, что указывает на их магматический генезис. В тоже время, они имеют и свои особые свойства, позволяющие отличить их от типичных обломочных лавовых ксенолитов, а также разделить их на 2 группы.

К 1-ой группе можно отнести амфиболсодержащие микровключения из андезито-базальтовых лав подводного вулкана ГОЛ, полных аналогов среди вулканитов региона не имеющие. По размерам, "поровидной" форме, а также структуре и минеральному составу они соответствуют неоднократно наблюдавшимся в подводных лавах включениям микрозернистых базальтов, закристаллизовавшихся из расплава, втянутого в связанные с дегазацией лав "везикулы" (поры, пузырьки) в результате понижения в них давления [Smiht, 1967; Симано-вич, Степанов, 1984]. Наличие же амфибола в этих микровключениях объясняется обогащен-ностью остаточного расплава водосодержащим флюидом.

Во 2-ю группу отнесены шлировидные включения из средне- и высококремнеземистых экструзивных, бомбовых и пемзовых образовании. В них обнаруживаются свойства как лав близкой основности, так и вмещающих их заметно более кремнекислых пород, т. е. близость с последними по содержаниям Н2О и значениям степени окисленности железа (f°), стремление к выравниванию составов, часто обильное развитие в обоих типах пород амфибола, нередко проявленную во включениях амфиболизацию вкрапленников темноцветных минералов и т. д.. При этом, против ксеногенной природы данных включений в экструзиях свидетельствуют их высокая пористость (иногда даже выше, чем во вмещающих породах), их резкие контакты с вмещающими породами при округлой, уплощенной и даже сложной "зали-вообразной" форме (что невозможно в случае интенсивного диффузионного взаимодействия объектов), наличие в эндоконтактах некоторых из них зонок "закалки", а в экзоконтактах -зонок вспучивания, нередкое присутствие в них совершенно свежего стекла, наличии в базальтовых включениях "исчезающих" выделений кварца, причем только в тех, которые локализованы в кварцсодержащих породах и т. д..

Всё отмеченное скорее всего указывает на то, что такого рода шлировидные образования оказались в относительно кремнекислом расплаве не как твердые обломки ранних лав, а как маловязкие жидкости основного состава, причем вне связи с процессами какой-либо дифференциации расплавов, включая ликвационную. Так, с учетом критериев проявления в расплавах ликвации [Анфилогов, 1975; Попов, 1982; Naney, 1983], против нее в нашем случае свидетельствует часто разнородный состав включений по щелочности, титанистости и даже в пределах одной и той же экструзии. Появление же подобных образований в магматических экструзиях (и т. д.) легко объясняется только в том случае, если совокупность пород экструзий и включений рассматривать как результат взаимодействия и частичного смешения двух резко контрастных по кремнекислотности и вязкости магм при относительно небольшом объеме низкокремнеземистой магмы по сравнению с более кремнеземистой. Принципиальная возможность этого ранее продемонстрирована в ряде эмпирических построений [Волынец и др., 1977, 1979; Биндеман, 1990] и целой серии экспериментальных работ [Campbell, Turner, 1985,1989; Turner, Campbell, 1986; Kayaguchi, Blake, 1989; Kouchi, Sunagawa, 1985]. При этом было выявлено [Turner, Campbell, 1986; Huppert et al., 1982; Tomaset al., 1993; Биндеман, 1990, 1995; Биндеман, Подладчиков, 1991], что сначала даже в случае форсированного поступления в очаг мафическая магма не распадается на капли, а опускается на дно с образованием вполне устойчивой плотностной стратификации мафической магмы. Затем, при обильном выделении

пузырьков во всём объеме основной магмы должно происходить их концентрирование под слоем кристаллизации на границе основной магмы с кислой и формирование мафических диапиров, от которых отделяются и всплывают более легкие в силу своей весьма высокой пу-зыристости "капли" мафической магмы (будущие шлировидные включения).

К сказанному добавим, что частичное и неравномерное смешение контрастных магм происходит скорее всего уже на самой ранней стадии их взаимодействия. Взаимодействие же кислой магмы с уже поднимающимися обособлениями базальтовой магмы приводило к их интенсивной дегазации (в силу достаточно резкого охлаждения), причем наиболее интенсивно на фазовых границах (что иногда фиксируется во внешних вспученных экзоконтакто-вых зонках шлировидных включений). Все это затрудняло взаимодействие и полное смешение магм, но приводило к быстрой кристаллизации мафических обособлений. При этом, градиент температур во взаимодействующих магмах был не настолько высок, чтобы всплывающие мафические обособления кристаллизовались со скоростью наземных лавовых базальтов, но и не настолько низок, чтобы они кристаллизовались со скоростью типичных интрузий. Кроме того, на всех этапах взаимодействия этих магм происходило стремление к выравниванию их температурного и газово-флюидного режима. Это обусловило диффузионное выравнивание их состава, а также то, что во фронтальной зоне ОД в них произошло формирование большого количества амфибола, а тыловой зоне еще и биотита. Взаимное изменение состава контрастных магм не всегда происходило равномерно и одновременно. Так, степень смешения магм зависела от состава и объема внедряющегося мафического расплава, многоактности его "вспрыскивания" (т. е. от изменения температуры в системе), а также от характера отделения от диапиров мафических обособлений и их способности приобретать каплевидную форму. Степень же диффузионного изменения составов обеих магм определяется прежде всего временем их взаимодействия до начала подъема, временем их движения к земной поверхности (т. е. глубиной магматической камеры и скоростью подъема), а также скоростью их остывания и кристаллизации, всегда неодинаковой в разных фациях экструзии (эндоконтактовой, внутренней и т. д.). В этом случае, минимальному времени взаимодействия магм соответствуют самые низкокремнеземистые и наименее раскристаллизованные базальтовые шлировид-ные включения, чья полная кристаллизация, скорее всего, произошла почти одновременно или чуть ранее кристаллизации вмещающей магмы вблизи или даже на земной поверхности.

Таким образом, в зависимости от того в какой степени в процессе взаимодействия с кислой магмой участвовала внедрившаяся базальтовая магма, а также насколько быстро потом произошло извержение их на земную поверхность, в составе вулканических продуктов можно ожидать наличие как "чистых" высококремнистых негибридных, так и гетеротаксито-вых полосчатых или гомогенных гибридных пемз, а затем и разной степени гибридности состава лав и экструзий. При этом, среди последних проявляются либо гетерогенные дацитовые и андезито-дацитовые образования со множеством шлировидных включений, либо более основные гомогенные образования, часто в весьма крупных объемах. Соответственно можно полагать, что смешение магм в природе проявлены весьма широко, и большая часть средне-кислых магматических пород может иметь именно "смешанное" происхождение. К этому добавим, что весьма значительное проявление кислых вулканитов на некоторых участках Курил противоречит их образованию за счет кристаллизационной дифференциации мафических магм (что подтверждают и наши расчеты). Следовательно, многие кислые вулканиты здесь, скорее всего, имеют самостоятельное первично коровое происхождение, что находится в соответствии с мнением и других исследователей [Фролова и др., 1989; Жариков и др., 1990].

Природа зональности Курильской островной дуги и проблема генезиса магм

Обгоне положения. Как известно, подводные вулканы тыловой зоны Курильской ОД расположены на восточном склоне или даже на дне глубоководной впадины Охотского моря (Курильской котловины), чьё происхождение обычно связывается с растяжением континентальной коры [Гнибиденко, 1979]. Поэтому, заманчиво было бы связать с процессом заду-гового спрединга и генезис вулканитов тыловой зоны Курильской ОД, тем более, что величины 8г-изотопных отношений в этих лавах и базальтах окраинных морей спредингового типа

очень близки, в среднем 0,7030 [Журавлев и др., 1985; Шараськин, 1987; Волынец и др., 1988]. Однако, целый ряд геохимических данных не совсем согласуется с этим предположением.

Так, лавы, связанные с задуговым спредингом, обычно отвечают по составу базальтам как высокой -, так и низкой щелочности. В тоже время, в тыловой зоне Курил присутствуют только высоко- и умеренно щелочные породы от базальтов до риодацитов с максимумом кислых вулканитов на Южных Курилах (где ширина котловины максимальна).

Кроме того, высококалиевые субщелочные и нормальные по щелочности базальты тыловой зоны Курил сильно отличаются от субщелочных базальтов окраинных морей спре-дингового типа [Шараськин, 1987] по геохимическим особенностям: резко пониженными концентрациями Ti, в среднем пониженными содержаниями Mg, Ni, Сг, Fe, Na, легких РЗЭ, Та, Nb, Zr, Y, Yb и значениями отношений N20/K20 при повышенных концентрациях А1, К, Rb, Ва, Sr, U, Th и значениях Ba/La, La/Та, La/Nb. На графике нормированных по недеплети-рованной мантии концентраций гигромагматофильных редких элементов базальты тыловой зоны Курил сохраняют все особенности распределения, присущие островодужным лавам [Holm, 1985; Волынец и др., 1987а], главными из которых являются глубокий Nb (Та)- минимум и резкий Sr-максимум. В тоже время, в субщелочных базальтах окраинных морей спре-дингового типа Nb (Та)-минимум иногда так же имеется, но Sr-максимум отсутствует. Если допустить вслед за [Волынец и др.,1987в], что наличие Sr-максимума в островодужных магмах связано с присутствием в их источнике плагиоклаза (основного концентратора Sr ), то следует признать отличие в составе исходных субстратов для магматических расплавов Курил и окраинных морей спредингового типа. Об отличии в составе исходных субстратов свидетельствуют и данные по изотопии Nd. Так, в лавах тыловой зоны Курил зафиксированы его относительно низкие изотопные отношения (е Nd = 7,8), тогда как в базальтах окраинных морей величина е Nd в среднем равна 8,5 [Шараськин, 1987].

В чем же причина специфики состава вулканитов Курильской ОД, а также проявленной на всех уровнях зональности ее магматизма ? Одним из объяснений этого может служить неоднородность по составу источника магмогенерации Курильской ОД и прежде всего во фронтальной и тыловой структурно-формационных зонах, где можно предполагать именно 2 области генерации магм [Журавлев и др., 1985; Авдейко и др., 1986; Авдейко, 1989].

Теоретически гетерогенность магматического источника под Курильской ОД может быть связана либо с изменением состава чисто мантийного «однокомпонентного» источника (т. е. при ничтожно малом вкладе корового материала), либо с изменением роли одной или нескольких составляющих в балансе плавящихся масс «многокомпонентного» источника, Такими составляющими могут служить мантия над сейсмофокальной зоной, фундамент островной дуги, морская вода, а так же, с учетом воззрений плитовой тектоники, материал суб-дуцируемой океанической плиты (осадки и породы второго слоя океанической коры).

Имеющиеся у нас данные позволяют обозначить роль каждого из потенциальных компонентов магматического источника в процессе образования курильских магм.

О роли корового докайнозойского фундамента в формировании четвертичных магм Курильской дуги, при крайней скудности по нему данных, судить весьма трудно. В то же время, если предположить под Курильской ОД сиалический фундамент подобный Камчатскому, в породах которого значения 8,Sr/86Sr колеблются от 0,7060 до 0,7083 [Хотин и др., 1983; Виноградов и др., 1988], то вряд ли можно говорить о существенной его роли в образовании всего ряда курильских магм, где значения 8'Sr/86Sr очень низки (~0,7030).

Кроме того, нельзя отрицать возможность контаминации магм Курильской ОД породами известного на Восточной Камчатке меланократового фундамента, в которых значения 8'Sr/86Sr в среднем ~ 0,7038 [Хотин и др., 1983]. Однако, если предположить, что в лавах тыловой зоны Курил значения 87Sr/86Sr первичны, а их повышение во фронтальной зоне связано с процессом ассимиляции расплавами вещества этого фундамента, то тогда необходимо допустить усвоение лавами >30% такого материала, что маловероятно. Справедливость этого заключения ранее была убедительно показана для Алеутской ОД [Kay et al., 1978], а также доказывается совпадением на диаграмме полей четвертичных вулканитов различных островодужных систем, заложенных на коре как океанического, так и континентального типа.

Здесь же заметим, что согласно ряду авторов [Виноградов, Вакин, 1983; Знаменский, Журавлев, 1988], величины отношения 8,Sr/86Sr в термальных водах о-ва Итуруп и п-ова Камчатка варьируют в интервале 0,7033-0,7066, а отношения Sr/Nd в них такие же, как в морской воде. В процессе гидротермального изменения вмещающих магматические резервуары пород такими термальными водами в них может происходить повышение отношений 87Sr/86Sr при неизменных 143Nd/I44Nd. Соответственно, имеющиеся данные свидетельствуют о том, что некоторое повышение величины 87Sr/86Sr в вулканитах Северных и Южных Курил, происходящее на фоне постоянных значений отношения 143Nd/144Nd, указывает на вероятную контаминацию магматических расплавов стронцием морской воды. Учитывая же явную маловеро-ятность прямого взаимодействие магмы и больших объемов морской воды с учетом относительной "сухости" расплавов фронтальной зоны ОД, можно допустить, что отчасти повышенные значения отношения 87Sr/86Sr в продуктах извержений вулканов ее фронтальной зоны обусловлены локальной ассимиляцией магмами гидротермально измененных коровых пород, вмещающих обычные для Камчатки и Курил [Балеста, 1981] промежуточные и близповерхно-стные магматические резервуары. Большая часть привнесенного Sr в таких породах находится в виде вторичного карбоната и может быть легко мобилизована в результате термального воздействия магмы. При этом, формирование первичных изотопных параметров Sr и Nd магм скорее всего происходило на глубинных уровнях, т. е. в верхней мантии, и они отражают собой выплавки прежде всего из изначально одного и того же источника.

Роль осадков. Пелагические глины и карбонатные осадки основной массы осадочного слоя океанической коры резко отличаются от островодужных вулканитов повышенными изотопными характеристиками Nd и Sr. Поэтому, допуская участие осадков в магмагенезисе Курильской структуры, мы автоматически должны предположить, что измеренные величины е Nd и 87Sr/86Sr в вулканитах должны быть гораздо выше соответствующих им величин неосадочного компонента магматического источника [Журавлев и др., 1985; Авдейко и др., 1986]. Единственными широко распространенными резервуарами с такими изотопными метками являются базальты срединных хребтов (MORB) и их мантийный источник (мантия типа MORB), в которых эти "метки" либо близки островодужным, либо несколько ниже. При этом, если океанические осадки отсутствуют в фундаменте Курильской ОД, то их участие здесь в магмо-генезисе можно рассматривать только с плейт-мобилистических позиций, по которым возможны по крайней мере 2 модели происхождения островодужных магм: 1) частичное плавление мантии типа MORB в области мантийного клина под воздействием флюида, возникающего при дегидратации (плавлении) осадков в зоне субдукции; 2) частичное плавление в зоне субдукции смеси базальтов MORB и осадков 2-го и 1-го слоев океанической коры (а также вещества мантии, не обязательно соответствующего типу MORB). Соответственно, для объяснения поперечной зональности Курильской ОД необходимо допустить либо резкое различие состава осадков во фронтальной и тыловой зонах дуги, либо плавление гидратированных базальтов MORB во фронтальной зоне дуги и свежих - в тыловой (причем вклад осадочного материала в плавящемся субстрате должен возрастать от фронта к тылу дуги). Маловероят-ность этих допущений очевидна. Следовательно, участие значительных объемов осадков в ходе субдукции океанического дна не только не может объяснить наблюдаемую картину поперечной изотопной зональности, но даже противоречит установленной закономерности.

Некоторый вклад в решение вопроса об участии осадков в островодужном магмо-генезисе представляют данные по изотопному составу Be [Morris et al., 1985, 1989; Gill et al., 1987; Ryan, Langmuir, 1988; Цветков и др., 1989], предполагающие его довольно высокую вариацию. Так, в лавах Алеутской, Курильской и Северо-Японской ОД проявлены довольно высокие концентрации 10Ве (до 13-15)106 ат./г. В лавах же Марианской, Зондской и Хальмахера ОД эти содержания (< 1,0 106 ат./г), соизмеримы с таковыми в MORB, базальтах океанских островов и молодых континентальных платобазальтах. Наша количественная оценка доли осадочного компонента в магмогенезисе Курильской ОД не позволяет поднять верхний предел его участия выше 4% (в среднем 2%). По-видимому, этот предел наиболее характерен для островных дуг в целом, хотя для некоторых из них, например, Малой Антильской, о. Хонсю и др. [Arculus, Johnson, 1981; Nohda, Wasserburg, 1981] он предполагается до 10-12%.

На диаграмме 10Ве/'Ве - точки курильских и камчатских лав образуют широкий рой с отрицательным наклоном. Согласно [Morris, Тега, 1989] это отражает процессы смешения и, следовательно, магмы, выплавляющиеся из контаминироваиной осадками мантии, затем могли взаимодействовать с каким-то веществом обедненным 10Ве и обогащенным 9Ве. Компонентом с высоким содержанием 9Ве могут быть "древние" осадки, выплавки из "некон-таминированной" мантии, субдицируемой океанской коры (без молодых осадков) и более древней коры, данных по которым пока явно недостаточно. Однако, подобные отрицательные тренды характерны и для других островных дуг, в частности Новобританской и Центральноамериканской, что также указывают на малую вероятность моделей, предполагающих значительную (>10%) контаминацию магм субдуцируемыми пелагическими осадками. При этом, даже само участие этих осадков в магмогенезе до сих пор остается проблематичным, на что уже указывалось, в том числе в отношении наличия разнонаправленной поперечной зональности по 10Ве в лавах Курильской и Японской ОД.

Гетерогенность мантии и роль флюидов в ее преобразовании. Малый вклад ко-рового материала и осадков в формирование четвертичных вулканитов Курильской ОД позволяет полагать, что ее вещественная зональность может быть связана с латеральной гетерогенностью мантийного клина, обычно подразумеваемой сторонниками плейт-мобилизма. Она связывается ими с различной степенью переработки мантийного субстрата во фронтальной и тыловой частях дуги, по поводу которого обычно высказывается 2 предположения.

Первое предположение основано на весьма спорном представлении о большей длительности вулканизма во фронтальной зоне Курильской дуги, чем в тыловой [Onuma et al., 1983; Kimura, 1986]. Соответственно, если мантия под Курильской ОД и была первоначально гомогенной, то к настоящему времени ее состав во фронтальной зоне должен был значительно измениться вследствие длительной и интенсивной проработки расплавами и флюидами. В результате произошло расщепление "островодужной" мантии на два резервуара - фронтальный и тыловой. В этом случае тыловой мантийный резервуар по составу, видимо, отвечает относительно необедненной крупнокатионными литофильными элементами "островодужной" мантии и обладает изотопными характеристиками eNd = 7,8 +/-1,0, 87Sr/8fiSr = 0,70300 +/- 2. Повышенные же значения во фронтальном мантийном резервуаре могут быть обусловлены деплетированностью некогерентными магмофильными элементами мантии за длительный период вулканизма, приведшему к повышению в ней отношения Sm/Nd и соответственно возрастанию отношения 143Nd/l44Nd до значений 0,51308-0,51315 (eNd = 8,6-10,1). Однако, в результате длительного деплетирования фронтального мантийного резервуара следует ожидать

87о /86 с

понижения величины Sr/ Sr в соответствующих молодых вулканитах, но... получается наоборот... (значения 87Sr/86Sr для разных участков дуги лежат в пределах 0,70322-0,70350). В рамках данной модели каким-то объяснением этого может быть предположение об усвоении расплавами пород, измененных под влиянием морской воды.

Второе предположение предполагает более значительную проработку фронтального мантийного резервуара флюидами, выделяющимися при дегидратации субдуцируемой океанической плиты, ранее наиболее детально разобранной Э. И. Пополитовым и О. Н. Во-лынцом [1981]. Так, при погружении океанической плиты происходит высвобождение гигроскопической воды, содержащейся между зернами осадков, а также в порах и трещинах магматических пород океанической коры и, возможно, литосферной мантии. При этом, основная масса воды выделяется при Т<105°С на глубинах до 30-50 км, т. е. вне связи с очагами магмо-образования. Остальная се часть идет на метаморфизацию пород с образованием вторичных водосодержащих минералов в пределах поддвигаемой плиты. Следующий уровень отделения летучих связывается с дегидратацией цеолитов и глинистых минералов из поддвигаемой плиты. Дегидратация их при атмосферном давлении происходит в несколько этапов в интервале от 200 до 700°С, полная дегидратация - иногда до 1000°С. Учитывая же широкий температурный интервал их дегидратации можно полагать, что хотя бы часть из них дегидратируется под вулканическим фронтом, поставляя летучие и снижая температуру плавления в пределах мантийного клина. К тому же, часть летучих, очевидно, опять идет на формирование водосодер-жащих минеральных фаз, устойчивых при более высоких (Р-Т)- условиях.

С другой стороны, судя по расчетам реакций дегидратации в системе K20-Na20-MgO-FeO-AljOj-SiOj-HjO при погружении литосферной плиты [Delany, Helgeson, 1978] с учетом температурной модели С. Хонды и С. Уеды [Honda, Uyeda, 1983] применительно к курильской зоне субдукции, можно предположить, что 2 главных уровня отделения летучих - на вулканическом фронте и в тылу ОД - обусловлены дегидратацией разных модификаций хлорита, гидрослюд и серпентина, а на фронте ОД - еще и амфиболов, причем СО2 и Н2 высвобождаются при разложении карбонатов осадков и других минеральных фаз. К тому же, количество флюидов, отделяющихся от субдуцируемой океанической плиты на фронте дуги должно быть больше, а состав их ближе к составу морской воды, чем в тыловой зоне.

Кроме того, И.Тацуми [Tatsumi et al., 1986] полагает, что во фронтальной зоне может происходить дегидратация амфибола, а в тыловой - флогопита из нижней части мантийного клина (а не из поддвигающейся плиты). Дегидратация амфибола при этом должна происходить на глубине ~100 км, примерно соответствующей подошве мантийного клина под вулканическим фронтом, флогопита - на глубине ~190 км, что несколько более глубины до подошвы мантийного клина под тыловой зоной. Соответственно предполагается 2 зоны генерации магм (фронтальная и тыловая), обусловленных двумя уровнями отделения летучих.

Согласно экспериментальным данным [Tatsumi, 1986], при дегидратации пород субдуцируемой океанической плиты вместе с водой происходит вынос Cs, Rb, Ba, К, Sr, La, Sm, Tb, Y, Yb (в порядке уменьшения их относительной подвижности, причем Nb остается инертным и не выносится), в соответствующей степени обогащающих источники ОД-магм. При этом, наличие Nb-минимума в островодужных вулканитах связано, по-видимому, не только с тем, что Nb не добавляется в них за счет флюидов, но и с сохранением в источнике реститовых окисных Ti-фаз - главных минералов-концентратов этого элемента [Wood, Banno, 1973]. Относительная стабильность этих фаз должна наблюдаться только в условиях повы-шенпых Рн2о и fü2 что и считается характерным для зон генерации островодужных магм [Gill, 1981]. Об этом же могут свидетельствовать и находки амфиболизированных (с флогопитом) включений перидотитов в лавах Камчатки и Курил [Колосков, Хотин, 1978; Волынец и др., 1990]. Геохимическая нагрузка флюидов определяется также длительностью их взаимодействия с веществом мантии, из которой флюиды экстрагируют некогерентные элементы, в первую очередь крупнокатионные литофильные. Длина пройденного флюидами пути до области плавления в тыловой зоне больше и, соответственно, содержание некогерентных элементов во флюиде, участвующем в плавлении, там выше, чем во фронтальной зоне.

В тоже время, все рассмотренные выше варианты формирования вещественной зональности в островных дугах имеют немалое количество пунктов, не поддающихся объяснению, что нередко отмечается и самими последователями плейт-мобилистической теории. Так, например, по мере протекания отмеченных процессов в тыловой зоне магматизма ОД должно происходить быстрое (за 1,5-2,0 млн лет) истощение некогерентными элементами и источника и магматических выплавок [Авдейко, 1993]. В тоже время, этого не наблюдается, и в субдук-ционных зонах приходится предполагать воздействие какой-то гипотетической сильно выраженной конвекции. Особо же неясным выглядит тот факт, что во фронтальной зопе, где флюидов в очагах магмообразования, казалось бы, должно быть больше, в лавах и включениях наблюдаются ассоциации безводных темноцветных минералов, а в тыловой зоне - водосо-держащие асоциации с амфиболом и биотитом. В соответствии с этим приходится вьдвигать такие малоубедительные предположения, что все родоначальные магмы островных дуг образуются при повышенных давлениях воды, но осушаются в близповерхностных магматических очагах [Фролова и др., 1985] и особенно во фронтальных вулканических зонах [Kushiro, 1983].

Роль степени плавления. Начиная с работ Куно, многие исследователи для объяснения разницы в степени редкоэлементного обогащения лав фронтальной и тыловой зоны островных дуг используют представление о различной степени плавления однородного мал-тийного источника [Myashiro, 1974; Sakuyama, 1979]. При этом предполагается, что лавы тыловых зон островных дуг, обогащенные литофильными редкими элементами, образуются при меньшей степени частичного плавления этого источника, чем лавы фронтальных зон, обедненные этими элементами. Однако, в последние годы установлено, что лавы тыловых зон не-

которых дуг (Японии, Курил), имеют в целом более высокую магнезиальность и обогащены тугоплавкими элементами группы железа - Сг и N1 [Абдурахманов, Федорченко, 1983; Авдей-ко и др., 1986; КшЫго, 1983]. Для объяснения этого феномена И. Куширо предположил, что образующиеся при большей степени частичного плавления мантийного источника толеитовые магмы фронтальных зон островных дуг до излияния на поверхность сильно дифференцируются, тогда как субщелочные магмы тыловых зон быстро и без существенного фракционирования достигают поверхности. Основано это предположение на следующих аргументах: большем объеме вулканитов фронтальной зоны, чем тыловой; большей плотностью первичных высокомагнезиальных толеитовых расплавов, чем первичных субщелочных расплавов; более высокой напряженностью поля сжатия во фронтальной зоне, чем в тыловой, присутствии ультраосновных включений исключительно в тыловой зоне. Вследствие же влияния последних причин предполагается, что скорость подъема расплавов во фронтальной зоне меньше, чем в тыловой, где они легко достигают поверхности, часто формируя моногенные вулханы.

Имеющиеся данные не позволяют полностью согласиться с точкой зрения И. Ку-широ. Так, во-первых, нами установлено, что моногенные базальтовые вулканы в тыловой зоне Курил чрезвычайно редки, тогда как на северном (о. Парамушир) и южном (о. Кунашир) флангах фронтальной зоны курильского сегмента [Фролова и др., 1985], имеются лавовые плато, сформированные при одноактных трещинных вулканических извержениях. Во-вторых, несмотря на существенную разницу содержаний в базальтах фронтальной и тыловой зон калия и литофильных редких элементов (ЯЪ, Ва, 8г, ТЬ, и, Ьа, Се), содержания А12О3 (в среднем 18,7 и 18,1%), ТЮ2 (0,8 и 0,9%), УЪ (2,39 и 2,29 г/т) и У (17,8 и 18,5 г/т) остаются почти одинаковыми. В-третьих, хотя в лавах фронтальной зоны Курил, как и Японии, ультраосновные нодули действительно отсутствуют, на Восточной Камчатке в лавах вулканов этой зоны -Авачинского, Козельского и т.д. - встречаются многочисленные включения дунитов, гарцбур-гитов, верлитов, кортландитов [Колосков и др., 1978,1983]. Исходя из сказанного следует вывод о том, что и скорость подъема и степень дифференцированности магм в разных вулканических зонах Курильской ОД если и различались, то скорее всего совсем не сильно.

В то же время, все вышеотмеченное, с учетом высокой пропорциональности редко-элементного состава мафических лав тыловых и фронтальных зон ОД на '^р1ёег-диаграммах, а также вывода об их разноглубинных выплавках из единого источника (несмотря на специфику состава островодужных магм), находится в соответствии с моделью магмогенерации в классических рифтовых зонах, обусловленных воздыманием мантийного диапира разуплотненного и разогретого вещества [Альмухамедов и др., 1985, Кадик и др., 1990 и др.]. Данная модель находится в соответствии с принципиальной схемой И. Куширо о формирования магм разного состава в результате различной степени плавления вещества одного и того же источника. Её правомерность будет нами рассмотрена в заключительной главе данной работы.

Таким образом, в позднекайнозойских продуктах вулканизма Курильской ОД, впервые с учетом практически всех ее подводных вулканов, окончательно доказана и детально охарактеризована как четкая поперечная, так и менее четкая продольная вещественная зональность, выявленная по геохимическим, изотопным, и минералогическим критериям лав и составу выносимых ими включений. При этом, во всем ряду вулканических дифференциальных серий, с их удалением от фронтальной зоны вулканизма к его тыловой зоне в сторону континента, увеличиваются содержания суммы щелочей, К, ЯЪ, Ва, 8г, И, ТЬ, ТЯ (а в наиболее мафических разностях Т1 и в меньшей степени Mg, N1, Сг при некотором обеднении Бе и V) и уменьшаются величины первичного отношения "'8г/?8г. Особенности состава вулканитов соответствующих дифференциальных серий определяются физико-химическими условиями генезиса первичных магм, а также их дифференциацией и смешением.

ГЛАВА 3. МАЛАЯ КУРИЛЬСКАЯ ГРЯДА

Малая Курильская островная гряда является типичным представителем невулканических фронтальных дуг в молодых эшелонированных системах Тихого океана. Её острова располагаются во фронтальной части активной в настоящее время Большой Курильской гря-

ды, напротив самого южного ее острова - Кунашир. К северу структура Малой Курильской гряды прослеживается в подводных хребтах Витязь и Пегас, а к югу - на остров Хоккайдо.

Общее возрастное и структурно-формационное строение Малокурильской структуры, а также состав ее продуктов магматизма ранее уже были в немалой степени охарактеризованы. В тоже время, геохимическое изучение всего комплекса магматических пород здесь было проведено недостаточно детально даже на самом крупном острове Шикотане, а характеристика пород базировалась в основном на петрохимических данных, часто не совпадающих у разных авторов. Все это весьма затрудняло построение генетических моделей происхождения и развития Малокурильской структуры, что и послужило причиной ее дополнительного геологического и петролого-геохимического исследования [Кононов и др., 1990; Антонов, 1993, 1995,1997а,б; Антонов и др., 1996 и т.д.].

Геологическое строение и тектоно-магматическая эволюция малокурильской структуры, а также площадное распределение в ней продуктов магматизма разного состава имеет заметные отличия от таковых "классических" островных дуг. Так, на о. Шикотан проявлены 4 узкие и параллельные всей Малокурильской структуре зоны, где чередуются магматические образования весьма различного состава (от низкощелочных до субщелочных высококалиевых) и соответствующих образованиям всех 3-х основных поперечных зон вулканизма молодых островных дуг. При этом, самые щелочные продукты магматизма (К^-силлы шошо-нитоидов) развиты в ее центральной части (т. е. между К1-К2 низко- и умереннощелочными образованиями в пределах Матакотанской и Зелсновской свит), изначально представлявшую собой явно раздвиговую структуру с накоплением мощных флишевых толщ Малокурильской свиты. Менее щелочные (вплоть до низкощелочных) магматические образования проявлены здесь как на севере, так и на юге, причем в районе юго-восточного края (наиболее приближенного к современному желобу) - среди опять же рифтогенного Pg комплекса параллельных даек (типа «дайка в дайке»). Именно в отмеченных раздвиговых зонах максимально развивались и процессы вторичного преобразования пород с привносом калия ювенильными растворами. В совокупности это не соответствует ни одной типичной островной дуге мира. Заметное ювенильное воздействие на матакотанские отложения северной части территории, по-видимому, началось до того, как последние были весьма быстро (судя по близкому возрасту тех и других образований) и значительно опущены, а затем и захоронены под мощной толщей флишей перед внедрением в них шошонитоидных магм. С другой стороны, заметное юве-нильное воздействие, по-видимому, происходило и на поздних этапах эволюции в южной части региона, обусловившее повышение общей щелочности и калиевости вулканитов в пределах Зеленовской свиты и в рифтоподобной зоне палеогенового комплекса параллельных даек.

Все изученные К^ магматические образования Малых Курил по составу характеризуются низкими содержаниями Т1, №>, Та, умеренными - ТЯ и высокими - 8г, а вулканиты -высокой глиноземистостью. На "спайдер-диаграммах" для всех этих пород проявлены отчетливые КГЬ-минимумы и 8г- максимумы. Всё это свойственно магматическим образованиям именно молодых островных дуг и континентальных окраин с наклонными сейсмофокальными зонами. К тому же, по значительной вариации своего состава они приближаются к типичным образованиям всех основных поперечных зон молодых островных дуг (т. е. как фронтальных, так и тыловых). Подчеркнем лишь при этом, что по меньшей мере значительная часть данных типично островодужных малокурильских магматических образований (часто относимые к субдукционному типу), формировались именно в рифтогенной обстановке.

В сравнении с комплексом четвертичных вулканитов Большой Курильской гряды все малокурильскис магматические образования соответствующей кремнеземистости и щелочности обладают некоторой региональной спецификой, т. е. повышенными концентрациями №, Ва (в базальтах - Си) и пониженными - №>, 2г, Мо, В. Содержания Са и Ре в них близки или ниже, а Mg, N1, Сг близки или выше, чем в лавах тыловой зоны вулканизма Больших Курил. Кроме того, шошонитоиды Малых Курил по сравнению с большинством субщелочных образований Больших Курил и явно более обогащены щелочами.

В то же время, свойства состава вулканитов Малых Курил в максимальной степени приближаются к таковым именно смежной четвертичной Большой Курильской гряды, а не

других близковозрастных островных дуг к северу и югу. Соответственно, это скорее всего указывает на региональную преемственность формирования этих смежных структур.

Среди магматических образований Малых Курил наименее дифференцированные низко- и умереннощелочные вулканиты Матакотанской свиты (как и комплекс низкощелочных четветричных базальтов фронтальной зоны Большой Курильской гряды) являются геохимически специализированными на Au, Ag и Си, более дифференцированный комплекс магматических пород в пределах Зеленовской свиты - на Си, Ag и W (слабее на Мо и Zn), а шошо-нитоиды в пределах Малокурильской свиты - на Ag. Все это необходимо учитывать при дальнейшей оценке потенциальной рудоносности данного региона.

Здесь же отметим, что по сравнению с образованиями тошопит-латитовой серии других островных дуг мира и прежде всего N2-Q аналогами Камчатской ОД, среди подобных K-Pg пород Малых Курил гораздо ниже доля как наиболее основных (абсарокитов), так и наиболее кислых разностей. При этом, малокурильские образования характеризуются заметно пониженными содержаниями таких высокозарядных компонентов как Ti, Zr, Nb, Ta,Y и Yb. По мнению А. А. Цветкова с коллегами [1993], первое может быть обусловлено здесь меньшим контаминирующим воздействием древнего сиалического фундамента и меньшей длительностью "отстаивания" расплавов в магматических камерах. Последнее же связано с 2-мя факторами: 1) изначально пониженными содержаниями Ti, Nb, Zr, Y в мантийном малокурильском источнике в результате его метасоматической переработки особой щелочной магмой, выплавляющейся из субдуцируемой океанической плиты; 2) избирательным удерживанием Nb в рестите (в виде рутила, ниобатов, сложных окислов и т.д.) в ходе плавления пододвигающейся океанической литосферы. Соответственно, это не связано с различиями в степени плавления близких по составу исходных мантийных источников на Малых Курилах и Камчатке или различным фракционированием в этих регионах магматических расплавов in situ.

Проявление на острове Шикотан изначально повышенно калиевых и явно подщелоченных вулканитов вместе с увеличением к северо-западу вторичного обогащения калием большого количества пород в ходе ювенильного воздействия свидетельствует о том, что все это может быть связано с началом развития поздненемелового высокощелочпого (и прежде всего шошонитоидного) магматизма малокурильской структуры, обильно проявленного на некоторых других ее островах. Соответственно, на острове Шикотан он должен был бы развиваться на самом его северо-западе вместе с интенсивным опусканием в этом же направлении морского дна и накоплением мощных флишевых толщ. Не исключено, что именно к продуктам этого магматизма можно отнести "маловодные" субщелочные дайки бухты Отрадная или мыса Татьяна, а также дайки и "блоки" лав шошонитов, обнаруженных в хаотических олистостромовых отложениях бухты Цунами, вполне ассоциирующиеся с вулканитами тыловых зон островных дуг. В этом случае логично предположить и возможность смешения магм обоих первичных типов с возникновением продуктов промежуточного состава.

Как следует из литературных и представленных здесь оригинальных данных, характер тектоно-магматической эволюции о. Шикотан и всей малокурильской структуры пока не находят достаточно убедительного объяснения ни с фиксистских, ни с плейт- мобилисти-ческих позиций. При этом, большинство исследователей [Гаврилов, Соловьева, 1973; Парфенов и др., 1983; Фролова и др., 1977, 1985; Говоров, Цветков, 1985; Цветков и др., 1985] считает, что эта структура с раннего мела формировалась на активной Восточно-Охотской континентальной окраине Азии и её геодинамика может объясняться двумя путями.

По мнению одной группы исследователей [Говоров, Цветков, 1985, Фролова и др., 1985] её появление обусловлено активными рифтогенными процессами, в ходе которых располагавшаяся к востоку сейсмофокальная зона только способствовала проявлению в низах земной коры магматизма, вызывая интенсивное отделение флюидов. При этом, шошонитоиды здесь проявлялись либо незакономерно [Говоров, Цветков, 1985], либо закономерно на завершающей стадии мелового цикла магматизма по мере увеличения активности рифтогенеза, углубления разломов и, в силу этого, повышенного участия в процессе обогащенных щелочами флюидов [Фролова, 1985]. Благодаря рифтингу почти все типы магм здесь легко проникали на поверхность почти не дифференцируясь и не реагируя с сиалическим материалом коры.

По мнению других исследователей [Парфенов и др., 1983; Цветков и др., 1985], специфика эволюции Малокурильской структуры обусловлена неравномерностью плейт- тектонических процессов в позднем палеогене, когда зона Беньоффа на окраине Азии резко переместилась к западу, и часть Восточно-Охотской континентальной окраины начала пододвигаться под континент. Это привело к значительной деструкции данного региона [Цветков и др., 1985], а также к тому, что некоторые незадвинутые блоки древней вулканической дуги в виде аналогичных офиолитовым пологих пластин были надвинуты на континентальную окраину [Парфенов и др., 1983]. При этом, появление шошонитов в мелу [Цветков и др., 1985] было связано с тыловой зоной магматизма структуры, где первичные, обычно слабощелочные и почти недифференцированные магмы были значительно контаминированы обогащенным щелочами веществом сиалического гранитно-метаморфического фундамента.

Здесь же отметим и группу исследователей [Кононов, Зоненшайн и др., 1990], которая рассматривает Малые Курилы как чужеродный блок в составе аккреционной призмы островной дуги Больших Курил. Соответственно, эта структура изначально формировалась не на континентальной окраине Азии, а в виде внутриокеанической ОД более чем в 1500 км к юго-востоку. При этом, формирование шошонитов в ней отражает этап ее незначительного позднемелового рифтогенного расщепления на основную и остаточную дуги, первая из которых в эоцене была весьма полого надвинута на вторую. Соответственно, это сопровождалось значительной деструкцией региона и формированием хаотических комплексов и олистостром.

Как показывает геолого-геохимический анализ, плейт-тектоническая гипотеза формирования Малой Курильской гряды при значительном количестве заслуживающих внимания доводов, пока на наш взгляд, имеет и наибольшее число спорных моментов. Так, недостаточно геологически обоснованными являются выводы о eg формировании в ходе полого-надвиговых движений в эоцене и в миоцене. Против грандиозного миоценового надвига всей этой структуры на континентальную окраину указывают почти совершенно тектонически незатронутые, моноклинально падающие отложения Матакотанской и Малокурильской свит. Против эоценового надвига одной части островной дуги на другую может указывать наличие олистостромовых отложений только на одном небольшом восточном участке "Главного структурного шва" (надвига) о. Шикотан, а также явный разрыв образований Малокурильской и Зеленовской свит на остальной территории гряды. Явно против надвигов говорят и данные Б. И. Васильева [1979], по которым с неогена до наших дней происходит заметное воздыма-ние северо-западной части Малокурильской структуры и опускание его в юго- восточной части без каких-либо перемещений на запад. В этом смысле "Главный структурный шов" можно интерпретировать как разлом, по которому происходит воздымание северо- западной части структуры, и который хотя и является надвигом, но, по-видимому, не субгоризонтальным, а гораздо более крутым и направленным в другую сторону. Предполагая внутриокеаническое островодужное происхождение Малокурильской структуры, почти невозможно объяснить проявление в ее фронтальной зоне совершенно нетипичного для островных дуг эоценового рифтогенного пояса параллельных даек. Возможность же последнего скорее можно предполагать в пределах неостроводужных энсиалических континентальных окраин, о принадлежности к которым Малокурильской структуры может указывать проявление здесь шошонитов, нередко повышенные значения в вулканитах "^г/^г отношения, наличие в лавах ксенолитов метаморфических пород и т.д. [Федорченко, Родионова, 1975]. При этом, проявление здесь двух сближенных зон рифтогенного субщелочного магматизма скорее всего говорит и против процесса какого-либо незначительного перемещения в разное время предполагаемой плейт-мобилистами зоны поддвига плит. Особо же важно подчеркнуть, что максимальная близость состава малокурильских вулканитов с таковым именно четвертичных вулканитов Большой Курильской гряды, а не других островных дуг к северу и югу (имеющих свою региональную специфику), наглядно противоречит тому, что современная локализация этой структуры обусловлено значительным ее перемещением в качестве "террейна" с юга.

Исходя из отмеченного, доводы противников плейт-мобилистического подхода на наш взгляд кажутся гораздо более значимыми. В соответствии же с этими доводами магмооб-разование в Малокурильском регионе лучше связывать не с субдукционными процессами, а совокупностью других процессов, включающих и рифтогенез. Если же отвлечься от обсужде-

ния геохимической специфики малокурильских магматических образований, основные свойства этой структуры наилучшим образом можно объяснить воздыманием мантийного диапира разогретого и разуплотненного вещества, являющегося основой как моделей "классических рифтовых" зон [Альмухамедов и др., 1985, Кадик и др., 1990], так и теории Расширяющейся Земли [Ларин, 1980; Кузнецов и др., 1989; Кэри, 1991]. Так, например, по одному из вариантов последней теории [Кэри, 1991], всю Малокурильскую гряду можно интерпретировать как окраинноконтинентальную структуру, где воздействие воздымавшегося мантийного диапира на определенных этапах приводило к магматизму с изменяющимся составом его продуктов, далее к формированию взбросовых структур, затем к их опрокидыванию и т. д.. Более глубоко эту геодинамику мы рассмотрим в заключительной главе нашей работы.

В качестве главных результатов данной главы отметим, что эволюция мел- палеогеновой структуры Малой Курильской островной гряды имеет заметные отличия от таковой более молодых и типично "островодужных" структур западного обрамления Тихого океана При этом, продукты ее магматизма даже с учетом их некоторой геохимической специфики по составу соответствуют типичным "островодужным" образованиям всех 3-х главных поперечных зон вулканизма смежной Большой Курильской гряды, а не других островных дуг западной окраины Тихого океана к северу и к югу. По комплексу геологических и петролого- геохимических данных, мел-палеогеновая Малая Курильская вулканическая гряда действительно является частью общей Курильской мезо-кайнозойской континентальной окраины Востока Азии и характеризует собой наиболее ранние этапы ее тектоно-магматической эволюции.

ГЛАВА 4. СТАНОВОЙ ХРЕБЕТ Основные черты геологического строения и магматизма Становой зоны

В пределах Восточной Сибири и Дальнего Востока, по южному обрамлению Алданского щита и к северу от подвижного в Рг и Мг Монголо-Охотской пояса (от долины реки Олекмы на западе до хребта Джугджур на востоке), располагается Становая зона, формирование континентальной коры которой завершилось в протерозое. В строении Становой зоны принимают участие образования от АЯ до Кг возраста. При этом, ~ 70% ее площади сложено плутоническими, преимущественно гранитоидными образованиями [Ухина, Коген, 1975].

АЯ образования с севера ограничивают область распространения РЯ толщ Стано-вика, а также обнаруживаются в виде крупных блоков внутри региона. АЯ метаморфические толщи, сформированные преимущественно по вулканогенно-осадочным образованиям, сильно эродированы и, о них сейчас можно судить лишь по наиболее глубинным продуктам гра-1гулитовой фации. Среди АЯ магматических пород выделяются мелкие тела базитов и гипер-базитов (габброиды, пироксениты и перидотиты), а затем интрузии гранитоидов.

К началу РЯ северная часть Становой зоны, Алданский щит, являлась горной страной, и продукты ее эрозии поступали в расположенные южнее (Становой прогиб) и западнее (Олекминский прогиб) геосинклинали, послужив материалом для образования мощных РЯ1 толщ (15-20 км) гнейсов и кристаллических сланцев Станового комплекса (амфиболитовая фация метаморфизма). В этот же период здесь сформировался и комплекс РЯ| магматических образований, от доорогенных базитов, гипербазитов и анортозитов до синорогенных гнейсо-гранитоидов (Древнестановой комплекс), а также посторогенных интрузий гранитоидов.

После РЯ Становая область - это антеклиза, где весьма активные тектоно- магматические процессы развивались в позднем Мг и совсем незначительные - в позднем Кг.

Один из крупнейших в Азии позднемезозойский (У3-К1) магматический пояс Станового хребта (> 1000 км), пространственно приуроченный к Становой складчатой системе, характеризуется цепью крупных гип- и мезоабиссальных гранитоидных массивов и многочисленных, но в основном небольших полей проявлений эффузивов, развитых по их обрамлению.

Геолого-петрографическая характеристика позднемезозойских магматических образований Станового хребта

Мг гранитоидные интрузии Станового хребта прорывают метаморфические и гранитоидные образования АЯ и РЯ1 возраста, покрывая более половины общей площади

Становой зоны. При их изучении было проведено пересечение по простиранию всего региона с юго-востока на северо-запад. В юго-восточной части Становика исследовались Окононский, Токско-Нуямский, Мульмугинский, в центральной части - Олонгройский, Дюпкойский, Тын-дийский и Чубачинский, а в северо-западной - Чильчинский и Дырын-Юряхский массивы. В совокупности они наглядно характеризуют особенности всего этого пояса М2 плутонов. Их абсолютный возраст, определенный нами ЮЪ^г и К-Аг методоми, соответствует ~ 100-150 млн лет для всех исследованных проб пород и минералов, отражая У3-К1 время их формирования. Эти цифры довольно близки и возрасту гранитоидов одного из подобных массивов, определенному и-РЪ методом (180 млн. лет) по акцессорным цирконам [Левченков и др., 1980].

В плане данные гранитоидные массивы имеют неправильную форму, нередко занимают огромные пространства (до >2 тыс. км2), но по большей мере вытянуты в северо- западном направлении. Форма изученных массивов близка к пологотрещинной с крутым подводящим каналом северо-западного простирания и мощностью до 1,5-2 км [Заблоцкий, Сытина, 1974; Н.П.Лаврович, устное сообщение]. Мощность плитообразных пластин, отходящих от подводящего канала варьирует от 150-500 м (Токско-Нуямский массив) до 2-6 км (Тындин-ский массив). В направлении с юго-востока на северо-запад состав гранитоидов изученных массивов несколько изменяется, выражаясь прежде всего в увеличении их общей щелочности.

В пределах юго-восточной и центральной частей Становика главные интрузивные фазы (ГИФ) изученных массивов, сложены средне- и крупнозернистыми, иногда порфиро-видными (за счет вкрапленников калишпата и плагиоклаза), амфибол-биотитовыми гранодио-ритами и гранитами с преобладанием первых. В зонах эндоконтактов они часто сменяются более меланократовыми породами (до диоритов). Гранитоиды ГИФ прорываются малыми телами мелкозернистых биотитовых, реже амфибол-биотитовых гранитов фазы дополнительных интрузий. Во всех этих образованиях проявлены жилы ашштовидных гранитов и пегматитов, а также самые поздние и многочисленные дайки гранодиорит- и гранит- порфиров.

У крутопадающей части массивов данного участка Становика контакт всегда четкий с небольшими экзоконтактовыми изменениями и мощной зоной (до первых сотен метров) крупнозернистых эндоконтактовых, более меланократовых гибридных пород с ксенолитами. Плитообразные части массивов обладают менее ярко выраженными зонами эпдоконтактов (<10 м) и еще более слабыми экзоконтактовыми изменениями. Особенно наглядно это проявлено в Тындинском массиве. Так, его южная часть сложена в основном крупнозернистыми и резкопорфировидными (за счет вкрапленников калишпата) гранитоидами, отражающими их формирование на достаточно больших мезоабиссальных глубинах. Северная же его часть образована в основном однородными и среднезернистыми, но также нередко порфировидными гранодиоритами с мелкозернистыми "закаленными" зонами эндоконтактов (гипабиссальные образования). Кроме того, по южному и западному обрамлению массива проявлены наиболее глубинные крупнозернистые слабогнейсовидные породы диоритового и кварц-диоритового состава, характеризующиеся постепенным контактом с вмещающими метаморфическими толщами и отделенные тектоническим контактом от пород основных фаций массива.

В пределах данных интрузий нередко обнаруживаются разнообразные включения мафических пород, среди которых нами (как и в ранее описанных вулканитах Курильской ОД) детально изучены мелкозернистые шлировидные включения с магматическими призма-тическизернистыми структурами. В основном они приурочены к близкровельным зонам пли-тообразных частей гранитоидных массивов, хотя нередко и на различном удалении от контактов. Эти включения не встречаются непосредственно в эндоконтактовых зонах массивов, распределены неравномерно и часто образуют скопления, где они могут несколько варьировать по зернистости и меланократовости. Вмещающие гранитоиды в зонах особо крупных их скоплений могут быть максимально неоднородны. В них могут появляться разности, постепенно переходящие друг в друга и отличающиеся по зернистости и меланократовости, а также пятнистые участки, которые можно рассматривать как "включения во включениях" и т.д. По петрографическим свойствам эти шлировидные включения скорее всего являются именно магматическими породами. Судя по составу краевых зон и ядер вкрапленников и микролитов плагиоклаза, Р-Т условия только на поздних стадиях кристаллизации включений были близки таковым вмещающих их гранитоидов, а на ранних стадиях были явно выше.

В интрузиях северо-западной части региона (Чильчинский массив) гранитоиды одной из главных фаз, на карте выделяемой в качестве наиболее ранней, представлены крупнозернистыми, гнейсовидными и резкопорфировидными за счет вкрапленников калишпата мон-цонитами и кварцевыми монцонитами (сиенито-диоритами). Эти образования прорваны мелкими телами амфибол-биотитовых гранитов, которые, как и монцонитоиды, пересекаются жилами лейкогранитов и пегматитов. Гранитоиды второй и основной по объему интрузивной фазы Чильчинского массива сложены преимущественно однородными среднезернистыми гранитами. Наиболее поздними в массиве являются многочисленные дайки и малые тела гранит-граносиенит- кварцевый сиенит- и гранодиорит-порфиров, реже - долеритовых порфиритов.

В пределах Чильчинского массива гнейсовидные монцонитоиды характеризует наиболее глубинную его часть, вскрытую в урезе реки Олекмы. Контакты этих образований с древними метаморфическими образованиями нечеткие, постепенные. По всему простиранию монпонитоидов и особено вблизи контакта отмечается огромное количество в различной степени гранитизированпых ксенолитов метаморфических пород. По отмеченным свойствам формирование данных монцонитоидов скорее всего происходило в той же мезоабиссальной фации глубиннности, что и гнейсовидпых кварцевых диоритов Тындинского массива, и они наиболее близки автохтонным образованиям. Основная гранитная часть Чильчинского массива в плане расположена по обе стороны от проявления монцонитоидов, а в разрезе - почти согласно над ними. Она представляет собой пологонаклоненное к северу плитообразное тело, на отдельных участках залегающее субсогласно со складчатыми структурами. На некоторых участках массива между гнейсовидными монцонитоидами и гранитным телом проявлены типично интрузивные среднезернистые кварцевые монцониты и сиениты.

Автохтонные гранитоиды. В самой северной зоне Станового хребта (прилегающей к Становому разлому) также были изучены весьма широко здесь проявленные гранитоиды, которые по облику пород и взаимоотношениям их с вмещающими метаморфическими образованиями значительно отличаются от ранее описанных типично интрузивных М2 грани-тоидов региона. Изучены они на примере небольшого, —400 км2, Дырын-Юряхского (на западе) и более крупного Чубачинского массива (в центральной части региона). Приурочены они к контакту АЯ и РЯ1 метаморфических образований. Характер контакта гранитоидов с АЯ-породами резкий, крутой, скорее всего тектонический, а с РЯ|- породами - "расплывчатый", с постепенными переходами через зоны интенсивной мигматизации. В гранитоидах отмечаются крупные ксенолиты и провесы кровли РЯ] гранитизированных гнейсов, сланцев и амфиболитов. Массивы сложены гнейсовидными, средне- и крупнозернистыми, часто порфировидными (за счет выделений калишпата) амфибол-биотитовыми кварцевыми диоритами, гранодиорита-ми и гранитами со свойствами абиссальных слабоперемещенных (автохтонных) фаций. Главные фации этих гранитоидов прорваны мелкими жилами гранитов, аплитов и пегматитов.

Изученные автохтонные гранитоиды Станового хребта (как и все подобные им образования по региону) закартированы как нижнепротерозойские. В тоже время, их возраст, определенный самыми различными способами (ЯЪ-8г и К-Аг методами для гранитоидов Ды-рын-Юряхского массива, оригинальные данные, и-РЪ методом для гранитоидов Чубачинского массива [Неймарк и др., 1996]), оказался 120-150 млн. лет (13-К1), т. е. в интервале времени того же изучаемого нами поздне-М2 цикла магматизма региона. Это позволило данные грани-тоиды рассматривать вместе с вышеописанными типично интрузивными образованиями.

Вулканические образования. По всему простиранию Станового хребта расположены многочисленные поля (до 350 км1) М2 вулканитов, область распространения которых (как и гранитоидных массивов) часто контролируется разломами северо-западного простирания. Эти вулканические образования формируют две линейные зоны субширотного простирания, приуроченные к отложениям Джелиндаканской и Бомнакской свит, соответственно, по северо-западной и юго-восточной периферии М2 гранитоидных плутонов. Мощность отложений Бомнакской свиты - до 2000 м, а площадь распространения - 900 км2. По кремнекислотно-сти - это типичная бимодальная ассоциация с модами, соответствующими андезибазальту-андезиту и риодациту-риолиту [Левин, 1990, 1991]. Мощность Джелиндаканской свиты - до 1000 м, а площадь ~ 1400 км2. Вулканиты залегают на размытой поверхности АЯ и РЯ1 фунда-

мента, иногда Мг гранитоидов, а в пределах Джелиндаканской свиты - и на нижнемеловых песчаниках и конгломератах, т. е. являются продуктами наземных вулканов.

Следуя по простиранию Становика с юго-востока на северо-запад, вулканиты Бом-накской свиты исследовались нами на 5-ти участках: в районах горы Амагалас, хребта Талгыг. (нижнее течение рек Ток и Сивакан), среднего течения р. Бомнак и низовья рек Мульмуга и Сирик. Вулканиты Джелиндаканской свиты изучались на 4-х участках: в пределах вулкана Атычан (р. Олонгро), вулкана Типтур (верховья рек Малый и Средний Могот, Малый Гилюй, Инарогда), в верховьях р. Верхняя Ларба и вулкана Тогунас (верховье реки Нижняя Ларба).

Нижнюю часть разреза обеих свит региона обычно образуют лавы, лавобрекчии и туфы оливин-двупироксеновых (иногда с амфиболом и биотитом) базальтов и андезибазаль-тов (редко) и, в основном, двупироксен-плагиоклазовых и биотит-содержащих амфибол-плагиоклазовых андезитов. Выше залегают вулканиты дацитового и риолитового состава. Нередко разрез завершается лавами андезибазальтов и андезитов. К тому же, субвулканические дайки всех этих пород прорывают здесь не только покровные лавы, но также смежные метаморфические толщи и, нередко, гранитоиды Мг массивов. Дациты в основном представлены пироксен-амфибол-биотит-плагиоклазовыми разностями, а риодациты двумя типами пород, а именно амфибол- и кварц-содержащими биотит-плагиоклазовыми (1), а также клинопироксен, биотит- и кварц-содержащими амфибол-плагиоклазовыми (2) разностями. Риолиты региона обычно характеризуются тонкофлюидальными, иногда сферолитовыми текстурами, а также субафировыми структурами с редкими вкрапленниками биотита, кварца и плагиоклаза.

Возраст вулканитов Становика по К-Аг методу [Ялынычев, 1976 и т.д.], варьирует от 154 до 95 млн лет (У3-К1), т. е. аналогичен главным типам Мг гранитоидов региона.

Геохимия и петрология мезозойских магматических образований Станового хребта

Петрохимия. По кремнеземистости Мг магматические породы как вулканических, так и плутонических серий Станового хребта варьируют от мафических до самых салических разностей, а по щелочности - от весьма высококалиевых субщелочных (шошонит-латитовая серия) до умереннокалиевых низкощелочных образований нормального ряда. Содержания ТЮ2 в них невысокие и обычно низкие, варьрующие даже в базальтах только от 2,12 до 1,07%. По соотношению FeO*/MgO-SiO2 [МуаЫго, 1974] все базальты юго-восточной части региона в основном соответствуют толеитам, а в центральной части - примерно поровну то-леитам и известково-щелочиым образованиям. Большинство средне- и высококремнеземистых разностей - известково-щелочные. Почти все эти магматические образования - высокоглиноземистые, кроме 2-х проб базальтов вулкана Тогунас, приближающихся к составу Кг низкоглиноземистых и высокотитанистых щелочных базальтов того же региона.

Установлено закономерное изменение составов магматических образований с юго-востока на северо-запад по простиранию Станового хребта, выражающееся прежде всего в уменьшении их известковистости и увеличения суммарной щелочности и калиевости. Выявленная зональность еще более подчеркивается (если ее рассматривать с юга на север) развитием в смежных районах Алданского щита к северу близковозрастных щелочных магматических образований [Свешников, 1977]. Данная зональность в какой-то степени может ассоциироваться с поперечной вещественной зональностью в островных дугах, но имеет важнейшее принципиальное отличие. Так, в пределах островных дуг она обусловлена тем, что практически однородные в геохимическом отношении магматические породы соответствующей крем-неземистости поперек дуги постепенно сменяются столь же однородными породами, но другого состава. С другой стороны, в пределах Становика вещественная зональность формируется не из однородных пород какого-то одного типа по щелочности и т. д., а по меньшей мере двух типов, причем как среди мафических, так и салических разностей. При этом, в юго-восточной части Становика примерно в равной степени проявлены субщелочные и низкощелочные магматические образования, в центральной его части уже значительно преобладают высококалиевые субщелочные разности, а в северо-западной - выявлена только весьма высококалиевая шошонит-латитовая серия. Наибольший контраст по составу среди близких по кремнеземистости пород той или иной части региона проявлен в мафических разностях (по

которым зональность просматривается наиболее четко) и совсем слабо - в салических.

Здесь же подчеркнем, что близкие по кремнеземистости и щелочности вулканические и плутонические образования (включая шлировидные включения в гранитоидах) Стано-вика - практически идентичны по составу, что указывает на их генетическое родство.

Автохтонные гнейсогранитоиды Дырын-Юряхсксго и Чубачинского массивов Станового хребта ^Ю2 от 56,97 до 70,53%) по составу в общем плане близки типично интрузивным М2 гранитоидам соответствующих частей региона, но гораздо более неоднородны. Так, по щелочности среди гранитоидов главной фации массивов имеются разности и нормального, и субщелочного, и даже щелочного (среди лейкократовых разностей) ряда, которые в свою очередь варьируют от умеренно- до высококалиевых образований. Среди гранитов жильной серии мелкозернистые граниты относятся к высококалиевым субщелочным образованиям К- Ка-типа, а аплитовидные граниты и лейкограниты - к высококалиевым щелочным разностям К-типа. При этом, граниты Чубачинского массива в сравнении с гранитами как интрузивных, так и автохтонных массивов северо-западной части Становика имеют несколько меньшие содержания сумммы щелочей, т. е. они в наибольшей степени близки гранитам интрузий именно центральной части региона, где они и формировались.

Соответствующие по кремнеземистости кристаллические сланцы "рамы" изученных автохтонных массивов относительно развивающихся по ним гнейсогранитоидам имеют пониженную глиноземистость, но содержания фемических компонентов и щелочность в них варьируют почти также. Это отражает характер преобразования и гранитизации сланцев, изначально имевших явно менее щелочной состав. С магматической же стадией эволюции автохтонных массивов связаны маломощные жилы гранитов и аплитов. При этом, РЯ] лейкогра-нито-гнейсы ^Ю2 = 72,97%), отобранные в стороне от Дырын-Юряхского массива, по щелочности относятся к высококалиевым образованиям нормального ряда со значениями Ка20/К20 ~ 1 (1,2), т. е. заметно отличаются от всех его гранитных фаций.

Геохимия. М2 магматические образования юго-восточной и центральной частей Станового хребта (несмотря на в среднем несколько различающуюся щелочность и т. д.) имеют близкие геохимические свойства. При этом, интрузивные и эффузивные разности соответствующей кремнеземистости и щелочности по аналогии с их петрохимией имеют и близкий микроэлементный состав. Некоторые отличия в них отмечено разве что по содержаниям Ы, В, W и Мо. Так, в сравнении с близкими по кремнеземистости лавами, средние содержания Ы в кварцевых диоритах и гранодиоритах обеих частей Становика в 1,5-2 раза ниже; в юго-восточной части региона концентрации Мо в гранитоидах кварцевый диорит-гранитного ряда в 2-5 раз выше; в центральной части региона содержания бора в ряду от кварцевых диоритов до гранодиоритов в 3-4 раза, а W (до лейкогранитов) - в 1,5-3 раза ниже. В тоже время, относительно соответствующих кларков по А. П. Виноградову все они характеризуются повышенными содержаниями Ва, РЬ и пониженными - КЪ. Кроме того, базальты и андезибазальты региона относительно их кларков имеют повышенные содержания 8г, Ве, 8п, В и пониженные -N1, Со; андезиты - повышенные содержания Мо, 8п, 2г, Юи пониженные - ЯЪ, Ве, Си, а породы дацит-риолитового при близкокларковых содержаниях Р, 2г, Сг, V, РЪ, 2п, Си, Аи характеризуются повышенными содержаниями N1, Мо, Юпри пониженных - ЯЪ, Ы, Ве, 8п.

По средним содержаниям К, Ка, N1, Со, Сг, V, 8п, РЪ гранитоиды юго-восточной и центральной частей Становика близки геохимическому типу палингенных гранитоидов из-вестково-щелочного ряда [Таусон, 1977] или гранит-гранодиоритовому геохимическому типу [Кузьмин и др., 1971]. По содержаниям же Ы, ЯЪ, Ве, 8п, Мо, 2п, Та, 2г и Юони близки и геохимическому типу известково-щелочных гранитоидов из андезитовых магм близмантий-ного зарождения [Таусон, 1977]. В тоже время, все они, в отличие от состава гранитоидов отмеченных типов, характеризуются заметно повышенными содержаниями Ва и 8г.

В Чильчинском массиве северо-западной части Становика содержания В, Ве, РЪ, 2п, Сг, N1, V, Nb, Та, Си, Мо в кварцевых монцонитах близки кларковым для "среднекислых" гранитоидов по А. П. Виноградову, Ы, ЯЪ, W и Со - понижены, а Р, 2г, Юи, особенно, Ва и 8г - повышены. По содержаниям К, Ве, 8п, РЪ, 2п, Та, 2г они близки геохимическому типу палингенных гранитоидов щелочного ряда, а по Ы, ЯЪ, Ва, 8г и N1, Со, Сг, V - геохимиче-

скому типу монцонитоидных гранитоидов латйтового ряда [Таусон, 1977]. В гранитах главной фазы этого же массива содержания Б, ЮЪ, РЪ, Ва, 8г, КЪ, 8п, 2п и Си близки кларковым для "кислых" гранитоидов, И, В, Ве, Сг, V и Та - несколько ниже, а N1, Со, 2г, Юи Мо - несколько выше. Эти граниты близки геохимическому типу палингенных гранитоидов щелочного ряда [Таусон, 1977], что может указывать на их генетическую связь с кварцевыми монцонитами.

В дифференциальных рядах как вулканических, так и плутонических образований Становика изменение концентраций большинства редких элементов в основном контролируется содержаниями кристаллохимически близких к ним петрогенных элементов. Все это указывает на преобладающую роль при кристаллизации родоначальных магм процесса кристал-лохимического рассеяния редких элементов в решетках породообразующих минералов [Тау-сон, 1977] и совсем незначительную способность магм к "эманационному" накоплению.

М2 автохтонные гнейсогранитоидные образования Становика по редкоэлементной составу близки как типично интрузивным образованиям соответствующих частей региона, так и вмещающим массив кристалическим сланцам, что указывает на их происхождение, промежуточное между этими образованиями. В тоже время, по составу они наиболее близки геохимическому типу ультраметаморфических гранитоидов по Л. В. Таусону [1977], хотя имеют и свою региональную специфику, выражающуюся в резко повышенных концентрациях Ва и 8г.

В полном соответствии с петрохимическими свойствами магматических пород Становика в них проявлена и зональность по распределению редких элементов с юго-востока на северо-запад, особо четко выявляющаяся по вулканитам. Так, вулканиты базальт- андези-базальтового ряда юго-восточной части Становика относительно их более северо-западных аналогов в среднем обеднены почти всей группой изученных микроэлементов (Ы, ЮЪ, N1, Со, Сг, Си, В, Б, Ве, 8п, РЪ и 2п), причем андезибазальты обеднены еще Ва, 8г. В андезитах через все зоны к северо-западу выявляется постепенное увеличение средних содержаний Ва, В, Б, в дацитах - Ве, в риодацитах - 8г, РЪ, а в риолитах - ЮЪ, Мо. При этом, в юго-восточной зоне Становика в андезитах проявлены минимальные средние содержания ЮЪ, Ва, 8г, В, Б, Си, "Г, Мо, РЪ и 2п, в дацитах - Ы, Ве, В, Си, "Г, Мо, РЪ, 2п, N1, Со, Сг, V, в риодацитах - Ы, 8г, РЪ, а в риолитах - ЮЪ, Мо и РЪ. На самом же востоке последней (гора Амагалас и хребет Талгыг) во всех вулканитах отмечается явный минимум по содержаниям ЮЪ и Ы, а в андезитах - 8г, N1, Сг и В. В тоже время, если кремнекислые интрузивные образования северозападной части Становика довольно близки по составу кремнекислым вулканитам региона вообще (хотя и выявлено некоторое обогащение лав бором, а также Мо, Ы, Си, 8п), то кварцевые монцониты Чильчинского массива этой же зоны заметно отличаются от андезитов ближайшего к востоку вулкана Тогунас в 2-3 раза более высокими содержаниями Ва, 8г, Б, Та, 2г, Ши в 2-6 раз более низкими - Ы, В, Мо,

Уровень содержаний суммы РЗЭ, включая иттрий (8иш ТЮ) в М2 магматических образованиях Становика меняется в весьма широких пределах от 58 до 450 г/т. Для всех пород отмечается весьма резкий наклон трендов распределения нормированных по хондриту содержаний РЗЭ, обусловленный значительным преобладанием группы легких лантаноидов над группой тяжелых (значения Ьа/УЪ изменяются от 13 до 104). К тому же, максимально обога-щеными РЗЭ могут быть как наиболее мафические, так и салические разности (особенно среди вулканитов). В тоже время, если первым в разной степени это свойственно всегда, то в последних не всегда и особенно редко риолитам и лейкогранитам. Соответственно, значения Ьа/УЪ в лейкогранитах по сравнению с таковыми в более меланократовых породах либо 1,5-2 раза уменьшаются (тренд нормированных содержаний РЗЭ выполаживается), либо остаются на том же уровне, либо до в 2-3 раза увеличиваются (тренд РЗЭ становится самым крутым).

Автохтонным гнейсогранитам по сравнению с гранитами и лейкогранитами интрузий региона могут быть свойственны минимальные содержания 8ишТЮ (47,6 г/т) и максимальные значения Ьа/УЪ = 162 (самый крутой и почти прямой тренд распределения РЗЭ)

Зональность по распределению РЗЭ в магматических породах Становика также выявляется, но не всегда отчетливо. Так, если наиболее меланократовые гранитоиды к северо-западу региона все более накапливают РЗЭ, то в вулканитах этого пока не выявлено. С другой стороны, если значения Ьа/УЪ (28-35) в гранитоидах (не учитывая аплиты) юго-восточной и центральной части Становика близки, а северо-западной части явно повышены, то в андезито-

базальтах и андезитах юго-восточной части региона эти значения обычно в —1,5 раза ниже, чем в таковых его центральной части (кроме лав р. Мульмуга, где эти значения максимальны).

Условия кристаллизации гранитоидов. В главных разновидностях Mz гранитои-дов Станового хребта были изучены главные породообразующие и некоторые акцессорные минералы (магнетит, сфен), по составу в основном соответствующие минералам близких типов гранитоидов других регионов [Ляхович, 1972,1973]. Макро- и микрокомпонентные свойства данных минералов использованы нами при оценке основных физико-химических параметров условий кристаллизации вмещающих их гранитоидов, в том числе с помощью часто применяемых в современной петрологии биотит-амфиболового [Панеях, Федорова, 1973] и биотитового [Wones, Eugster, 1965] геобарометров, биотит-амфиболового и КПШ- плагиокла-зового геотермометров [Перчук, 1970; Перчук, Александров, 1976]), а также диаграмм, оценивающих глубину становления гранитоидов [Перчук,Федькин, 1976] и такие параметры флюидного режима магматического процесса, как парциальное давление воды (Рфо) насыщенность расплава водой (Снго) [Broun, 1970; Рябчиков, 1975; Перчук и др., 1976] и фугитивность кислорода (foj) в них [Wones, Eugster, I965].

Соответственно полученным оценкам, автохтонные гнейсогранитоиды Дырын-Юряхского массива формировались при максимальных общих давлениях нагрузки (Робщ.) ~ б" 7 кбар на глубинах ~21 Км (абиссальная фация глубинности), при минимальных температурах (Т) ~ 600-<550°С и значениях f02 (10"18'0) в водонасыщенных условиях, где СнгО >12%.

Магматическая кристаллизация гнейсовидных монцонитов и кварцевых монцони-тов I интрузивной фазы Чильчинского массива происходила при Робщ.i= 3-4 кбар на глубинах 11 -14 км (мезоабиссальная фация глубинности). Т = 700-740°С, СЯгО = 5-8% и fo2 = 1(ГМ0'". Близкими параметрами условий кристаллизации характеризуются большая часть гранитоидов ГИФ Токско-Нуямского и части Тындинского массивов: Робщ. ~ 3,5 кбар на глубинах ~ 12,5км, Т= 680-750°С, СН20= 4,5-8,0% и f02 =IO*13-lO 14. При этом, крупнозернистым гнейсовидным диоритам и габбро-диоритам последнего свойственны максимальное Робщ. = 4,1 кбар на глубинах несколько >14 км, Т ~ 725°С, СН20= 6,5% и ft)2 =IO~l3'S.

Граниты главной фации Чильчинского массива кристаллизовались при наиболее низких температурах до 550-590°С и в условиях, достигающих насыщения водой. Параметры флюидного режима этих образований во многом близки параметрам кристаллизации автохтонных абиссальных гранитоидов Дырын- Юряхского массива, причем для кристаллизации интрузивных лейкогранитов в отличие от абиссальных гнейсог^анитоидов была свойственна обстановка весьма высокого кислородного потенциала (&)2=10 "МО'13,3 против 10* Учитывая же то, что формирование гранитов и кварцевых монцонитов Чильчинского массива было сближено во времени и в пространстве, первые из них можно также относить именно к ме-зоабиссальным образованиям (глубина — 11 км ).

Гранитоиды Дюпкойского, Олонгройского и части Тындинского массивов формировались при Роби.= 1-2,5 кбар на глубинах 5-8,5 км (птабиссальпая фация глубинности). Т = 750-825°С, Рн20 = 0,9-1,6 кбар, Сн20 =2,5-3,5%и fo2 = lO'^-lO''3'5.

Приповерхностные малые тела и дайки гранодиорит-порфиров в центральной части региона кристаллизовались из сухого расплава приРобщ!" кбар, Т~950°С и fc>2=10 10'3.

При этом, выявленное нами уменьшение содержаний Ab-составляющей и Ва, Sr при увеличении Rb в КПШ зерен основной массы относительно их вкрапленников в типично интрузивных гранитоидах Становика указывает на формирование вкрапленников при повышенной температуре, т. е. на более ранней и, следовательно, магматической стадии кристаллизации [Orvil, I960, 1963; Антипин и др., 1969; Антипин, 1975i,2; Ферштатер, Бородина, 1975]. Обратное же соотношение данных параметров в КПШ этих фаз автохтонных гнейсо-гранитоидов региона указывает на формирование вкрапленников при пониженной температуре, т. е. на наиболее поздней и, следовательно, метасоматической стадии кристаллизации.

Мафические шлировидные включения в гранитоидах интрузий юго-восточной и центральной частей Становика кристаллизовались при Робщ от 3,5 до 4,1 кбар на глубинах ме-зоабиссальной фации (12,5-14,0 км), Т - от 675 до >800 С, Сн20 - от 3,5 до 9,0% и Р112О - от 2,3 до 4.0 кбар при достаточно высоких величинах f02 (11,0-13,7). В тоже время, если значения

(несмотря на довольно большую их общую вариацию) во всех группах пара-генетически связанных пород включений и гранитоидов оказались близкими, то величины "Т" и "Р" кристаллизации близки только в небольшой части этих групп пород. В большинстве же этих групп значения давления (4,1 против 3,5 кбар) и температуры (соответственно >800-800 и 725 против 750 и 700 С) для включений оказались несколько выше, чем для вмещающих их гранитоидов (что следует и из анализа составов плагиоклазов в этих породах). Следовательно, совокупность свойств состава и условий кристаллизации данных включений в наибольшей степени соответствует тому, что большинство из них образовались при попадании высокотемпературной мафической магмы в менее нагретую кислую с последующим их взаимодействием при смешении (более детально это рассмотрено в главе 2).

Таким образом, количественная оценка условий кристаллизации Мг гранитоидов Станового хребта подтверждает геологическое предположение об их формировании в условиях различной щелочности и на различных глубинах (от абиссальных до приповерхностных).

Модели фракционирования магм. Варианты формирования разных по составу Мг магм Становика были оценены с позиции гипотезы их фракционной дифференциации в эволюционных рядах наиболее типичных образований как плутонических, так и вулканических серий. Гранитоиды исследовались на базе Тындинского массива центральной части региона (где эволюция пород от габбро до гранитов идет с накоплением щелочей), а также субщелочного Чильчинского массива (где эволюция пород от монцонитов до гранитов идет почти без накопления щелочей). В достаточной степени количественно это можно было сделать с помощью рассчета балансов масс основных компонентов в породах по мере удаления из них тех или иных комбинаций минералов с учетом, соответственно, среднего состава и количества всех имеющихся минералов в реальных породах. Для наиболее упрощенной оценки возможности фракционирования гранитоидных магм были использованы концентрации SiO2 и суммы щелочей, присутствующих во всех породообразующих минералах и, следовательно, наиболее четко отражающих эволюционные процессы в магмах. Кроме того, оценка возможностей эволюции магм региона проведена и по изменению в типовых рядах как плутонических, так и вулканических пород содержаний РЗЭ и Еи*-аномалии.

Соответственно было выявлено, что формирование дифференцированных серий Мг магматических образований Становика не могло происходить в результате только кристаллизационной дифференциации исходных мафических магм, и в большей степени салические магмы следует рассматривать как результат самостоятельных выплавок. Образование же магматических пород промежуточного состава может быть обусловлено ассимиляцией первичными магмами вмещающих пород, смешением салических и мафических магм и т. д..

Геохимия изотопов ЯЪ и Sг в гранитоидах. Для изотопной ИЪ^г характеристики гранитоидов Тындинского, Чильчинского и автохтонного Дырын-Юряхского массивов Ста-новика, примерно поровну для каждого, было использовано 29 проб: пород (15) и слагающих их минералов (14), в том числе биотитов (6), амфиболов (2) и КПШ (6).

Это позволило подтвердить поздне-Мг (109-130 млн лет) абсолютный возраст основных типов интрузивных гранитоидов, а также доказать практически идентичный с ними поздне-Мг (117-121 млн лет) возраст некоторых автохтонных гнейсогранитоидных массивов региона (на геологических картах отнесенных к РЯ1). При этом было выявлено, что значения параметров изотопного состава различающихся по кремнеземистости главных разновидностей гранитоидов этих массивов (а именно кварцевых диоритов, гранодиоритов и гранитов Тындинского и автохтонного Дырын-Юряхского массивов, кварцевых монцонитов и гранитов Чильчинского массива,) группируются не вдоль какой-либо соответствующей для каждого массива одной изохронной линии, а вдоль собственных (внутренних) изохрон, характерных для каждой отмеченной фазы и фации и фиксирующих очередность их формирования. Соответственно этому удалось установить, что

— возраст все более кремнекислых гранитоидов изученных массивов всегда более древний, и самые салические разности их главных фаз и фаций являются не самыми поздними (как часто фиксируется на картах), а самыми ранними образованиями или выплавками;

— среднекислые гранитоиды ГИФ изученных интрузий Становика не были сформированы в результате только кристаллизационной дифференциации каких либо более мафических магм, но произошли в результате либо смешения коровых салических магм и более поздних мантийных мафических магм (по большей мере), либо в результате различной степени ассимиляции этими гранитными магмами древнего мафического корового вещества;

— выявленная закономерная взаимозависимость значений параметров изотопного состава ЯЪ и 8г не только в различных минеральных фазах и вале каких-либо основных типов гранитоидов, но и в их наиболее кремнекислых разностях жильной серии (попавшие на соответствующие изохронные линии), служит подтверждением образования последних в результате кристаллизационной дифференциации первичных магм, в том числе и в автохтонных образованиях, находящихся в то время хотя бы частично в расплавленном состоянии;

— выявлено вполне четкое соответствие ЯЪ-8г и К-Аг возрастных цифр в наиболее кремнеземистых гранитоидах Становика, а их максимальное несоответствие - в наиболее ме-ланократовых гранитоидах. При этом, оценка возраста пород К-Аг методом никогда не приводила к их омоложению (обычно предполагаемое в отношении данных К-Аг геохронологии). Все это, скорее всего, свидетельствует о вполне хорошем качестве и применимости полученных нами К-Аг датировок (уточняющих возрастные границы магматизма), а также подтверждает полигенность формирования изученных гранитоидов региона К тому же, сходные Мг цифры К-Аг возраста, полученные по биотиту для кристаллических сланцев и гнейсов «рамы» изученных гранитоидных массивов, а также смежных районов [Геохронология докембрия..., 1968; Антонов, 1979], указывающие на «омоложение» древних пород, позволяют предполагать их перекристаллизацию в мезозое вплоть до полного переплавления;

— учитывая довольно значительную вариацию значений первичного отношения 878г/868г [1(0)8г] в гранитоидах изученных массивов Становика (от <0,7066 до 0,7080), следует предполагать достаточно высокую степень вещественной неоднородности и магм, из которых формировались данные гранитоиды, и их магмогенерирующего субстрата. С другой стороны, интервалы значений в гранитоидах этих массивов практически идентичны. Это указывает на то, что коровый субстрат, генерирующий Мх гранитоиды всех фаций глубинности, был практически один и тот же. Низкие же значения первичного отношения "вг/8 вг в изученных гранитоидах Становика связаны, по-видимому, с первичным составом древних гранат- содержащих вмещающих пород, большая часть которых изначально соответствовала низкощелочным вулканитам соответствующего вулканогенно-осадочного комплекса [Геологическое строение..., 1986]. Здесь же заметим, что к моменту выплавления Мг магм этот низкощелочной субстрат скорее всего приобрел свойства достаточно высокощелочного [Балашов, 1976; Антонов, 1998] в результате его значительной гранитизации при взаимодействии с потоками мантийных высокощелочных флюидов, а также характерных для всего региона близковозра-стных высокощелочных базальтовых магм.

К вопросу о зарождении и эволюции позднемезозойского магматизма Станового хребта.

Как показало исследование, по петрохимическим свойствам многие Мг магматические образования Станового хребта близки Мг и Кг вулканитам внутриконтинентальных риф-товых зон смежных районов Забайкалья, активных континентальных окраин, а так же Курильских островных гряд, что указывает на близкие условия выплавления их родоначальных магм.

С другой стороны, по повышенным содержаниям большой группы литофильных и летучих микроэлементов (Ва, 8г, Р, Ы, Ве, 8п, РЪ, Nb, Та, 2г, Щ суммы РЗЭ) и значениям Ьа/УЪ отношения при пониженных содержаниях бора, Мг вулканиты Становика в максимальной степени отличаются от соответствующих по щелочности и кремнеземистости четвертичных вулканитов островных дуг, в меньшей степени - от вулканитов активных континентальных окраин [Кузьмин, Антипин, 1982] и минимально - от Мг рифтогенных шошонит- латито-вых серий смежных внутриконтинентальных областей Восточного Забайкалья [Таусон и др., 1984]. По концентрациям В, Mg, N1, Сг, забайкальские базальты наиболее близки наименее магнезиальным базальтам юго-восточной части Становика, а по содержанию суммы щелочей, К20, А1203, Ш>, Р, Ве, 7л „ РЬ - к наиболее щелочным базальтам северо-западной части того

же региона. Кроме того, несмотря на некоторые отличия по кремнеземистости и т. д., многие наименее кремнеземистые субщелочные Мг базальты Становика по составу в значительной степени приближаются к рифтогенным Кг базальтам типичной щелочной ассоциации того же региона (р. Ток). Так, почти все тренды содержаний макро- и большей части микрокомпонентов в полных рядах Мг вулканитов центральной части Становика, особенно по концентрациям Бе, Mg, Са (отчасти А1 и Т1), а также ЮЪ, Ва, 8г, В, Ве, 8п, РЪ, N1, Сг, V, легко интерполируются прямо в область составов этих Кг базальтов, и последние вполне могут рассматриваться в качестве аналогов самых ранних первичных высокощелочных Мг магм этого же региона (а также и рифтогенных структур Забайкалья). Соответственно, высококремнеземистые Мг базальты, также как и значительная часть все менее мафических магматических образований Становика, в соответствующей степени могут являться продуктами смешения этих первичных мантийных магм с коровыми, и все магматические образования этого региона могут отражать проявление здесь в разное время именно рифтогенных процессов.

При этом, судя по различиям редкоэлементного состава магматических образований, сформированных в различных геодинамических обстановках, можно полагать и то, что они обусловлены различиями в составе субстрата, генерирующего первичные магмы. Соответственно, состав субстрата для Мг магм Станового хребта скорее всего был более обогащен литофильными редкими элементами, чем для окраинноконтинентальных и, особенно, остро-водужных магм, но весьма близким для внутриконтинентальных магм смежного Забайкалья.

Если предполагать выплавление близких по составу салических магм Становика в результате воздействия на соответствующие уровни земной коры поднимающихся с глубин крупных масс мафических магм, то очевидно, оно не могло происходить за счет близкого по времени подъема заметно различающихся по щелочности магм (так как это привело бы к различным по составу салическим выплавкам). Соответственно, на ранней и главной стадии Мг магматизма Становика состав мафических магм скорее всего был близок по щелочности и (учитывая высокую обогащенность салических магм редкими элементами) приближался по составу именно к щелочным образованиям. Проявление же на востоке региона низкощелочных базальтов скорее всего связано с более высокой степенью частичного плавления глубинного субстрата на поздних этапах магмообразования. В силу незначительности объемов, они почти не повлияли (или повлияли слабо) на средний состав его коровых салических выплавок. В этом случае, учитывая данные о двух поздне-мезозойских циклах магматизма Становика [Левин, 1989], можно полагать, что данные низкощелочные базальты, расположенные к тому же среди наиболее молодых гранитоидов Ираканского комплекса, должны быть моложе, чем более щелочные базальты остальных участков того же региона.

К этому же добавим, что близкое по времени формирование щелочных базальтовых магм в такой крупной линейной структуре, какой является магматический пояс Станового хребта, вряд ли было бы возможно без мощной декомпрессии его глубинных частей. Это, вместе с угловым расположением данного пояса по отношению к Монголо-Охотскому линеа-менту и спецификой его вещественной зональности, находится в противоречии с нашими более ранними заключениями по геодинамике этого региона с субдукционных позиций плито-вой тектоники [Антонов, 1979, 1984; Кузьмин, Антонов, 1980]. При этом, весь комплекс имеющихся геологических и петролого-геохимических данных по магматизму Становика на наш взгляд в максимальной степени соответствует именно рифтогенной модели геодинамики структур, возникших по мере внедрения в земную кору мантийных диапиров разогретого разуплотненного вещества, и из которых по мере их подъема выплавляется все большее количество все менее щелочных базитовых магм [Альмухамедов и др., 1985]. Именно эти диапиры, а также выплавленные из них магмы и являются главными тепловыми и флюидными источниками, в различной степени вызывающими преобразование и плавление вышележащих толщ, включая выплавку коровых салических магм. Соответственно, генетическая интерпретация рассмотренного здесь материала (обобщенного на рисунке 1) на наш взгляд позволяет в значительной степени расширить представления о геодинамике данной модели.

Так, по мере воздымания мантийных диапиров по простиранию Становика сначала повсеместно начали выплавляться базальтоидные магмы скорее всего щелочного и субщелочного состава, а затем, в восточных частях региона (где участок одного и того же диапира или

просто другой диапир поднялся на максимальную высоту) - и соответствующего низкощелочного состава. Поднимаясь до соответствующих высоких уровней, эта диапиры, а также генерируемые ими мафические магмы на глубинах земной коры сначала повсеместно приводили к флюидному метасоматическому преобразованию изначально весьма деплетированных древних метаморфических и магматических формаций, а затем к выплавлению значительных объемов близких, а затем и несколько отличающихся по составу салических магм (начавшемуся с уровней гранулитовой фации, ~ 20 км). Последующее взаимодействие и смешение этих салических магм с диапировыми базитовыми магмами привело к образованию множества мелких штоков, малых тел и даже небольших лавовых излияний кремнекислого состава, а также к весьма крупным извержениям андезитовых лав. Оно же обусловило и появление по региону латеральной зональности по составам магматических пород. При этом, на все меньших глубинах выплавление салических магм происходило быстрее и более полно в силу уменьшения там литостатического давления, приводящего к все большему нагреванию вмещающих толщ вплоть до их перегрева и плавления. Кристаллизация же этих магм приводила к появлению все более быстро кристаллизовавшихся мелкозернистых фаций гранитоидов. В тоже время, максимум формирования коровых салических магм приходился, конечно, на осевые области воздымания мантийных диапиров, где энергетическое воздействие было максимальным. Соответственно, в коровых областях, удаляющихся от оси диапира, все больше формировались уже не типичные интрузивные образования, а неперемещенные автохтонные гнейсогранитои-ды (типа изученых в Дырын-Юряхском и Чубачинском массивах), в которых процент подвергшегося плавлению вещества все уменьшался.

Среди главных причин столь громадного распространения в пределах Становика Мг салических магматических образований, отсутствующих в Кг время, прежде всего можно выделить две. Так, это может быть обусловлено весьма широким развитием в пределах земной коры данной территории древних гранитизированных метаморфических толщ и грани-тоидов, наиболее легко и быстро поддающихся плавлению и переплавлению. С другой стороны, это же может объясняться и более низкой скоростью подъема мантийного диапира в мезозое, чем в кайнозое, а следовательно, гораздо более длительным временем его воздействия на вещество коры. При этом, именно первая причина, скорее всего, обусловила столь редкое проявление по региону базальтов, т. к. весьма крупные объемы салических выплавок должны представлять серьёзное препятствие для выхода на поверхность первичных базитовых магм.

Здесь же необходимо добавить, что принятая "диапировая" модель геодинамики магматизма Станового хребта, пока не дает ответа на то, почему первичные базитовые магмы близкой щелочности часто столь отличаются по редкоэлементному составу в различных регионах. Это специально рассмотрено в заключительной главе предлагаемой работы.

Рудная специализация и потенциальная рудоносность мезозойских магматических образований Станового хребта

В пределах Становика промышленные месторождения представлены россыпями Аи, но выявлено и много проявлений черных, цветных и редких металлов, слюды, хрусталя и т.д.. Оруденение сопутствует всем этапам развития региона, но с максимумом в Мг-Кг время. С учетом главных геохимических признаков потенциальной рудоносности магм [Таусон и др., 1968, 1976, 19771, применим данные наших исследований к оценке рудной специализации и потенциальной рудоносности Мг магматических образований Становика.

Так, высокие температуры, максимальные значения активности кислорода, хлористая специфика летучих (при низких содержаниях фтора) позволяет отнести весь комплекс изученных магматических образований Станового хребта к потенциально рудоносным на Аи, Мо, а также Си, РЪ и 2п . При этом, геохимическая зональность в магматических породах по простиранию Становика показывает, что двигаясь все далее на северо-запад вся их ассоциация в среднем становится все более специализированной в отношении таких рудных элементов как Ы, ЯЪ, Мо, РЪ, причем их базальт-дацитовая и диорит-гранодиоритовая совокупности - еще и в отношении Си, Sn, Ве, 2п.

Общая же геодинамика рудно-магматического процесса в данном регионе (с учетом

СЗ часть региона

ЮВ часть региона

Рис. 1. Схема позднемезозойской геодинамики северо-западной (А) и юго-посточной (Б) частей Станового

хребта по южному обрамлению Алданского щита.

I - граница земной коры; 2 - зоны частичного плавления мантийного диапира; 3 - выплавки высокощелочных мафических магм; 4 — выплавки низкощелочных мафических магм; 5 - предполагаемая степень частичного плавления исходного вещества; 6 - тектонические зоны, сопутствующие растяжению; 7 - ориентировка растягивающих напряжений; 8 - направление движения мантийного диапира, флюидов и магмогенерирующей области; 9 - излившиеся базальты и вулканические постройки; 10-12 - области выплавок коровых салических магм и их консолидации в виде гранитоидов разной степени зернистости, т.е. относительно крупнозернистых (10), среднезернистых (11) и мелкозернистых (12) разностей; 13 -области формирование массивов автохтонных гранитоидов.

ее "диапировой" модели) на наш взгляд выглядит следующим образом.

Отделяющиеся от воздымающегося мантийного диапира флюиды и магмы скорее всего являются и основными источниками характерных для региона рудных металлов (прежде всего Аи, Мо, Си). При этом, проявления низкощелочных магм в районах наибольшего воз-дымания диапира центральной и прежде всего юго-восточной частей Становика обусловливали в большей степени их Аи-рудную специализацию, а появление высокощелочных магм в районе минимального воздымакия диапира на северо-западе региона приводило по большей мере к их рудной специализации на Мо и другие рудные элементы, характерные для наиболее обогащенных щелочных мафических, магм. Естественно, что отмеченные типы глубинных рудонесущих флюидов и магм проникали в земную кору по всему комплексу разномасштабных разрывных нарушений, которые и контролировали образование различных рудопроявле-ний. Продвигаясь по разломам, они взаимодействовали с гранитоидными расплавами той или иной части крупных магматических камер и обогащали его рудными компонентами, что могло повторяться неоднократно. Последующее же вскипание гранитоидного расплава (за счет его взаимодействия с более горячей базальтоидной магмой) заставляло его подниматься вверх, приводя к формированию штокообразных интрузий, а также стимулировало в нем эма-национные процессы, которые должны были протекать здесь наиболее интенсивно. Соответственно, насыщенная рудным веществом газовая фаза штокообразных интрузий легко поднималась вверх и обогащала собой их апикальные зоны, нередко формируя рудопроявления.

К этому добавим, что активно отделяющиеся газы и растворы по мере эволюции как мафических, так и салических магм могли по ходу своего движения продолжать обогащаться экстрагируемым рудным веществом и из древних коровых толщ. Соответственно, происхождение последних именно из низкощелочных и обычно специализированных на золото древних вулканических толщ, может рассматриваться как дополнительная причина высокой Аи-рудной специализации данного региона.

В заключение подытожим главные результаты главы, из которых следует, что мезозойские магматические образования одного из крупнейших в Азии магматического пояса Станового хребта формировались в самых различных фациях глубинности, от абиссальных автохтонных (~ 20 км) до поверхностных. К тому же, близкие по щелочности и кремяеземи-стости вулканические и интрузивные образования, а также шлировидные включения в грани-тоидах были сформированы из одних и тех же соответствующих по составу магм. По простиранию Становика большинство салических магматических образований по составу почти не изменяются, а мафические образования варьируют весьма значительно и прежде всего на юго-востоке региона. В средних составах пород это выражается постепенным увеличением их общей щелочности и калиевости по мере их распространения к северо-западу. При этом, не только мафические магмы, но и большая часть салических являются здесь продуктами самостоятельных выплавок, а большая часть-магматических образований промежуточного средне-кислого состава сформировалась в результате разной степени смешения контрастных по составу магм, т.е. коровых салических и скорее всего верхнемантийных базитовых.

ГЛАВА 5

ГЕОХИМИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ФАНЕРОЗОЙСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ, РАЗЛИЧНЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ МАГМАТИЗМА И МАНТИЙНЫЙ ДИАПИРИЗМ

Как следует из полученных результатов детального петролого- геохимического исследования магматических пород крупнейших «модельных» регионов Мг-Кг магматизма Земли на примере Курильской ОД и Станового хребта по южному обрамлению Сибирской платформы, сформированных как на окраине, так и внутри континента, интерпретация возникновения и эволюции магматизма в них с позиций наиболее используемой сейчас плейт-мобилистической теории выявила значительное количество сложностей и противоречий. Главной же сложностью оказалось то, что ни вариации состава магматических пород, ни отчетливая по ним геохимическая зональность в различных структурах не могут служить универсальным критериями отнесения их формирования к таким контрастным обстановкам как рифтогенез или субдукционное сжатие. В тоже время мы показали, что геодинамика обеих

зз

этих сложнейших «модельных» структур, хотя и с разной убедительностью, может объясняться и с других позиций и прежде всего с единых позиций теории «мантийного диапиризма». При этом мы вынуждены отметить, что на базе представленных здесь материалов нам пока так и не удалось объяснить причины проявления в изученных регионах отчетливой редкоэле-ментной специфики магматических образований.

Соответственно, причина эволюционных различий этих структур оказалась недостаточно ясной и стало очевидным, что для ее понимания необходимы более крупномасштабные сопоставления и обобщения. Для этого полученные нами материалы, и прежде всего по петрологии и геохимии магматических образований, с той же целью были использованы в единой схеме с литературными данными по другим (>50) регионам фанерозойского магматизма, включая смежные с изученными (т. е. Восточной Сибири, Монголии, Дальнего Востока и Тихого океана с его восточным обрамлением), развивавшихся в самых различных геодинамических обстановках Земли [Антонов, 2002]. Заметим, что возможность для подобного исследования появилась совсем недавно, т. к. ранее отсутствовала представительная геохимическая информация по продуктам магматизма большинства типовых регионов мира. При этом, мы, конечно, отдаем себе отчет, что это будет далеко не самое полное сопоставление, требующее ещё более обширного исследования, невозможного в рамках предлагаемой работы.

В ходе нашего исследования использовались опубликованные данные по другим Kz островодужным системам, таким как Камчатская [Флеров, Колосков, 1976; Леглер, 1977; Волынец, 1993; Перепелов, 1989], Алеутская [Цветков, 1990], Новогибридская, Фиджи и Тонга [Говоров и др., 1996], а также таким окраинноконтинентальным структурам как Mz-Kz Охотско-Чукотская [Полин, Молл-Столкап, 1999] и Андийская на западе Южной Америки [Dostal et al., 1977; Kontak et al., 1984; Hickey et al., 1986; Hickey-Vargas et al., 1989; Munoz et al., 1989; Stern et al., 1990], включая Kz структуру Каскадных гор запада Северной Америки [ -ghes, Taylor, 1986; Hughes, 1990; Lecman et al., 1990] и т. д., для которых часто предполагается генезис в связи с «субдукционными процессами».

Магматические образования остальных регионов рассмотрены здесь как продукты 5 типов "рифтогенных" структур в соответствии с недавними плейт-мобилистическими классификациями [Ярмолюк, Коваленко, 1991; Волынец, 1993; Колосков, 1997 и др.].

1) Внутриокеанические и внутриконтинентальные рифты, расположенные в пределах литосферных плит и не связанные с их деструктивными границами.. В первом случае в нашем рассмотрении к ним относятся прежде всего Восточно-Тихоокеанское поднятие [Говоров и др., 1996], а во-втором - одни из наиболее типичных Kz Восточно-Африканская [Белоусов и др., 1974; Barberi et al., 1975; Альмухамедов и др., 1985; Кузьмин, 1985] и Байкальская рифтовые системы вместе с Pz и Mz структурами проявления кимберлитового магматизма на Сибирской платформе [Илупин и др., 1978; Никишов, 1984; Кимберлиты и...., 1994] и Mz рифтовой системой Алданского щита [Кануков и др., 1991; Владыкин, 1997; Корнилова, 1997], а также Mz-Kz рифтогенные структуры в центральной и восточной частях Южной Америки [Kontak et al., 1984; Stem et al., 1990] и разновозрастные структуры проявления кимберлитового и лампроитового магматизма Австралии [Джейкс и др., 1989]. В пределах Байкальской системы [Багдасарьян и др., 1981] нами рассмотрены Kz магматические образования Джидинской зоны [Кононова и др., 1987], включая хребет Камар [Дриль, Антипин, 1994], а также Удоканской [Ступак, 1987; Рассказов, 1993], Витимской [Гладких, Пятенко, 1975], Хан-гайской структур и плато Дариганга [Кононова и др., 1987] как в России, так и в Монголии.

2) Рифты в зонах континентальной коллизии. Примерами их могут служить Kz рифты Альпийско-Гималайского пояса, а также рассмотренные нами здесь поздне-Mz рифто-генные структуры Забайкалья и северной Монголии. В пределах последних нами рассмотрены магматические образования Нерча-Ингодинской зоны Юго-Восточного Забайкалья (Ингодин-ская, Усуглинская и Кыкеро-Акиминская впадины [Казимировский, 1996]), Мулинской, Ша-доронской, Александровско-Заводской и Торейской впадин Восточного Забайкалья, а также Батноровской впадины МНР [Первов и др., 1987; Первов, 1988]. По аналогии с последними сюда же можпо отнести и поздне-Mz пКрячпвят.» Гтипипт vpi-Дтя У ппппбнпму типу часто относят и структуры, в которых формировали ьйрСпНАЩМШДвКМ&Рг и Декана в Индии [Гладких и др., 1983, 1984; Золотухин, Альмух медоврКВЛринЦфАамедф, Золотухин, 1991],

СПетербург 1 \ . 03 !09 «т t

а также Kz магматические образования Восточного Сихотэ-Алиня [Мартынов, 1995,1997].

3) Рифты на активных континентальных окраинах, сформированных в процессе субдукции океанической плиты под континентальную с последующим «захоронением» на глубине действующей срединно-океанической рифтовой зоны («рассеянный рифт»"). К ним относятся рифтовые системы современных окраин Северной Америки, включая п-ов Калифорнию [Saunders et al., 1987], центральную Сьерра-Неваду [Van Kooten, 1980] и Провинцию бассейнов и хребтов с рифтом Рио-Гранде [Lipman, 1969; Leeman, 1970, 1974; Best, Brimhall, 1974; Basaltic volcanism...., 1981] и плато Снейк Ривер [Leeman, Vitaliano, 1976; Leeman et al., 1976; Dungan et al., 1986]. Сюда же нередко относят Pz и ранне-Mz рифты Южной Монголии.

4) В пределах активных континентальных окраин выявлена и другая группа рифто-генных структур, происхождение которых с позиций плейт-тектоники не достаточно ясно. Так, по всей территории Востока Азии и часто непосредственно среди так называемых типичных островодужных вулканитов проявляются магматические образования, имеющие явно отличный от них состав (прежде всего высокотитанистый и наиболее щелочной). В настоящее время они часто выделяются в группу внутриплитных рифтогенных зон континентальных окраин [Волынец, 1993; Колосков, 1997], происхождение которых с какой-либо «захороненной» рифтовой зоной явно не просматривается. Следуя А. В. Колоскову [1997], в данных регионах проявления вулканизма имеют зональный характер с 3-мя зонами: а) тыловой зоной окраинного рифтогенеза; б) промежуточной зоной с вулканитами рифтогенного и островодужного типа и в) фронтальной зоной активного островодужного вулканизма. К тому же в пределах этих окраинных зон могут существовать и структуры, аналоги рифтогенных, проявленные поперек всей зональности с соответствующим аномально подщелоченным вулканизмом. Некоторыми исследователями [Мартынов, 1997] смысл этой зональности связывается с субдукци-ей под континент соответствующих «нестандартных» по размеру горных цепей и т.д.. Базальты некоторых из этих структур, а именно Центральной и Западной Камчатки [Волынец и др., 1984, 1986, 1987, 1993; Флеров, Колосков, 1976], Чукотки [Колосков и др., 1992; Колосков, 1997; Федоров и др., 1993; Полин, Молл-Столкап, 1999] и Вьетнама [Колосков, 1997] нами также здесь рассмотрены. Здесь же добавим, что к отмеченным выше структурам типа «тыловой зоны окраинного рифтогенеза» скорее всего относятся и типичные структуры "задуго-вых" или окраинных морей, рассмотренные нами на примере морей Лау (островная дуга Тонга), Вудларк и т. д. [Зоненшайн и др., 1995; Говоров и др., 1996].

5) В качестве последнего - реперного типа структур совершенно необходимо учесть и структуры океанических ОСТРОВОВ, также имеющих все признаки рифтогенных образований, но магматизм в которых, по мнению сторонников теории плейт-мобилизма, обусловлен влиянием «горячих точек». В данной работе рассмотрены составы магматических образований подобных наиболее типичных структур океанов. В пределах Тихого океана это вулканиты поздний мел - раннекайнозойских структур Лайн и Императорского хребта и позднекай-нозойской Гавайской системы [Sen, Presnall, 1986; Sen, 1988; Говоров и др, 1996], сближенной с последней. В пределах Атлантического океапа - это структура Исландии [Nicholson, Latin, 1992; Jonasson ct al., 1992; Furman et al., 1992]. Особо отметим, что к настоящему времени уже многие исследователи (например Ю. М. Пузанков, 1999) к обстановкам «горячих точек» относят и все выше перечисленные «рифтогенные» обстановки (т. е. не только «внутришштные», но и проявленные на «деструктивных границах плит»).

Петролого-геохимическая типизация магматических образований основных типов структур фанерозойской магматической активности Земли

Основные результаты нашего петролого-геохимического исследования наиболее наглядно можно охарактеризовать с помощью анализа особенностей проявления в пределах рассмотренных структур всего ряда магматических пород по кремнеземистости и т. д., а также по их различной насыщенности некогерентными элементами. В связи с этим заметим, что оценка составов магматических образований часто была сопряжена с большими трудностями, ввиду до сих пор имеющегося в литературе тесьма значительного дефицита необходимых для глубокого сопоставления геохимических данных. Здесь же подчеркнем, что наше исследова-

нис исходило из того, что во всех типах структур магматизм может проявляться в течении как одного, так и нескольких возрастных циклов, во время каждого из которых может наблюдаться различное соотношение объемов и состава как базальтов, так и все более кремнекислых магматических образований разной щелочности и т. д.. Это позволяет все их сравнивать не только по отдельности, но и совместно.

Базальты и базальтоиды. В соответствии с мнением большинства исследователей для интерпретации параметров геодинамики и магматизма регионов использовались прежде всего базальты, так как они характеризуются наибольшей распространенностью, приближено-стью составов к первичным выплавкам, а также способностью переплавлять вмещающие породы и формировать более поздние салические магмы, с которыми они могут в различной степени взаимодействовать. Кроме того, для полноты оценки параметров эволюции различных структур здесь же нами были рассмотрены составы некоторых типов щелочных базаль-тоидов и ультраосновных пород, прежде всего лампроитов и кимберлитов, которые на определенных этапах эволюции ряда огромных территорий могут являться наиболее характерными магматическими образованиями, но их генезис и степень связи с базальтовыми выплавками «классического» щелочного состава до сих пор является дискуссионным.

Как показало наше исследование, по мере деятельности магматических процессов в рамках единого возрастного цикла достаточно развитых структур всех типов выявляется целая серия их общих свойств, важнейшими из которых являются: а) в различной степени проявление в них совокупности и высокощелочных, и низкощелочных серий базальтов близкой кремнеземистости (включая и их промежуточные разности); б) самые ранние образования в основном соответствуют наиболее высокощелочным базитовым магмам (что не всегда является доказанным для островодужных структур, но явно следует из данных по магматизму подобной структуры на Камчатке [Волынец, 1993; Перепелов, 1989]); в) минимальный объем базальтов в регионах с достаточным проявлением их полного ряда по щелочности соответствует именно щелочным разностям, а максимальный - самым низкощелочным толеитам на фоне все увеличивающегося растрескивания земной коры; г) в высокощелочных базальтах обычно обнаруживается одинаковый набор ксенолитов гипербазитов.

С другой стороны, как известно, геоморфология различных типов магматических структур и распределение некогерентных элементов в их магматических образованиях часто весьма различны. Последнее особо наглядно следует из результатов нашей детальной геохимической типизации магматических пород, полученных с помощью широко используемых сейчас «спайдер-диаграмм» (рис. 2), где реальные тренды нормированных по первичной мантии [Wood, 1979] составов базитов сопоставлены с лишенными аномалий «эталонными» трендами составов максимально насыщенных всеми некогерентными элементами щелочных базальтов современных "горячих точек" океанов (тренд OIB), сформировавшихся из «обогащенной» мантии, а также минимально- и средненасыщенных низкощелочных базальтов сре-динно- океанических хребтов, сформированных из соответственно «деплетированной» и "неистощенной" маптии (N-MORB и E-MORB). Подчеркнем, что происхождение структур с «эталонными» базальтами сейчас почти всеми (т. е. не зависимо от того, какой парадигмы они придерживаются) принимается в связи с именно мантийным диапиризмом. При этом было четко выявлено, что микроэлементный состав базитов рассмотренных нами структур может как соответствовать, так и не соответствовать выбранным эталонным составам. В тоже время, в композиционных трендах базальтов различной щелочности конкретных регионов практически повсеместно отмечается принцип их относительной «параллельности» при обогащении пород щелочами и некогерентными элементами, что еще раз указывает на возможность сопоставления этих образований именно по их «региональным» ассоциациям.

Так, среди ассоциаций базальтов различной щелочности изученных структур нами выявлено 2 основных геохимических типа, составы которых обобщены на рисунке 2.

1. К первому геохимическому типу ассоциаций базальтов относятся те, все тренды которых на «спайдер-диаграммах» оказались параллельными «эталонным». При этом, по степени насыщенности некогерентными элементами в этих базальтах наблюдается настолько существенная градация, что их удобно подразделить по крайней мере еще на 2 группы.

- В первую или «начальную» геохимическую группу этого типа следует выделить ассоциации базальтов, у которых тренды «инициальных» щелочных разностей практически совпадают с линией «эталонного» тренда 01В, а тренды субщелочных базальтов располагаются ниже. Характерно, что в эту группу попали составы только самых низкокремнеземистых и именно поздне-Кг щелочных базальтов, причем и «типичных внутриокеанических горячих точек» типа Гавайской, и окраинноконтинентальных рифто генных структур, включая Чукотку, Вьетнам, запад Южной Америки, море Лау, и внутриконтинентальных рифтов Байкало-Становой зоны, включая Становой хребет. Кроме того, сюда же попали позднекайнозойские субщелочные щелочно-оливиновые базальты Центральной Камчатки и некоторые подобные образования Восточно-Тихоокеанского поднятия, где щелочные разности пока не выявлены.

- Ко второй геохимической группе ассоциаций базальтов можно отнести все остальные их ассоциации этого типа, у которых тренды их «инициальных» щелочных базальтов в различной степени располагаются выше «эталонной» линии ОШ, а тренды субщелочных базальтов доходят (а иногда и превышают) эту линию. Эти «обогащенные» базальты обычно также развиты в типично «рифтогенных» структурах, но по большей мере в более древних, в том числе K-Pg тихоокеанских "горячих" точках Лайн и Императорского хребта, Р-Т траппах Восточной Сибири, Mz-Pg структурах Байкало-Становой зоны, Чукотки, самой ранней Pg3-N1 стадии Восточно-Африканского рифта. В тоже время, базальты этой же группы иногда проявлены и в молодых структурах, например, в позднекайнозойских структурах Исландии, о-ва Пасхи на трансформном разломе Восточно-Тихоокеанского поднятия, Восточного Сихотэ-Алиня, запада Северной Америки, включая Каскадные горы и Западной Камчатки (миоценовые «внутриплитные» щелочные базальты). Особо отметим, что в эту же группу попали и обычно максимально обогащенные некогерентными элементами лампронты (рис. 2) и кимберлиты мира, сопоставление которых с базальтами было проведено после перерасчета их составов (т. е. с вычетом из них содержания летучей фазы, в сумме достигающей > 20%).

2. Второй геохимический тип ассоциаций базальтов (рис. 2) по сравнению с аналогичными по щелочности базальтами «эталонных» структур в основном характеризуется заметной обедненностью некогерентными элементами. Это выражается в общем угловом отклонении их трендов составов от «эталонных», причем для субщелочных базальтов в области содержаний К, ЯЬ, Ва они лежат обычно выше линии 01В, а вся оставшаяся часть трендов в основном расположена ниже линии 01В. Все эти образования соответствуют низкотитанистым образованиям с ^-минимумом и 8г-максимумом, наиболее четко выраженными в низкощелочных базитах и слабо - в субщелочных. Особо отметим, что в данных ассоциациях оказались лишь субщелочные и низкощелочные базальты, т. е. без щелочных разностей, причем изменение их щелочности обычно ассоциируется с проявлением четкой однонаправленной зональности, отсутствующей по базальтам 1-го геохимического типа.

Характерно, что базальты 2-го геохимического типа обычно развиты именно в Мг-Кг окраинноконтинентальных структурах с наклонными сейсмофокальными зонами, включая большинство островных дуг, что обусловило их нередкое выделение в качестве специфичной «островодужной» ассоциации. Особо же здесь отметим, что в самых тыловых частях этих структур, например Кг континентальной окраины Южной Америки, а также в пределах разных циклов «островодужного» магматизма Западной и Центральной Камчатки на самых ранних их стадиях совместно с типично «островодужными» субщелочными разностями (т. е. 2-го геохимического типа) в качестве наиболее ранних «инициальных» фаций также проявлены типичные щелочные и субщелочные «рифтогенные» базальты 1-го геохимического типа и промежуточные образования двух геохимических типов. Таким образом, здесь в пределах единых возрастных циклов формировался комплекс базальтов обоих геохимических типов с общей для всех структур последовательностью излияния, но с постепенным изменением состава (например, уменьшением их щелочности) от самых тыловых зон магматизма к фронтальным. К этому добавим, что субщелочные базальты, промежуточные по составу между типично «рифтогенными» и «островодужными» иногда проявляются и в линейных зонах, пересекающих область типичных ОД образований с их характерной вещественной зональностью (Малко-Петропавловская зона на Камчатке [Перепелов, 1989], поперечные зоны Аландская и

Буссоль в пределах Курильской ОД).

Кроме того, в некоторых островных дугах, например Pg-Q Алеутской, во время соответствующих циклов магматизма отмечается близковременное проявление и высоко-, и низкощелочных базальтов не одного, а двух геохимических типов без достаточно четкой вещественной зональности. Примерно близкая ситуация выявляется и в некоторых структурах окраинных морей островных дуг, например Новогибридской.

В различной степени свойства «островодужных» базальтов, а именно наличие в них отчетливых ^-минимумов и 8г-максимумов с "аномальным" их обогащением К, ЯЪ, Ва, иногда фиксируются в составе базальтов и «рифтогенных» структур. Так, в ряду высокощелочных образований четкие МЪ-минимумы проявлены во всех Мг базальтах Восточного Забайкалья и Становика, некоторых Р-Т траппах Сибирской платформы, а также в Мг лампрои-тах и кимберлитах Сибири (что является их заметным отличительным признаком от подобных образований Австралии, рис. 2). В ряду низкощелочных образований МЪ-минимум выявлен во многих Y-Pg траппах Деканского нагорья, а 8 г- максимум - в некоторых Кг базальтах Восточного Сихотэ-Алиня. При этом, в Маймеча-Котуйской трашювой провинции Восточной Сибири Р-Т низкощелочные базальты в отличие от высокощелочных могут не иметь Ва- максимума, а в Норильском районе, как и в траппах Декана - этот максимум может быть достаточно резким. В Восточном Сихотэ-Алине Кг "нормальнообогащенные" субщелочные базальты Нэльминского плато сосуществуют с низкощелочными базальтами с весьма близкой конфигурацией их трендов состава, но имеющих аномально повышенные содержания Ва и ЯЪ.

Высоко- и среднекремнеземистые магматические образования в большинстве изученных структур в различной степени развиты вместе с близковозрастными базитовыми магмами. При этом, отсутствие их на земной поверхности выявлено только на поздне-Кг этапе эволюции Байкало-Становой зоны, Вьетнама, Чукотки, Красного моря а также тихоокеанской провинции, включая ее срединный хребет, где совсем незначительное их проявление характерно лишь для Гавайской «горячей точки» (< 1%), Галапагосского рифта и трансформным разломам (острова Пасхи и Сала-и-Гомес), а также западной Камчатки. В тоже время, в тихоокеанских K-Pg структурах Лайн и Императорского хребта немало андезито-базальтов и андезитов. Наиболее обильно высококремнеземистые магмы проявлены в Исландии (до 15% даци-тов и риолитов со множеством андезитов), но в основном в наиболее древних (Мг- раннекай-нозойских) магматических структурах, а также на всем Мг-Кг этапе в островных дугах запада и континентальных окраинах востока Тихого океана (Южная Америка).

Во всех структурах, где можно было сопоставить салические вулканиты с близкими по возрасту и кремнеземистости гранитоидами, например Кг комплексы Исландии и Снейк-Ривер в Северной Америке, Мг комплексы Байкало-Становой зоны и т. д., состав этих образований обычно оказывался весьма близким. При этом, в долине Снейк-Ривер и Становом хребте состав соответствующего комплекса салических магматических образований очень близок составу развитого здесь же древнего гранито-гнейсового субстрата.

В составах салических магм различных структур часто отмечаются весьма значительные различия. В тоже время, их главные характерные геохимические свойства оказались практически аналогичными таковым проявленных здесь же базитовых магм. Так, в районах развития только высокощелочных базальтов (на участках только ранних стадий рифтогенеза, а также в тыловых зонах ОД-вулканизма), развиты только высокощелочные салические магмы. В районах излияния только низкощелочных базальтов, прежде всего во фронтальных зонах ОД-вулканизма, формируются только низкощелочные салические магмы. Соответственно, в регионах с полным набором базитовых магм по щелочности (почти все остальные рассмотренные регионы) ассоциация салических магм по щелочности самая разнообразная.

На «спайдер-диаграммах» тренды составов для соответствующих по кремнеземи-стости салических пород конкретных регионов, как и для базитов, при возрастании их щелочности располагаются почти параллельно. Это также позволяет рассматривать их в рамках соответствующих единых ассоциаций, причем в связи с геохимическим типом парагенетически связанных с ними базальтов. Среди ассоциаций салических образований разной щелочности, рассмотренных на примере риолитов, выделяются их 2 основных геохимических типа.

1. К первому геохимическому типу салических ассоциаций пород относятся образования типично «рифтогенных» структур, чьи тренды составов на «слайдер-диаграммах» в максимальной степени параллельны трендам «эталонных» типов базитов (т. е. линиям OIB и E-MORB). Тренды их щелочных риолитовых разностей на диаграммах в основном располагаются выше линии OIB, хотя на участках содержаний Sr, P, Ti фиксируются резкие концентрационные минимумы, опускающиеся ниже линии N-MORB. В Kz подобные породы соответствуют комендитам и пантеллеритам Восточно-Африканского рифта, о-ва Пасхи, Центральной Камчатки, субщелочным риодацитам Снейк-Ривер запада США и риолитам Исландии, в Pg и Mz- субщелочным риолитам Восточной Чукотки и восточного Забайкалья, т. е. тех провинций, где проявлены базальты второй группы 1-го геохимического типа.

2. В провинциях с наклонными сейсмофокальными зонами большинство салических образований относится уже ко 2-му геохимическому типу, обедненному некогерентными элементами. Тренды всех их составов весьма близки таковым «островодужных» базальтов, причем тренды их субщелочных риолитов из тыловых зон структур, кроме «обогащенного» участка содержаний К, Rb, Ва, на "spider- диаграммах" расположены ниже лилии О1В. В них же, при отсутствии существенных аномалий Sr, также как и в парагенетически связанных с ними дацитах и риодацитах отмечаются почти те же резковыраженные Ti и Nb-минимумы.

К сказанному добавим, что в регионах с промежуточным типов базальтов (на Чукотке или Становике в Mz) составы салических магм также промежуточные. При этом, некоторые свойства «островодужных» риолитов (как и базальтов) мы иногда отмечаем в составе риолитов и многих типично «рифтогенных» структур. Так, четкие Nb- минимумы проявлены во всех Mz салических образованиях Восточного Забайкалья и щелочных гранитах Алданского щита, по составу близких именно смежным близковозрастным риолитам Становика.

Андезиты конкретных структур по конфигурации трендов составов на большинстве «spider-диаграмм» почти всегда близки базальтам и риолитам соответствующей щелочности, причем их тренды обычно располагаются между ними, фиксируя их обедненность микроэлементами относительно базальтов и обогащенность - относительно риолитов-риодацитов.

Таким образом, анализ последовательности формирования, объема и соотношения составов магматических пород в различных регионах мира указывает на неодноактность или цикличность проявления во многих из них как мафических, так и салических магм самого разного состава, а также на то, что магматическая деятельность в соответствующих циклах магматизма всех типов геодинамических обстановок мира по большинству главных своих параметров развивалась одинаково. Изменение же состава и объема как промежуточных, так и высококремнеземистых коровьи магматических образований во всех изученных структурах находится в связи как со строением и составом их первичного корового субстрата, так и, прежде всего, с составом парагенетически связанных с ними базитовых магм.

К тому же, если состав самых ранних базитов сооответствующих магматических циклов структур всегда достаточно близок и выражается щелочными разностями одного и того же 1-го геохимического типа, то все более поздние и менее щелочные базальты (а также и весь ряд более кремнеземистых образований) могут эволюционировать в 2-х основных направлениях, т. е. либо по «изначальному» пути магматических образований 1-го «обогащенного» геохимического типа (типичные «рифтогенные» обстановки), либо по более сложному пути, выражающемся в том, что на все большем удалении от проявления отмеченных щелочных базитов постепенно формируются все более «обедненные» магматические образования 2-го геохимического типа (структуры с наклонными сейсмофокальными зонами).

К вопросу о модели геодинамики формирования различных фанерозойских тектоно-магматических структур Земли

Полученные результаты и прежде всего в отношении того, что большинство главных признаков магматизма в различных структурах является весьма близким, позволяет полагать для всех этих структур общий механизм происхождения и магматической эволюции и рассмотреть его (с учетом выявленных в них отличий) в рамках не двух моделей, т. е. «рифто-генной» и «субдукционной», как это делается плейт-мобилистами, а единой модели.

Как следует из анализа современных геодинамических представлений, к нашему случаю наиболее подходит экспериментально обоснованная модель магматизма в связи с вертикальным подъемом из мантии высоконагретого и разуплотненного вещества различного размера диапиров [Альмухамедов и др., 1985; Кадик и др., 1990] или «плюмов» [Добрецов, Кирдяшкин, 1993, 1994], которые во многих регионах сейчас убедительно фиксируются геофизическими методами. В оответствии с этой моделью все мафические образования должны выплавляться из вещества вертикального мантийного диапира, а их составы (учитывая глубины их формирования) обычно не зависят от состава земной коры. При этом, наиболее обогащенные щелочные базальты рифтовых зон должны выплавляться на самых больших глубинах (~ 80 км) при минимальной степени частичного плавления субстрата (~ 4%). Самые же низкощелочные толеиты должны формироваться по мере мощного линейного рифтогенного растрескивания земной коры на минимальной глубине (40-10 км), т. е. при минимальных давлениях и максимальной степени частичного плавления (13-18%) максимально деплетированного субстрата. Кроме того, воздействие данного диапира должно приводить к различной степени метасоматическим преобразованиям коровьи толщ, а также непосредственному их плавлению с формированием того или иного объема кислых магм, часть из которых изливается на земную поверхность. Здесь же подчеркнем, что подъем мантийного вещества через литосферу, приводящий к кимберлитовому [Илупин и др, 1978; Никишов, 1984; Брахфогель, 1984; Кадик и др, 1990; Соловьева и др., 1994], лампроитовому [Nixon et al., 1981 и др.] и базальтовому магматизму большинство исследователей в настоящее время также связывают именно с механизмом мантийных диапиров.

В то же время, очевидно, что при использовании только этой упрощенной диапи-ровой модели невозможно объяснить появление в разных структурах ассоциаций базальтов двух геохимических типов, включая две их геохимических группы среди типично «рифтоген-ных» образований, а также формирование «островодужных» обстановок с окраинными морями и поперечной вещественной магматической зональностью.

Но правильно ли в этом случае отказываться от взятой нами за основу идеи земного диапиризма ? Ведь учитывая очевидную неравномерность энергетической эволюции Земли, можно естественно полагать, что все отмеченные «сложности» могут быть связаны с мантийными диапирами, характеризующимися большим разнообразием признаков и прежде всего их различной формой, различной скоростью воздымания и т. д..

—Так, возможность различной формы диапиров убедительно подтверждается при плотностном моделировании тех структур [Подгорный, 1999], где вмещающие диапир толщи вверху весьма неоднородны, и в них верхняя часть оси диапиров может отклоняться от вертикали вплоть до субгоризонтального направления.

— Различная скорость подъема диапиров, на наш взгляд, может легко интерпретироваться по различному соотношению объемов салических выплавок и степени дифференци-рованности продуктов магматизма в ходе соответствующих циклов магматизма долгоживу-щих типично «рифтогенных» структур. Так, например, в Байкало-Становой зоне и Восточно-Африканском рифте извержения высокощелочных базальтов на первых этапах эволюции регионов, т. е. соответственно в Mz и позднем Pg, сопровождались значительным объемом ко-ровых салических выплавок и высокой дифференцированностью магматических образований, а на последних этапах, в позднем Kz, несмотря на тот же по составу коровый субстрат - отсутствием коровых выплавок. Все это может прямо указывать на различную длительность воздействия мантийного диапира в этих регионах в разное время и ассоциируется именно с разной скоростью его подъема, явно меньшей в Mz и большей - в позднем Kz. Различное же соотношение данных параметров магматизма в различных типах структур в свою очередь должно было неминуемо отразиться и на составах в них базитовых выплавок.

Особо же отметим, что несмотря на соответствие состава отмеченных базальтов трендам базальтов одного и того же 1-го геохимического типа (т. е. их вещественная эволюция шла по одному и тому же пути, а диапир продвигался в одном и том же вертикальном направлении), только состав Kz щелочных базальтов оказался полностью соответствующим «эталонным» составам щелочных базальтов (линяя OIB), т. е. составам базальтов именно 1-й геохимической группы этого геохимического типа, характерной для современных «горячих

точек», включая Гавайскую (рис. 2). Соответственно, содержания некогерентных элементов в щелочных базальтах именно этой группы могут служить «эталоном» максимальной скорости воздымания диапира, которая, судя по составам базальтов, характерна для поздне-Кг окраинных поясов магматизма Чукотки, Вьетнама, Южной Америки и т. д. (где проявление салических и промежуточных по составу магм также не характерно). При этом, близость состава субщелочных базальтов Гавайев и Восточно-Тихоокеанского поднятия указывает на то, что и состав низкощелочных толеитов последнего [тренд ^МОЯВ] должен рассматриваться как критерий их формирования при максимальной скорости подъема мантийного диапира.

С другой стороны, составы высокощелочных базальтов наиболее древних этапов эволюции Байкало-Становой зоны и Восточно-Африканского рифта, как и большинства остальных рассмотренных нами рифтогенных структур, оказались в полном соответствии с составами базальтов второй «обогащенной» группы 1-го геохимического типа (рис. 2). Они могут служить независимым критерием низкой скорости вертикального воздымания мантийного диапира, и это хорошо увязывается с мнением многих исследователей о различной активности тектонических процессов на Земле в до-Кг и поздне-Кг периоды [Кэри, 1991; Говоров и др., 1996]. Максимальное же обогащение некогерентными элементами лампроитов и кимберлитов в общем ряду щелочных образований (по многим расчетам генетически связанных с соответствующими типами щелочных базальтов [Соболев, 1973 и др.]) указывает на минимальную скорость подъема генерирующего их диапира Пониженная скорость подъема может быть характерна и для некоторых диапиров более поздних этапов эволюции планеты, например, в К-Pg тихоокеанских структурах Лайн и Императорского хребта, в поздне-Кг структурах Исландии, Галапагосского рифта, островах Пасхи и Сала-и-Гомес), Западной Камчатки и т.д..

Здесь же подчеркнем, что значительное количество салических и промежуточных по составу магм в структурах с наклонными сейсмофокальными зонами (ОД и т. д.), как и в случаях с соответствующими «рифтогенными структурами», также должно рассматриваться в них в качестве важнейшего критерия минимальной скорости подъема мантийного диапира.

Но можно ли объяснить лишь различной скоростью подъема диапиров образование ранее отмеченых столь различающихся типов структур и составов проявленных в них базито-вых магм, а также явное различие составов лампроитов и кимберлитов Сибири и Австралии ? Конечно нет, так как по этой модели состав базитовых выплавок определяется лишь соответствующей степенью частичного плавления изначально одного и того же вещества диапира. С другой стороны, всё это может легко объясняться возможностью признаваемого сейчас большинством исследователей [Джейкс и др., 1989] дополнительного источника магмогенерации и, прежде всего, вмещающих диапир толщ, в разной степени преобразованных за счет флю-идно-метасоматических и магматических процессов диапиризма, в свою очередь также зависящих от величины, формы и скорости подъема диапиров.

Так, уменьшение скорости вертикального подъема диапира должно способствовать не только переплавлению вмещающих диапир толщ (на мантийных уровнях прежде всего ги-пербазитов), но и их максимальному флюидно-метасоматическому обогащению некогерентными элементами на протяжении всей длительности этого процесса, причем большему, чем у смежных с ними выплавок из диапира (т. к. степень их частичного плавления будет либо равной, либо меньшей). Соответственно, "обогащенность" высокощелочных базальтов (а также кимберлитов и лампроитов) 2-ой группы 1-го «низкоскоростного» геохимического типа скорее всего связана с участием в их выплавках вещества не только диапира, но и вещества его вмещающего с повышенным флюидным обогащением его некогерентными элементами. При этом, резкий 8г-минимум в данных выплавках может указывать на их формирование из мета-соматизировакньтх безпироксеновых гипербазитов типа дунитов, а различия в составах лам-проитов и химберлитов Сибири от подобных образований Австралии объясняются некоторыми локальными различиями регионов по составу именно вмещающего диапир субстрата.

В тоже время, даже при высокой скорости продвижения диапира значительное отклонение его оси от вертикали должно приводить к резкому уменьшению вертикальной составляющей скорости и, соответственно, также к резкому увеличению в составе выплавок вещества вмещающих диапир толщ. При этом, здесь разноглубинные базальтовые выплавки будут появляться на все большем удалении, формируя четкую одностороннюю вещественную

зональность. Вмещающие же диапир породы будут явно менее обогащены некогерентными элементами по причине их преобразования на все большем удалении от главной оси диапира, по которой происходит основной подток флюидных компонентов. Соответственно, все это отразится и на суммарном составе базитовых выплавок, который должен иметь явно «дебетированную» специфику. Именно эта ситуация вместе с появлением базитов «специфического.» 2-го геохимического типа и проявляется в так называемых «островодужных» и соответствующих им структурах. В этом случае, четкий 8г-максимум в них прямо ассоциируется с участием в их формировании достаточно высоких количеств повышенно кальциевых, т. е. плаги-оклаз-содержащих гипербазитов или пироксенитов самых верхних горизонтов мантии. В связи с этим же становится понятным и нередкое проявление в вулканических толщах энсимати-ческих островных дуг бонинитовых ассоциаций, которые большинство исследователей связывает с почти полным плавлением пироксенитов (или соответствующих эклогитов).

Очевидным же доказательством того, что в диапирах последней группы структур присутствует их практически вертикальная нижняя часть с соответствующей зоной "перегиба" служит область проявления наиболее ранних щелочных "типично рифтогенных" и "промежуточных с островодужными" базальтов в тыловых зонах Кг магматизма Камчатки и на западе Южной Америки. Трудность же выявления типичных рифтогенных щелочных базальтов в большинстве Кг островных дуг скорее всего определяется наличием в их тыловых зонах труднодоступных для исследования глубоководных "окраинных морей".

Дополнительным доказательством диапирового происхождения последнего типа структур скорее всего является "закругленная" форма большинства молодых островных дуг на западе Тихого океана с выпуклостью в его сторону. Тот же факт, что на некоторых участках Кг Андийской окраины сейсмофокальная зона может отсутствовать ^аиёег, 1973; Чудинов, 1985], позволяет полагать там воздымание не одного, а сразу нескольких крупных мантийных диапиров. Кроме того, диапировая модель позволяет наиболее просто объяснить наличие огромных объемов газгидратов во фронте ОД-вулканизма [Авдейко и др., 1992] при крайне низком (~2%) возможном участии в процессах магматизма осадочных образований. Так, "под прикрытием" пологонаклоненного диапирового тела, затрудняющего равномерный сброс летучей фазы снизу, имеется наилучшая возможность их многократно возобновляющегося накопления и сброса, вызывающего взрывы и землетрясения разной мощности и уровня заложения, реальность чего показано И. К. Карповым и В. С. Зубковым [1998, 2000]. Именно они и фиксируются в разных островных дугах в виде сейсмических зон Беньоффа, угол наклона которых даже на разных участках одной дуги может различаться. Это обусловливает различную ширину ОД-магматической активности, а также особенности состава ее продуктов. Небольшие же проявления базальтов повышенной щелочности во фронте островных дуг, по-видимому, связаны с подъемом высокощелочных магм по разломам, пересекающим каналы низкощелочных магм, где они могли легко смешиваться.

Следует подчеркнуть, что в диапировой модели происхождения структур с пологими сейсмофокальными зонами отсутствует целая серия явных противоречий, свойственных альтернативной субдукционной гипотезе. Так, например, по мере «субдукционных» процессов в тыловой зоне магматизма островных дуг должно происходить быстрое (за 1,5-2,0 млн лет) истощение и источника и, соответственно, магматических выплавок некогерентными элементами, которое отсутствует [Авдейко, 1993]. Во фронтальной зоне островных дуг, где флюидов в очагах магмообразования казалось бы должно быть больше, в лавах и включениях наблюдаются ассоциации безводных темноцветных минералов, а в тыловой зоне - водосодер-жащие ассоциации с амфиболом и биотитом. Те же редкие наблюдения «поддвига под континент» океанических осадков и полосовых магнитных аномалий [Говоров и др., 1995], которые часто используются для доказательства «субдукционных процессов» в подобных структурах, гораздо проще интерпретируются мощным эдукционным выдвиганием глубинного материала [Чудинов, 1985] за счет воздымающихся мантийных диапиров, наклонённых в своей верхней части. Это же приводит к тому, что вытекающий материал лежачего крыла приподнимает край висячего континентального крыла, обусловливая появление краевых континентальных поднятий и островных дуг с их изостатическими гравитационными аномалиями, глубоководных желобов, а также соответствующей обстановки сжимающих напряжений.

Здесь же отметим, что проявление в некоторых островных дугах (Алеутской, Но-вогибридской) и их окраинных морях базальтов близких по составу и типично "рифтоген-ным", и «островодужным» и промежуточным между ними, скорее всего, обусловлено диапи-рами, которые в районе своего "перегиба" - имеют «размежевание» на 2 ветви, достигшие . вполне высоких уровней. С другой стороны, судя по составам базальтов, так называемая Pg-миоценовая островная дуга Тонга с ее окраинным морем Лау, как и Кг структуры запада Северной Америки, включая Каскадные горы, должны рассматриваться в качестве именно типичных рифтовых зон, что исключает их часто принимаемый «субдукционный» генезис. Кроме того, Mz-Pg магматизм Малой Курильской гряды принимаются нами как результат воздействия мантийного диапира, воздымавшегося почти под тем же углом и почти до тех же глубин, что и на этой же Курильской территория в поздне-Кг время, но с несколько меньшей скоростью. В тоже время, в Байкало-Становом регионе Мг диапиры на его западе воздымались почти вертикально, а диапир на востоке Становика вверху скорее всего имел хотя и не столь «пологую» как в островных дугах, но вполне "изогнутую" форму, как в Мг на Чукотке. Соответственно, небольшое изменение формы диапиров, по-видимому, имеет место и в трап-повых структурах Сибири и Индии, в Кг Сихотэ-Алиня и т.д.. Неоднократное же возобновление магматизма в регионах, которое может проявляться как с некоторым смещением (Восточно-Африканский рифт, ОД-система Камчатки и т.д.), так и почти без смещения (в Р-Т траппах Восточной Сибири, где среди низкощелочных базальтов иногда неоднократно появляются базальты повышенной щелочности) может объясняться как воздыманием новых диапиров, так и возобновлением деятельности магматических очагов в пределах одного и того же диапира.

При этом, происхождение островных дуг и их окраинных морей в западной части Тихого океана па фоне смещения здесь магматической деятельности к востоку, на наш взгляд, наиболее легко объясняется аналогично направленным вращением Земли. С другой стороны, столь различный наклон воздымающихся мантийных диапиров (и сейсмофокальных зон) в линейных Мг и поздне-Кг магматических структурах по западному, восточному и северному обрамлению Тихого океана, направленный совсем не в сторону вращения Земли, а исключительно в сторону океана (что у сторонников теории плейт-мобилизма является одним из главных доказательств связи магматических процессов в этих структурах с движениями лито-сферных плит), может объясняться уменьшением в этом же направлении плотности и жесткости фундамента (которые в океане меньше, чем на континенте [Чудинов, 1985; Кэри, 1991]). Особо же подчеркнём, что на западе Южной Америки самый низкоплотный фундамент образован мощнейшими из известных осадочными толщами, начинающимися на глубинах формирования первых выплавок низкощелочных базальтов, что и приводит к наиболее пологой форме диапира в самой верхней его части (угол наклона зоны Беньоффа от поверхности ~23°).

Следуя принятой нами модели, подъем мантийного диапира в регионах способствует выплавке не только базитовых, но и 1) различных объемов коровых салических магм, а также 2) различной метасоматической проработке коровых толщ за счет подтока снизу значительного количества тепловой энергии и выделяющихся по мере процессов диапиризма обогащенных некогерентными элементами флюидов. Подтверждением широкого проявления среди изученных именно коровых салических образований может служить то, что большинство из них по составу характеризуются достаточной близостью с подобными породами более древних типично коровых гранитизированных и магматических фаций, а также нередко превышением в регионах объема салических магм (включая и эффузивные, и интрузивные фации) над мафическими, что невозможно в ходе фракционной дифференциации последних. Подтверждением же существенного влияния на состав корового субстрата значительного глубинного флюидного привноса таких элементов, как К, Ка, ЯЪ, Ва, 8г, а также Ьа, Се, Кё и 2г при инертности в этом процессе "Л, КЪ, Та и ИГ могут служить результаты исследования процессов корового регионального метасоматоза [Левицкий, 2000].

Учитывая нередко совместное проявление во всех типах структур мантийных мафических и коровых салических магм, можно с единых позиций провести общую оценку их генетической связи как между собой, так и с основными параметрами строения земной коры.

Так, выявленная нами региональная связь геохимических особенностей состава салических магм с таковыми вмещающих древних коровых гранитизированных и магматиче-

ских фаций, а также мафических магм указывает на то, что на состав этих салических выплавок влияют 2 основных фактора, т. е. чисто коровый и более глубинный мантийный. Первым фактором является, без сомнения, состав хорового субстрата, генерирующего коровые салические магмы и изначально накладывающего отпечаток на их состав. Второй же и наиболее значимый фактор, который влияет и на состав корового субстрата и, соответственно, на выплавляющиеся из него магмы, наиболее отчетливо ассоциируется с главными параметрами воздымающихся здесь мантийных диапиров. При этом, в регионах, где подъем диапиров происходил с низкой скоростью, но мощность земной коры максимальна, а фундамент изначально имел значительную повсеместную гранитизацию (Байкало-Становая зона в Мг) - количество салических выплавок было максимальным, где мощность и состав фундамента можно оценивать как промежуточный (Курильская ОД в Кг) - объем салических выплавок имеет промежуточную величину, а где кора имела минимальную мощность и наиболее примитивный состаз (Тихий океан в Мг и Pg) - объем салических выплавок минимален.

В тоже время, выплавки салических магм 1-го геохимического типа («рифтоген-ные» обстановки) обусловлены воздействием на коровые толщи мантийного диапира, воздымающегося не только медленно, но практически вертикально, что способствует их максимальному флюидному обогащению некогерентными элементами на всем интервале диапиро-вой деятельности. Выплавки же салических образований 2-го «деплетированного» геохимического типа («островодужная» обстановка) обусловлены воздействием на коровые толщи диа-пира, который воздымаясь, вверху полого отклоняется от вертикальной оси (главного направления воздействия флюидов), что обусловливает их меньшее обогащение некогерентными элементами. Проявление же в структурах салических магм близких по кремнеземистости, но варьирующих по щелочности, обусловлено различной высотой подъема диапиров, увеличивающейся по мере появления все менее щелочных магм. При этом, небольшие отличия составов салических магм Мг рифтогенных структур восточного Забайкалья и Алданского щита от таковых других рифтогенных структур по проявлению, например, четкого ^-минимума, скорее всего связано именно с отличиями состава их первичного корового субстрата.

В этой же главе был проведен анализ характера эволюции магматизма в совокупности структур большей части рассмотренной нами территории, что крайне важно для понимания эволюции Земли в Фанерозое. Так, исходя из всего рассмотренного можно полагать, что начиная с РЯ и до настоящего времени не только Центрально-Азиатский пояс, но и вся Сибирская платформа не являлась "жесткой" структурной единицей. Наоборот, вся данная территория в это время (с различными остановками и различной активностью на соответствующих участках) представляла собой арену соответствующей тектоно-магматической деятельности. При этом, эволюция Сибирской платформы на всех её этапах сопровождалась неравномерным, но общенаправленным ее воздыманием (с главным пиком интенсивности возды-мания и магматизма в Мг1[Т-У]), не находящим удовлетворительного истолкования с позиций изостазии [Брахфогель, 1984]. Ось же этого воздымания в Рг и Мг1 локализовалась скорее всего вблизи центра Сибирской платформы или немного северо-западнее. Всё это позволяет полагать [Брахфогель, 1984], что данах ситуация связана с воздыманием здесь крушюобъем-пой массы перегретого глубинного вещества или весьма крупным мантийным диапиром (су-пердиапиром), по размеру соизмеримым с Африканским. С учетом же принятых нами критериев можно полагать, что этот супердиапир возникал на данной территории несколько раз и воздымался весьма неравномерно, с ответвлением от него в разные периоды частных диапи-ров различного размера. Именно это, по-видимому, обусловило неравномерное «рифтоген-ное» растрескивание территории, опускание и воздымание ее блоков с различным типом их взаимодействия, т. е. сжатия, скольжения и надвига, часто необоснованно принимаемые за результат взаимодействия передвигающихся по астеносфере микроплит или "террейнов".

С позднеюрского времени магматизм на данной территории сместился в пределы только южного и юго-восточного обрамления Сибирской платформы (включая Байкало- Становую область и Алданский щит) и, далее, в Центрально-Азиатский регион (где оси наиболее поднявшихся диапиров приходятся уже на их восточную их часть), а с нижнего мела до настоящего времени - и еще дальше на восток, масштабно проявляясь по всему западному и восточному обрамлению Тихого океана, а также в самом океане. При этом, уже с позднего

мела диапировая деятельность в пределах платформы и ее обрамления была весьма слабой.

Во «внутренних» частях формирующегося Тихого океана от позднего Мг до настоящего времени диапиры в своей верхней части почти не имели наклона, но по его обрамлению они заметно отклонялись в сторону океана. К тому же, если в К2-Pg1 время на фоне высокого уровня подъема мантийных диапиров всего западного обрамления Тихого океана, угол наклона их верхней часта в северных территориях был явно меньше, то в позднем Кг и уровень их подъема, и угол наклона на севере были минимальными.

Здесь же подчеркнём, что практически вся западная и центральная, т. е. большая часть Тихого океана характеризуется не только гораздо более древним Мг возрастом коры, но и заметно большей ее мощностью (от 11-14 до 25-40 км против 5,5-7 км) [Маракушев и др., 2000]. Другими словами, в Мг время кора «Тихого океана» имела явно больше «континентальных» свойств, чем в позднекайнозойское время. К тому же, весь данный регион в это время можно считать территорией «множества поднятий», обусловленых наложенными зонами рифтогенного магматизма (типа структур «рассеянного рифтинга») с высокощелочными базальтами, по большей мере изливавшихся (судя по проявлению здесь именно высокопузыристых лав) в надводных или субаэральных условиях [Фролова, Бурикова, 2000; Маракушев и др., 2000] мелководного моря. Соответственно логично полагать, что океана в современном понимании этого термина, включая его глубины и масштаб, на самых ранних стадиях эволюции данного региона (в палеозое, мезозое и даже в палеогене) не было совсем по причине относительно невысокой здесь диапировой деятельности, обусловленной соответствующей энергетической активностью Земли. В поздне-Кг же время в результате воздействия скорее всего нескольких супердиапиров на Земле была сформирована планетарная система трансформных разломов и срединно-океанических хребтов, включая Восточно-Тихоокеанское поднятие. Последнее формировалось к востоку от Mz-Pg максимумов магматизма и сопровождалось излиянием огромных объемов низкощелочных базальтов на фоне максимального растрескивания и прогибания литосферы, обусловившего опускание всех Мг возвышенностей под воду. В это же время, на продолжении Восточно-Тихоокеанского поднятия в северной Америке сформировалась зона "рассеянного рифтинга", на западе и севере океана - островные дуги с рифтогенными структурами "окраинных морей", на востоке океана - Андийский магматический пояс и т. д..

Для более глубокого осмысления полученных результатов здесь же была сделана оценка перспективы диапировой модели в отношении более глубоких аспектов геодинамики Земли. Так, например, происхождение и эволюцию астеносферных слоев мы теперь вполне вправе рассматривать не как первопричину магматизма и передвижения литосферных плит, а именно как следствие процессов глубинной эволюции Земли и мантийного диапиризма. При этом, плохая выраженность или «прерывистость» континентальных астеносферных зон обусловлена отсутствием там диапировой деятельности или недостаточной высотой подъема диапиров. Громадная же протяженность и «постоянность» астеносферной зоны в океанах является отражением не того, что она была чуть ли не всегда и везде, а того, что мантийный диапиризм здесь проявлялся и соответственно разрастался в наиболее крупном масштабе.

В связи с этим, кажется вполне правомерным предположение о том, что астено-сферные зоны являются прежде всего зонами аномального обогащения соответствующих участков верхней мантии нагретой флюидной фазой и прежде всего водородной, в максимальной степени отражающей состав наиболее глубинных мантийных флюидных потоков, идущих во фронте воздымающихся мантийных диапиров. При этом, неоднократное (импульсное) и неравномерное отделение тепловой энергии (обусловленное вращением планеты и другими космическими причинами) и соответствующее воздымание мантийных плюмов и диапиров должно приводить к немалым плотностным неоднородностям в строении Земли и, в силу этого, соответствующим конвекционным течениям. Соответственно, будут формироваться более разогретые или более холодные участки в мантии, обычно отмечаемые на картах по данным сейсмотомографии как зоны «восходящих» и «нисходящих» конвективных потоков или «струй» [Добрецов, Кирдяшкин, 1993]. В регионах же с пологонаклоненными сейсмофокаль-ными зонами, воздымающиеся под углом мантийные диапиры скорее всего будут фиксировать зоны «восходящей» тепловой энергии, а области по их периферии - более холодные зоны

(по «плюмовой» теории связанные с «нисходящими» конвекционными течениями).

Таким образом, выплавление вначале близких по составу высокощелочных базито-вых магм, а затем все более значительных объемов базальтовых магм уменьшающейся щелочности вплоть до низкощелочных является важнейшим общим свойством тектоно- магматической эволюции всех типов долгоживущих фанерозойских структур Земли, что позволяют полагать для нее именно универсальность геодинамического механизма. При этом, разнообразие состава всей ассоциации магматических пород, сформированных в различных типах структур в меньшей степени ассоциируются с составом и строением первичного корового и мантийного субстрата регионов, но наиболее четко - с различными параметрами воздымающихся здесь мантийных диапиров высоконагретого разуплотненного вещества, т. е. их величиной и скоростью воздымания, уровнем поднятия и углом наклона, а также вызванного ими плавления в различной степени преобразованного вмещающего диапир субстрата- Максимальная скорость по-большей мере свойственна воздыманию диапиров в позднекайнозойский период, а максимальный угол отклонения в верхней части оси подъема диапиров соответствуют типичным островодужным структурам и активной Андийской континентальной окраине обрамления Тихого океана.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ. Перечислены основные выводы диссертации, соответствующие ее защищаемым положениям 1-4.

Основные публикации по теме работы

Монографии:

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

В данной монографии А. Ю. Антонов - один из основных исполнителей написания 3-х из 4-х главных ее разделов - глав (т. е. кроме главы о геолого-структурном положении вулканов), причем в разделе "Геохимическая зональность" он является первым автором.

Статьи в журналах и сборниках.

Кузьмин М.И., Антонов АЛО. Новые данные по геохимии мезозойских гранитои-дов Станового хребта // Ежегодник-1974 СибГеохи. - Новосибирск:Наука, 1976. - С. 16-21.

Кузьмин М.И., Антонов А.Ю. Вулкано-плутоническая ассоциация мезозойских магматических пород Станового хребта II Ежегодник-1975 СибГеохи. - Иркутск, 1976. - С. 2025.

Антонов А.Ю., Кузьмин М.И. Биотиты из мезозойских гранитоидов Токско-Нуямского массива Станового хребта // Вопросы минералогии и геохимии изверженных пород Восточной Сибири. - Иркутск, 1976. - С. 70-81.

Антопов А.Ю., Халтуева В.К. Биотиты из мезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов -1976. - Иркутск, 1977. - С. 71-75.

Антонов А.Ю. К геохимии мезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов -1976. - Иркутск, 1977. - С. 71 -75.

Антонов А.Ю., Смирнов В.Н. О мезозойском К-Аг возрасте некоторых гнейсо-гранитных образований Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов - 1977. - Иркутск, 1979. - С.54-59.

Антонов А.Ю. О региональной петрохимической зональности верхнемезозойского гранитоидного магматизма Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов - 1977. - Иркутск, 1979. - С. 48-54.

Антонов А.Ю., Орлова Д.Я., Головина А.В., Ярошенко С.К., Абрамович М.Г. Калиевые полевые шпаты верхнемезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия эн-

догенных процессов - 1978. - Иркутск, 1979. - С. 57-62.

Антонов А.Ю., Халтуева В.К, Ярошенко С.К., Глазунова, АД., Персикова Л.А. Характеристика амфиболов верхнемезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов - 1978. - Иркутск, 1979. - С. 62-68.

Кузьмин А.Ю., Антонов А.Ю. Геохимия мезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия. -1980. - № 7. - С. 1018-1030.

Антонов А.Ю., Кузьмин М.И., Хлебникова А.А. Распределение золота в мезозойских гранитоидах Станового хребта // Геология и геофизика. -1980. - № 9. - С. 68-76.

Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Антонов А.Ю. Летучие компоненты в биотитах и металлогеническая специализация интрузий // Минералогические критерии оценки рудоносности. - Ленинград:Наука, 1981. - С. 73-83.

Антонов А.Ю. Петрология и геохимия верхнемезозойских гранитоидов южного ограничения Алданского щита (Становой хребет): Автореферат диссертации на ученую степень кандидата геолого-минералогических наук, 1984. - 25 с.

Авдейко Г.П., Антонов А.Ю., Волынец О.Н, Гладков Н.Г., Марков ИА, Цветков АА Геохимическая зональность четвертичных лав Курильской островной дуги // Доклады АН СССР. -1985. - Т. 282, № 4. - С. 958-961.

Авдейко Г.П., Антонов А.Ю., Волынец О.Н., Гладков Н.Г., Журавлев Д.З., Цветков АА, Чернышев И.В. Вариации вещественного состава и изотопых отношений стронция и неодима в четвертичных лавах Курильской островной дуги и их петрогенетиче-ское значение // Океанический магматизм, эволюция, геологическая корреляция. - Моск-ва:Наука, 1986.-С. 153-169.

Антонов А.Ю., Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Цветков АА., Гладков Н.Г., Иванова Л.А., Савосин С.И. Редкоземельные элементы в четвертичных вулканических образованиях Курильской островной дуги в связи с проблемой генезиса островодужных магм. // Геохимия магматических пород современных и древних активных зон. - НовосибирскНаука, 1987.-С. 36-55.

Авдейко Г.П., Волынец О.Н., Антонов А.Ю. Подводный вулканизм островных дуг: структурное положение, особенности развития, проблемы петрогенезиса // III съезд советских океанологов. - Ленинград, 1987. - С. 14-15.

Авдейко Г.П., Волынец О.Н., Антонов А.Ю. Вулканизм Курильской островной дуги. Структурно-петрологические аспекты и проблемы петрогенезиса // Вулканология и сейсмология. - № 5. - 1989. - С. 3-15.

Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Цветков АА., Антонов А.Ю., Марков И.А., Фи-лософова Т.М. Минералогическая зональность четвертичных лав Курильской островной дуги // Известия АН СССР, сер. геологическая. - 1990. - № 1. - С. 29-44.

Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Цветков АА., Ананьев В.В., Антонов А.Ю., Гладков Н.Г., Марков ИА. Гипербазитовые включения в четвертичных лавах Курильской островной дуги // Известия АН СССР, сер.геологическая. - 1990. -№ 3. - С. 43-58.

Пузанков Ю.М., Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Антонов А.Ю., Марков И.А. Геохимия микроэлементов в четвертичных вулканитах Курильской гряды. Радиоактивные элементы // Геохимические ассоциации редких и радиоактивных элементов в рудных и магматических комплексах. - НовосибирскНаука, 1991. - С. 81-97.

Антонов А.Ю., Волынец О.Н., Королева Г.П., Чернигова С.Е., Хлебникова АА Золото в четвертичных вулканитах южной и центральной частей Курильской островной дуги // Вулканология и сейсмология. - 1992. - № 2. - С. 19-29.

Антонов А.Ю. Мафические гомеогенные включения в вулканитах Курильской островной дуги и проблема смешения магм // Тихоок. геология. -1993. - № 3. - С. 20-32.

Avdeiko G.P., Antonov A.Yu., Volynets O.N., Gladkov N.G., Markov I.A., Tsvetkov A.A. Geochemical zoning of Quaternary lavas of the Kurile island arc // Akad. Nauk SSSR. - Dok-lady Earth Sei. - 1985. - V. 282. - P. 189-192.

Volynets O.N., Avdeiko G.P., Tsvetkov A.A., Antonov A.Yu., Markov I.A., Filoso-fova T.M. Mineral zoning in the Quaternary lavas of the Kurile island arc // Intern. Geol. Rev.. -1990.-V. 32,№2.-P. 128-142.

Volynets O.N., Avdeiko G.P., Tsvetkov А.А., Ananyev V.V., Antonov A.Yu., Glad-kov N.G., Markov LA. Ultramafic inclusions in the Quotemary lavas of the Kurile island arc // Intern. Geol.Rev.. -1990. - V. 32, № 4. - P. 321-337.

Avdeiko G.P., Volynets O.N., Antonov A.Yu. Kurile arc volcanism: structure, petrology and magma genesis // Vola and seism.. -1991. - V. 11. - P. 601-621.

Avdeiko G.P., Volynets O.N., Antonov A.Yu., Tsvetkov A.A. Kurile island-arc volcanism: structural and petrological aspects //Tectonophysics. -1991. - V. 199. - P. 271-287.

Антонов А.Ю. Геохимические типы меловых вулканитов Матакотанской свиты о. Шикотан (Малая Курильская гряда) // Тихоокеанская геология. -1993. — № 4. - С. 58-73.

Антонов А.Ю., Кононов М.В., Голионко Б.Г. Геохимическая типизация мел-палеогенового магматизма о. Шикотан (Малая Курильская гряда) // Тихоок. геология. - 1996. -№ 6.-С. 19-35.

Антонов А.Ю. Геохимия А^ Ag, W, Ge, S и потенциальная рудоносность мел-палеогеновых магматических образований Малой Курильской гряды // Тихоок. геол.. -1997. -№ 1.-С. 21-31.

Антонов А.Ю. Редкоземельные элементы в мел-палеогеновых магматических образованиях Малой Курильской гряды // Тихоок. геология. - 1997. - Т. 16, № 3. - С. 87-101.

Мелекесцев U.B., Волынец О.Н., Антонов А.Ю. Кальдера Нэмо III (о-в Онеко-тан, Северные Курилы): Строение , 14С-возраст, динамика кальдерообразующего извержения, эволюция ювенильных продуктов // Вулканология и сейсмология. - 1997. - № 1. - С. 32-52.

Antonov A.Yu., Kononov M.V., Golionko B.G. Geochemical Classification of Creta-ceous-Paleogene Magmatic Rocks from Shikotan Island, the Lesser Kuril Isl // Geol. Pac.Ocean, -1997.-Vol. 13.-P. 987-1008.

Antonov A.Yu. Geochemistry of Au, Ag, W, Ge and S in Cretaceous-Paleogene Mag-matic Formations ofLesser Kuril Ridge // Geol. Рас. Ocean. - 1998. - Vol. 14. - P. 35-54.

Антонов А.Ю. Редкоземельные элементы в позднемезозойских гранитоидах южного ограничения Алданского щита (Становой хребет) // Тихоок. геология. -1998. - Т. 17, № 3. - С. 68-80.

Антонов А.Ю. Геохимия позднемезозойских вулканических образований южного ограничения Алданского щита (Становой хребет). // Тихоок. геология. - 1998. - Т. 17, № 6. - С. 79-93.

Антонов А.Ю. Редкоземельные элементы в позднемезозойских вулканических образованиях Станового хребта// Тихоокеанская геология. - 2000. - Т. 19, № 1. - С. 66-79.

Антонов А.Ю. К вопросу о генезисе мафических шлировидных включений в позднемезозойских гранитоидах южного ограничения Алданского щита (Становой хребет) // Тихоокеанская геология. -2000. -Т. 19, №4. - С. 29-52.

Антонов А.Ю., Банковская Э.В. Rb-Sr-изотопная систематика мезозойских ал-лохтонных и автохтонных гранитоидов Станового хребта (Южное обрамление Алданского щита) // Геохимические процессы и полезные ископаемые. - Иркутск. - Вестник ГеоИГУ. -2000.- №2. -С. 163-173.

Антонов А.Ю. Геохимия Au, Ag, Ge, Ga в четвертичных вулканических образованиях Курильской островной дуги // Тихоокеанская геология. - 2001. - Т. 20, № 2. - С. 62-76.

Антонов А.Ю., Дриль С.И., Банковская Э.В. Rb-Sr-изотопная характеристика аллохтонных и автохтонных позднемезозойских гранитоидов Станового хребта (Южное ограничение Алданского щита) / Тихоокеанская геология. - 2001. - Т. 20, № 4. - С. 61 -76.

Антонов А.Ю. Геохимия фанерозойских магматических образований Земли и мантийный диапиризм // Геохимия и петрология магматических процессов. Материалы научных чтений, посвященных памяти М.Н.Захарова (Иркутск, 10 июня 2002 г.) - Иркутск:Из-во Иркутского ГТУ, 2002. - С. 11-14.

Отпечатано

в Институте геохимии СО РАН. Тираж - 150 экз. Заказ.____

8310

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Антонов, Андрей Юрьевич

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. ПРИНЦИПЫ ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ И СПОСОБЫ ИХ РЕГИОНАЛЬНОГО СОПОСТАВЛЕНИЯ.

1.1. Обоснование цели и задач исследования. Выбор модельных объектов.

1.2. Использованные принципы петролого-геохимических исследований магматических образований и способы их регионального сопоставления. Некоторые определения.

ГЛАВА 2. КУРИЛЬСКАЯ ОСТРОВНАЯ ДУГА.

2.1. Геолого-структурная характеристика, геофизические поля и основные черты геологического строения.

2.1.1. Морфоструктурные элементы.

2.1.2. Строение земной коры по сейсмическим данным.

2.1.3. Гравитационные аномалии.

2.1.4. Магнитное поле.

2.1.5. Сейсмичность.

2.1.6. Тепловой поток.

2.1.7. Пространственно-структурное положение вулканов.

2.1.8. Основные черты геологического строения.

2.2. Вещественная зональность состава четвертичных лав Курильской островной дуги и включений в них.

2.2.1. Геохимическая зоналность.

2.2.2. Минеральная зональность.

Содержания вкрапленников и их ассоциации.

Состав породообразующих минералов.

Условия кристаллизации.

Фракционирование минеральных фаз и проблема связи основных и кислых расплавов.

2.2.3. Зональность по составу шлировидных включений в вулканитах.

Петрография.

Геохимия.

К вопросу о генезисе шлировидных включений в вулканитах и проблема смешения магм.

2.2.4. Изотопная зональность.

Sr - изотопная зональность.

Nd - изотопная зональность.

О - изотопная зональность.

Ве-изотопная зональность.

2.2.5. Зональность распределения глубинных включений в лавах.

2.3. Природа зональности Курильской островной дуги и проблема генезиса магм.

2.3.1. Общие положения.

2.3.2. Роль фундамента.

2.3.3. Роль осадков.

2.3.4. Гетерогенность мантии.

2.3.5. Роль флюидов.

2.3.6. Роль степени плавления.

ГЛАВА 3. МАЛАЯ КУРИЛЬСКАЯ ГРЯДА.

3.1. Геолого-петрографический очерк.

3.1.1. Матакотанская свита.

3.1.2. Малокурильская свита.

3.1.3. Ноторо-Томаринский комплекс.

3.1.4. Зеленовская свита.

3.1.5. Хаотический комплекс.

3.2. Геохимия.

3.2.1.Магматические образования северо-западной зоны островов Малой Курильской гряды (Матакотанская и Малокурильская свиты).

3.2.2.Магматические образования юго-восточной зоны островов Малой Курильской гряды (Зеленовская свита, Ноторо-Томаринский и хаотический комплексы).

3.2.3.Рудно-геохимическая специализация магматических образований Малой Курильской гряды.

3.3. Петролого-геохимическое сопоставление магматических образований в пределах Малой Курильской гряды и других регионов, сформированных в различных геодинамических обстановках.

Вопросы геодинамики Малокурильского региона.

ГЛАВА 4. СТАНОВОЙ ХРЕБЕТ.

4.1. Основные черты геологического строения и магматизма

Становой зоны.

4.2. Геолого-петрографическая характеристика продуктов позднемезозойского магматизма Станового хребта.

4.2.1. Геолого-петрографическая характеристика позднемезозойских плутонических образований Станового хребта.

Гранитоидные массивы юго-восточной и центральной частей

Станового хребта.

Мелкозернистые шлировидные включения в мезозойских гранитоидах юго-восточной и центральной частей Станового хребта.

Интрузивные гранитоиды северо-западной части Станового хребта

Чильчинский массив.

Автохтонные гранитоиды северо-западной и центральной частей Станового хребта, Дырын-Юряхский и Чубачинский массивы.

4.2.2. Геолого-петрографическая характеристика позднемезозойских вулканических образований Станового хребта.

4.3. Геохимия и петрология позднемезозойских плутонических образований Станового хребта.

4.3.1. Геохимия гранитоидов.

Геохимия гранитоидов юго-восточной и центральной частей

Станового хребта.

Геохимия гранитоидов северо-западной части Станового хребта.

Чильчинский массив.

Геохимия автохтонных гранитоидов северо-западной и центральной частей Станового хребта; Дырын-Юряхский и Чубачинский массивы.

4.3.2. Состав и свойства породообразующих и акцессорных минералов позднемезозойских гранитоидов Станового хребта.

Макрокомпонентный состав породообразующих минералов гранитоидов.

Основные закономерности распределения редких элементов в минералах позднемезозойских гранитоидов Станового хребта.

Условия кристаллизации гранитоидов.

Модели фракционирования гранитоидных магм.

4.3.3. Геохимия изотопов Шэ и 8г в породах и минералах плутонических образований Станового хребта.

4.3.4. К вопросу о происхождении гранитоидных магм Станового хребта.

4.4. Геохимические свойства позднемезозойских вулканических серий Станового хребта, соотношение их с таковыми одновозрастных плутонических образований того же региона.

4.4.1 Петрохимия.

4.4.2 Геохимия редких элементов.

4.4.3. Причины появления эволюционных серий вулканических образований Станового хребта.

4.5. Шлировидные включения в гранитоидах.

4.5.1. Состав пород.

4.5.2. Состав минералов и условия кристаллизации шлировидных включений.

4.5.3. Происхождение шлировидных включений в мезозойских гранитоидах Станового хребта. Проблема смешения контрастных магм.

4.6. К вопросу о зарождении и эволюции позднемезозойского магматизма Станового хребта.

4.7. Рудная специализация и потенциальная рудоносность мезозойских магматических образований Станового хребта.

ГЛАВА 5. ГЕОХИМИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ФАНЕРОЗОЙСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ, РАЗЛИЧНЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ МАГМАТИЗМА И МАНТИЙНЫЙ ДИАПИРИЗМ.

5.1. Петролого-геохимическая типизация магматических образований основных типов структур фанерозойской магматической активности Земли.

5.1.1. Базальты и базальтоиды.

Геолого-петрографическая характеристика.

Петролого-геохимическая типизация.

5.1.2. Высоко- и среднекремнеземистые магматические образования.

5.2. К вопросу о модели геодинамики формирования различных фанерозойских тектоно-магматических структур Земли.

5.3. Основные черты эволюции и причины тектоно-магматической деятельности в фанерозое Восточной Сибири н Тихоокеанского подвижного пояса.

5.3.1. Сибирская платформа и Центрально-Азиатский пояс.

5.3.2. Тихоокеанский подвижный пояс.

5.4. К проблеме мантийного диапиризма, магматизма и эволюции Земли в фанерозойский период.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геохимия и петрология фанерозойских магматических образований, различные геодинамические обстановки магматизма и мантийный диапиризм"

Актуальность проблемы. Как хорошо известно [Кузьмин, 1985 и др.], молодые кайнозойские магматические пояса Земли обычно располагаются либо в типичных рифтовых зонах океанов и континентов, либо на активных окраинах континентов, включающих островные дуги. Последние из них характеризуются проявлением в продуктах магматизма поперечной вещественной зональности, наиболее наглядно выражающейся в увеличении щелочности (калиевости) пород в направлении континента, и с позиций теории плейт-мобилизма интерпретируются как зоны сочленения океанических и континентальных литосферных плит. Для ряда таких поясов доказывается генетическая связь эффузивных и интрузивных образований, и некоторые исследователи считают последние корнями вулканических дуг [Dickinson, 1970]. Внутри континентов также проявлено множество крупных вулканических и вулкано-плутонических поясов. По большей мере они более древнего возраста, и их нередко относят к тем, чья тектоно-магматическая история далеко не всегда ясна и требует всестороннего изучения. При этом, что очень важно, у исследователей до сих пор не сложилось единого мнения и по поводу происхождения магматизма в пределах активных континентальных окраин и островных дуг, что выражается в современной науке далеко не мирным (особенно в настоящее время) сосуществованием по данному вопросу таких резко отличных парадигм как плейт-мобилистической и расширяющейся Земли (а также «геосинклинальной», «мантийного диапиризма», «плюмовой», «пульсационной», гипотезы "катастрофизма" и др.). Соответственно, склонение исследователей в ту или иную сторону постоянно происходит по мере все большего накопления и осмысления информации по вопросам эволюции магматизма в пределах Земли и, в том числе, самой эволюции Земли как планеты в космическом пространстве. Конечно, все это невозможно сделать без детальнейшего всестороннего исследования и сопоставления особенностей динамики магматизма и его продуктов в различных регионах Земли, чего к настоящему времени сделано еще явно недостаточно и весьма актуально. Именно частью этой работы и является представленное здесь комплексное сопоставление ~ 50 самых разнообразных районов фанерозойской тектоно-магматической активности Восточной Сибири, Дальнего Востока и всего Тихоокеанского региона, включая детальную геологическую и петролого-геохимическую характеристику магматизма таких изученных нами крупнейших регионов мезо-кайнозойского магматизма мира и России, как вулканическая островная дуга Малых и Больших Курил, а также внутриконтинентальный вулкано-плутонический пояс Станового хребта по южному обрамлению Алданского щита.

К этому важно добавить, что если магматические процессы в различных структурах с позиций наиболее признаваемой в настоящее время плейт- мобилистиче-ской теории сейчас уже весьма широко рассмотрены, то в перспективе наиболее актуальным является их рассмотрение и с позиций других важнейших, но недостаточно разработанных теорий. Особенно это касается теории «мантийного диапиризма», которая сейчас приобретает всё большее число сторонников. Именно эта теория и стала базовой для интерпретации всей рассмотренной геологической информации в предлагаемой работе. Очевидно, эта работа является весьма актуальной и с позиции основ регионального геохимического анализа магматизма регионов, что имеет принципиальное значение для разработки принципов и методологии геохимического картирования, прогноза и оценки рудоносности магматических пород.

Цель и задачи исследования. Главной целью предлагаемого исследования является выявление причин зарождения и различной эволюции магматизма в самых разнообразных структурных зонах (геодинамических обстановках) Земли на примере крупнейших территорий фанерозойской тектоно-магматической активности Восточной Сибири, Дальнего Востока и всего Тихоокеанского региона с его обрамлением. В тоже время очевидно, что наиболее фундаментальными подобные исследования в настоящее время могут стать лишь в том случае, если они будут проводиться при детальном изучении и сопоставлении не только каких-то небольших ("простых") регионов с ограниченным развитием магматических процессов соответствующего возраста, но прежде всего - достаточно крупных, вплоть до глобальных «модельных» геологических структур или поясов с соответствующим разнообразно и длительно развивающимся магматизмом. На наш взгляд полностью удовлетворяют этим требованиям такие весьма крупные и сложные "модельные" мезо-кайнозойские тектоно- магматические структуры мира как Курильская островная дуга (включая Малокурильскую гряду) и Становой хребет (южное обрамление Алданского щита), детально изучавшиеся нами в рамках общеинститутской тематики и ставшие основой предлагаемой работы.

Здесь же отметим, что всеми исследователями, использующими в своей работе целый комплекс геологических методов, признается огромное значение петроло-го- геохимических данных по магматическим породам активных зон Земли. Именно они совершенно необходимы для идентификации типов магматических пород, возникающих в различных геодинамических обстановках и в максимальной степени отражающих их природу. В тоже время всеми признается явный недостаток этих данных не только для многих, но нередко даже для хорошо изученных «модельных» регионов магматизма мира. Соответственно, с учетом значительной аналитической базы и геологической направленности исследований Института геохимии, где работает автор предлагаемой работы, основным методологическим подходом к решению поставленной цели в ней (с максимальным учетом других геологических подходов) являются петроло-го-геохимические исследования магматических пород.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Сбор и обобщение геологической и геофизической информации по всем исследуемым регионам (по оригинальным, литературным и отчетным данным).

2. Детальная петрографическая, минералогическая, петрологическая и геохимическая (более чем на 54 элемента) типизация составов пород всего комплекса разновозрастных плутонических и вулканических образований, опробованных нами в пределах хорошо изученных "модельных" регионов (с использованием компьютерного банка данных и прикладного программного обеспечения).

3. Выявление закономерностей пространственно-структурного распределения (зональности) различных по составу магматических образований в "модельных" регионах.

4. Определение источников магматического вещества и уточнение геохронологии магматических событий в "модельных" регионах на основе К/Аг, ШУ8г и др. изотопных систем.

5. Создание новых геохимических карт и схем регионов.

6. Оценка потенциальной рудоносности регионов.

7. Геохимическое сопоставление составов продуктов магматизма исследованных регионов между собой и со всеми основными типами магматических образований мира, сформированных в самых различных геодинамических обстановках в разное время.

8. С современных геодинамических позиций построение моделей происхождения и эволюции магматизма как модельных регионов, так и всех рассмотренных территорий.

Фактический материал и методы исследования. Работа основана на опыте более 2 5-летних личных исследований геологии, петрографии, минералогии и геохимии магматических образований в различных частях России и прежде всего в таких крупнейших регионах магматизма как Становой хребет (по южному обрамлению Алданского щита) и островная дуга Больших и Малых Курил.

Основной материал по магматизму Станового хребта был собран автором (частично вместе с М.И.Кузьминым) в период 1973-1982 г. г. в ходе работ с геологами различных партий экспедиции N2 Всесоюзного Аэрогеологического треста. По данной теме в работе использовано ~ 500 химических и квантометрических силикатных анализов всей ассоциации интрузивных и эффузивных пород, а также -200 породообразующих и акцессорных минералов гранитоидов (кали-натровых полевых шпатов - ~60, плагиоклазов - 25, биотитов - 43, амфиболов - 25, магнетитов - 25 и сфенов - 7). Кроме того, в работе использовано более 35 определений К-Аг абсолютного возраста гранитоидов и ~ 40 определений изотопного состава ЯЬ и 8г в гранитоидах региона (как в породах, так и минералах) с построением соответствующих возрастных изохрон, а также >15 тысяч количественных элементоопредепений по исследованным породам и минералам на 33 редких и рудных элемента среди которых О, Ш^Сб, В, Б, Ве, Ва, Бг, Бп, Хп, РЬ, N1, Со, Сг, V, Си, (Мо, АУ, №>, Та, Ъх, Аи и >60 полных спектров РЗЭ. При этом, для 14 редких элементов в большинстве основных разновидностей гранитоидов региона были подсчитаны их мономинеральные балансы.

Материал по Большой Курильской гряде был собран в ходе 7 рейсов Научно- исследовательского судна (НИС) Вулканолог (1983-1987) коллективом исследователей в составе комплексной экспедиции Институтов вулканологии ДВНЦ АН СССР, геохимии СО АН СССР и ИГЕМ АН СССР (под руководством Г. П. Авдейко), где одним из главных исполнителей был автор данной работы.

По результатам исследования Большой Курильской гряды составлен каталог её 97 подводных вулканов и гор, где дано систематическое описание их морфологии, строения и магнитного поля, а также петрографическое и геохимическое описание драгированных с них вулканических пород. При геохимической характеристике этих вулканитов (а также пород значительного числа наземных вулканов региона) использовано ~ 1100 новых полных силикатных анализов, а также -1000 определений в пробах 38 редких элементов: 11Ь, Ы, Ва, Бг, V, Сг, N1, Со, Си, Ъа\ ~ 650 - Ве, В, Р; 350 - 320 -Аи; > 240 - Мо, Бп, РЬ; > 290 - и, ТЬ; ~ 160 - ИЬ, Та, Ъх, Ш; 69 - Ое; 39 - Оа; 135 -полных спектров РЗЭ. Анализы равномерно распределены по 3-м группам пород: базальты, андезито-базальты и андезиты. Доля кислых пород среди них заметно меньшая.

Химический состав минералов в лавах охарактеризован более, чем 2000 микрозондовых определений. В работе использовано 220 анализов изотопного состава Бг и 28 - N<1. 66 анализов Бг и все - N<3 выполнены по материалам данных работ.

Материал по островам Малой Курильской гряды был собран автором в 1989-1990 годах в составе комплексного тематического отряда Институтов океанологии АН СССР (группа Л. П. Зоненшайна) и геохимии СО АН СССР. Для геохимической типизации ~200 новых проб из большинства разностей вулканитов региона (включая для сопоставления представительное количество пород, интенсивно измененных вторичными процессами) были проанализированы на набор главных и широкий спектр вышеотмеченных редких элементов (~30), включая >60 полных спектров РЗЭ.

Весь объем аналитических работ по определению составов пород и минералов (в том числе некоторых структурных параметров последних) Станового хребта и Малой Курильской гряды, а также почти все анализы по породам Большой Курильской гряды выполнены сотрудниками аналитических лабораторий Института геохимии СО РАН СССР (АН СССР) им. А. П. Виноградова. Для определения силикатного состава тех или иных образований использовались химический и рентгено-спектральный (квантометрический) методы, для количественного определения микроконцентраций редких и рудных элементов - пламенно- фотометрический, атомно-эмиссионный (спектральный) и атомно-абсорбционный методы, а также атомно-эмиссионный метод с предварительным химическим обогащением №>, Та, 2г, Щ РЗЭ). Характеристика методик определения редких элементов и список ведущих аналитиков приводится в таблице 1.

Состав минералов из вулканитов Большой Курильской гряды определялся с помощью рентгеновских микроанализатров САМЕВАХ (ИВ ДВО АН СССР) и "САМ-ЕСА М8-46" (ИГЕМ АН СССР). Изотопный состав Бг и N<3 определялся в основном в изотопной лаборатории ИГЕМ.

Научная новизна. Диссертация построена преимущественно на оригинальном фактическом материале, изученном и опубликованном автором. При этом, она является первым обобщением и наиболее полной сводкой материалов по петрографии, минералогии, петрологии и геохимии, включая изотопную, широкой ассоциации мезо-кайнозойских плутонических и вулканических образований Станового хребта.

По результатам детальных комплексных исследований, проведенных в 7 рейсах НИС "Вулканолог", впервые составлен каталог 97 подводных вулканов и гор Курильской островной дуги, включающий их подробное геолого-структурное описание с петрографической и геохимической характеристикой слагающих их пород [Подводный вулканизм ., 1992]. На новом уровне произведен анализ всего обширного комплекса оригинальных и литературных геолого-геохимических данных по островной дуге Малых и Больших Курил.

Обоснована общая концептуальная "диапировая" модель магмообразования в пределах рассмотренных регионов магматизма, которую можно перенести на большинство таковых в мире, и которая в максимальной степени соответствует теории расширяющейся Земли.

Практическая значимость работы. Проведенные петролого- геохимические исследования магматических образований важны для решения вопросов происхождения и эволюции тектоно-магматических структур мира, проблем рудной специализации различных магм, целей геологического и геохимического картирования и т.д.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы 1 коллективная монография (где автор является одним из ведущих) и 43 статьи преимущественно в центральных российских и зарубежных журналах и сборниках.

Кроме того, основные положения работы докладывались и обсуждались на более, чем 10 различных региональных, всесоюзных и международных совещаниях и симпозиумах (что зафиксировано в виде соответствующих докладов и тезисов), а именно, на Международном симпозиуме "Строение и динамика переходных зон" (Со

Таблица 1. Параметры аналитических методик, использованные для определения содержаний редких элементов и фтора.

Элемент Метод анализа Предел об- Относительное Ведущие наружения, стандартное отклонение аналитики г/т

1л, Ш), Фотометрия пла- 0,5 0,05-0,07 В.Д.Цыханский

С8 мени 0,5 « С.И.Шигарова

Ва, вг Количественный 20 0,15-0,20 С.К.Ярошенко атомно- $п эмиссионный 1,0 0,18 А.И.Кузнецова

W спектральный 0,5 0,25-0,30

РЬ анализ [Эмисси- 1,0 0,14

Ъп онный спек- 10 0,20

Ag тральный., 1976; 0,03 до 0,50 е Кузнецова, 0,8 0,25 ва Лонцих, 1986] 3,0 0,30

Со 1,0 0,20 А.И.Глазунова,

N1 2,0 0,20 Л.Н.Одареева

Сг 5,0 • 0,17

V 2,0 0,17

Мо 1,0 0,15-0,20

Си 0,3 0,22

В 0,6 0,17 Л.Л.Петров

Ве 0,2 0,15

Р 70 0,25-0,35

Со Атомно- 10 При <50 г/т При >50 г/т В.Д.Цыханский, абсорбционный 0,10-0,20 0,02-0,10 О.А.Пройдакова

N1 [Хавезов, 10 И и

Сг Цалев, 1983]. 20 При <80 г/т При >80 г/т

0,10-0,25 0,02-0,10

V 50 При <150 г/т При > 150 г/т

0,10-0,25 0,02-0,10

Си 5 При <20 г/т При >20 г/т

0,10-0,15 0,01-0,10

Ъл 10 " ш "

N5, Ът, Количественный 0,1 0,20-0,30 Е.В.Смирнов

Та, НГ атомно- 0,2 0,20-0,30 В.Д.Цыханский эмиссионный С.Н.Арбатская

Ьа спектральный 0,1 0,15-0,25 В.В.Конусова

Се, Рг анализ с предва- 0,3 0,20-0,30

N(1 рительным хими- 0,1 0,22-0,27

Бт ческим обогаще- од 0,15-0,30

Ей нием [Цыханский 0,03 0,15-0,30

Сл(1 и др., 1976; 0,1 0,10-0,22

ТЬ Эмиссионный 1,0 0,20-0,25

У спектральный., 0,1 0,22-0,30

Но 1976; Смирнова, 0,05 0,17-0,30

Ег Конусова, 1982] 0,1 0,16-0,25

УЬ 0,01 0,10-0,15

Ьи 0,05 0,20-0,30

У 0,01 0,20-0,30

XV 0,01 0,20-0,30 А.И.Кузнецова

Аи 0,0002 0,15 А.А.Хлебникова

Ва Рентгено- 100 0,15-0,20 В.П.Афонин

Эг спектральный 50 0,15-0,20 Т.Н.Гуничева

Афонин и др., А.Л.Финкель

1984] штейн чи, 1985), на Ассамблее МГТС (Гамбург, 1983), на Тихоокеанской школе по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1985), на VI Всесоюзном вулканологическом совещании "Вулканизм и связанные с ним процессы" (Петропавловск-Камчатский, 1985), на III съезде советских океанологов (Ленинград, 1987), на Геохимическом семинаре в Институте геохимии АН СССР (Москва, 1990), на 4-м Международном совещании по тектонике литосферных плит (Москва- Звенигород, 1995), на Всесоюзном петрографическом совещании (Уфа, 1995), на конференции "Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе" (Геодинамика и эволюция Земли, Новосибирск,

1996), на III Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле" (Москва,

1997), на Всероссийском совещании "Гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации. Петрология, геодинамика, металлогения" (Сыктывкар, 1997), на II Всероссийском металлогеническом Совещании "Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Се-веро-Азиатского кратона и разновозрастных орогенных поясов его обрамления (Иркутск, 1998), на научных чтениях, посвященных памяти М. Н. Захарова «Геохимия и петрология магматических процессов» (Иркутск, 2002).

Работа выполнена в лаборатории Региональной геохимии Института геохимии СО РАН им. А. П. Виноградова. При этом, исследования велись в тесном контакте с коллегами этого и других академических институтов, а также МинГео России. Так, в отношении работ по Становому хребту это прежде всего относится к директору Института геохимии академику Л. В. Таусону, руководителю лаборатории Региональной геохимии М. И. Кузьмину (впоследствии директору института) и сотрудникам его лаборатории П. В. Ковалю, Н. В. Владыкину, А. Г. Горегляду, А. Н. Лызину, В. И. Заикину, А. Б. Перепелову и др. Кроме того, детальные полевые геохимические исследования в столь труднодоступной для изучения местности были бы невозможны без огромной практической помощи сотрудников различных партий Московской геолого-съемочной экспедиции N2 ВНПО Космоаэрогеология, с которыми проводил свои работы Зейский тематический отряд, начальником которого был автор. Всем им и в особенности В. И. Колесникову, Н. Н. Лаврович, Ш. Л. Абрамовичу, Е. А. Синцеровой, А. А. Ельянову, Е. Н. Цеймаху, Ф. Д. Левину и др. автор выражает свою особую признательность.

В пределах Большой Курильской гряды исследования проводились также в тесном контакте с большим коллективом коллег, к которым прежде всего относятся руководитель экспедиции Г. П. Авдейко и О. Н. Волынец, а также - В. И. Бондаренко, В. А. Рашидов, Л. В. Черткова, Г. М. Гавриленко, В. А. Дубровский, В. А. Сергеев, И. А. Марков, А. П. Сазонов, А. М. Надежный, А. А. Цветков, Н. Г. Гладков, В. С. Григорьев и др. В районе Малых Курил работы велись совместно с Л. П. Зоненшайном, М. В. Кононовым, Б. Г. Голионко и др. Всем им автор также глубоко признателен за практическую помощь и полезные советы.

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Антонов, Андрей Юрьевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, в результате проделанного нами целого комплекса обширных оригинальных исследований был осуществлен детальный региональный (и даже в значительной степени глобальный) геологический и петролого-геохимический анализ эволюции таких крупнейших в России и в мире мезо-кайнозойских ареалов тектоно-магматической деятельности как Курильская островная дуга и Становой хребет по южному обрамлению Алданского щита, а также, сопоставительно, всех смежных с ними территорий, в том числе Сибирскую платформу с ее обрамлением (включая Байкало-Становую зону и Центрально-Азиатский пояс), весь Тихоокеанский регион со всем его обрамлением, а также некоторых других "эталонных" структур типа Восточно- Африканской рифтовой системы, Исландии и др. Следуя положениям плейт- мобилистиче-ской теории, магматизм в этих регионах развивался во всех основных типах геодинамических обстановок Земли. Соответственно, всё это позволило получить для них целую серию новых как локальных, так и глобальных геологических выводов и построить достаточно убедительные модели их происхождения и эволюции. Основные выводы данной работы можно представить в качестве следующих основных ее защищаемых положений.

1. В четвертичных продуктах вулканизма Курильской островной дуги, впервые с учетом образований практически всех ее подводных вулканов, доказана и детально охарактеризована как четкая поперечная, так и менее четкая продольная вещественная зональность. Она установлена по геохимическим, изотопным и минералогическим критериям лав, а также по составу выносимых ими включений. Во всем ряду вулканических дифференциальных серий, с их удалением от фронтальной зоны вулканизма к его тыловой зоне в сторону континента, уменьшаются величины первичного отношения 865г/878г и увеличиваются содержания суммы щелочей, К, Юз, Ва, Бг, и, ТЬ, РЗЭ, а в наиболее мафических разностях - Тл, М^, N1, Сг. Особенности состава вулканитов эволюционных серий региона определяются физико- химическими условиями генезиса первичных магм, а также их дифференциацией и смешением.

2. Мел-палеогеновые продукты магматизма Малой Курильской островной гряды, даже с учетом их некоторой геохимической специфики, по составу соответствуют типичным "островодужным" образованиям всех 3-х главных поперечных зон вулканизма именно смежной Большой Курильской гряды. По комплексу геологических и пет-ролого-геохимических данных, Малая Курильская островная гряда действительно является частью общей Курильской мезо-кайнозойской континентальной окраины Востока Азии и характеризует собой ранние этапы ее тектоно-магматической эволюции.

3. Широко варьирующие по составу позднемезозойские магматические образования Станового хребта по южному обрамлению Алданского щита формировались в самых различных фациях глубинности, от абиссальных автохтонных до поверхностных. Большинство салических образований среди них по составу изменяются слабо, но мафические образования варьируют значительно и прежде всего на юго-востоке региона. Это выражается увеличением общей щелочности и калиевости в средних составах пород по мере их распространения к северо-западу. Близкие по щелочности и кремнеземистости эффузивные и интрузивные образования (а также шлировидные включения в гранитои-дах региона) формировались из одних и тех же соответствующих по составу магм. При этом, и мафические, и большинство салических магм формировались здесь в результате самостоятельных выплавок, а магмы промежуточного состава по большей мере образованы разной степенью смешения контрастных по составу магм, т. е. коровых салических и, скорее всего, верхнемантийных базитовых.

4. Выплавление вначале близких по составу высокощелочных базитовых магм, а затем все более значительных объемов базальтовых магм уменьшающейся щелочности вплоть до низкощелочных является важнейшим общим свойством тектоно-магматической эволюции всех типов долгоживущих фанерозойских структур Земли, которое позволяет полагать для нее универсальность геодинамического механизма. При этом, разнообразие состава всей ассоциации магматических пород различных типов структур в меньшей степени ассоциируется со строением и составом первичного коро-вого и мантийного субстрата регионов, но наиболее четко - с различными параметрами воздымающихся здесь мантийных диапиров высоконагретого разуплотненного вещества, т. е. их величиной и скоростью воздымания, уровнем поднятия и углом наклона, а также вызванного ими плавления в различной степени преобразованного вмещающего диапир субстрата.

562

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Антонов, Андрей Юрьевич, Иркутск

1. Абдурахманов А.И., Пискунов Б.Н., Сергеев И.Г., Федорченко В.И. Вулкан Алаид (Курильские острова) // Восточно-Азиатские островные системы (тектоника и вулканизм). Южно-Сахалинск: СахКНИИ, 1978. С. 85-107.

2. Абдурахманов А. И., Федорченко В. И. Закономенности распределения некоторых редких (Sc, Zr, Y) и рудных (Си, Аи) элементов в четвертичных лавах Курильских островов // Вулканология и сейсмология. 1984. - № 6. - С. 55-66.

3. Абдурахманов А.И., Родионова Р.И., Федорченко В.И. Геохимическая зональность четвертичных вулканитов Курильской островной, дуги и некоторые вопросы петрологии // Океанический магматизм: эволюция, геологическая корреляция. М.: Наука, 1986.-С. 169-184.

4. Абдурахманов А.И., Федорченко В.И. Закономерности распределения лития, рубидия и стронция в четвертичных лавах Курильских островов // Вулканология и сейсмология. 1980. - № 6. - С. 11-20.

5. Абдурахманов А.И., Федорченко В.И. Закономерности распределения элементов группы железа в четвертичных лавах Курильских островов // Вулканология и сейсмология. 1983. -№ 3. - С. 10-24.

6. Абдурахманов А.И., Федорченко В.И., Родионова Р.И. Геохимические особенности и зональность состава четвертичных вулканитов Курильской островной дуги // Тихоокеанская геология. 1989. - № 4. - С. 28-44.

7. Авдейко Г.П., Волынец О.Н., Антонов А.Ю., Цветков A.A. Латеральные вариации вещественного состава четвертичных лав Курильской островной дуги: Тезисы докл. Ассамблея МГГС. Гамбург, 1983.

8. Авдейко Г.П., Краснов С.Г. Сульфидные руды и их связь с подводными вулканами и гидротермами островных дуг // ДАН СССР. 1985. - Т. 282, № 4, - С. 26-39.

9. Авдейко Г.П., Волынец О.Н., Антонов А.Ю. Подводный вулканизм островных дуг: структурное положение, особенности развития, проблемы петрогенезиса // Материалы III съезда советских океанологов. Л., 1987. - С. 14-15.

10. Авдейко Г.П. Закономерности распределения вулканов Курильской островной дуги // ДАН. СССР. 1989. - Т. 304, № 5. - С. 1196-1200.

11. Авдейко Г.П., Волынец Q.H., Антонов А.Ю. Вулканизм Курильской островной дуги. Структурно-петрологические аспекты и проблемы петрогенезиса. // Вулканология и сейсмология. 1989. - №5. - С. 3-15.

12. Авдейко Г.П., Волынец О.Н., Антонов А.Ю. Вулканизм Курильской островной дуги. Структурно-петрологические аспекты и проблема петрогенезиса: Тезисы докл. Геохимический семинар (Москва, Институт геохимии АН СССР, апрель 1990 года).-М., 1990.-С. 35.

13. Авдейко Г.П. Подводный вулканизм островных дуг: Автореф. дисс. д-ра геол.-минер, наук. М., 1993. - 66 с.

14. Аверьянова В.Н. Детальная характеристика сейсмических очагов Дальнего Востока. М.: Наука, 1968. - 192 с.

15. Аверьянова В.Н. Глубинная сейсмотектоника островных дуг. М.:Наука, 1975.-220 с.

16. Альбов O.A., Мошкин В.Н. Основные черты мезозойского интрузивного магматизма восточной части Станового хребта (юго-западная часть хребта Джугджур) // Информ. сб. ВСЕГЕИ. 1959. - № 17. - С. 59-67.

17. Альмухамедов А.И., Медведев А.Я. Геохимия серы в процессе эволюцииосновных магм. М.: Наука, 1982. - 148 с.

18. Альмухамедов А.И., Кашинцев Г.Л., Матвеенков В.В. Эволюция базальтового вулканизма Красноморского рифта. НовосибирскгНаука, 1985. - 182 с.

19. Альмухамедов А.И., Золотухин В.В. Основные проблемы траппового магматизма на примере Сибири и Декана // Траппы Сибири и Декана. Черты сходства и различия. Новосибирск:Наука, 1991. - С. 196-213.

20. Аномальные гравитационные поля дальневосточных окраинных морей и прилегающей части Тихого океана / Гайнанов А.Г., Павлов Ю.А., Строев П.М. и др. // -Новосибирск:Наука, 1974. 108 с.

21. Аношин Г.Н. Золото в магматических горных породах. Новосибирск: Наука, 1977.-207 с.

22. Антипин B.C., Кузьмин М.И., Пополитов Э.И., Знаменский Е.Б. О генезисе калиевых полевых шпатов в мезозойских порфировидных гранитоидах Восточного Забайкалья // Геохимия. 1969. - № 6. - С. 698-708.

23. Антипин B.C. Полевые шпаты мезозойских гранитоидов различных геохимических типов (МНР) и их петрогенетическое значение // Геохимия и петрология метасоматоза. Новосибирск: Наука, 1975. - С. 82-102.

24. Антипин B.C., Петрова З.И., Кузьмин М.И. Щелочные полевые шпаты из гранитоидов различного генезиса// Геохимия. 1975. - № 9. - С. 1317-1328.

25. Антипин B.C., Коваленко В.И., Рябчиков И.Д. Коэффициенты распределения редких элементов в магматических породах. М.: Наука, 1984. - 253 с.

26. Антонов А.Ю., Кузьмин М.И. Биотиты из мезозойских гранитоидов Токско-Нуямского массива Станового хребта // Вопросы минералогии и геохимии изверженных пород Восточной Сибири. Иркутск, 1976. - С. 70-81.

27. Антонов А.Ю., Халтуева В.К. Биотиты из мезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов 1976. - Иркутск, 1977. - С. 71-75.

28. Антонов А.Ю. К геохимии мезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов 1976. - Иркутск, 1977. - С. 71-75.

29. Антонов А.Ю., Смирнов В.Н. О мезозойском K-Ar возрасте некоторых гней-согранитных образований Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов 1977. -Иркутск, 1979. - С. 54-59.

30. Антонов А.Ю. О региональной петрохимической зональности верхнемезозойского гранитоидного магматизма Станового хребта // Геохимия эндогенных процессов 1977. - Иркутск, 1979. - С. 48-54.

31. Антонов А.Ю., Кузьмин М.И., Хлебникова A.A. Распределение золота в мезозойских гранитоидах Станового хребта // Геология и геофизика. -1980. -№ 9. -С. 6878

32. Антонов А.Ю., Авдейко Г.П., Бондаренко В.И., Волынец О.Н. Подводная кальдера Г.С. Горшкова (Курильские острова) // Тихий океан. Геология, геоморфология, магматизм: Тезисы докл. Владивосток, 1983. - С. 130-131.

33. Антонов А.Ю. Петрология и геохимия верхнемезозойских гранитоидов южного ограничения Алданского щита (Становой хребет): Автореф. дисс. канд. геол.-минер. наук. Иркутск, 1984. - 25 с.

34. Антонов А.Ю. Мафические гомеогенные включения в вулканитах Курильской островной дуги и проблема смешения магм // Тихоокеанская геология. 1993. - № З.-С. 20-32.

35. Антонов А.Ю. Геохимические типы меловых вулканитов Матакотанской свиты о.Шикотан (Малая Курильская гряда) // Тихоокеанская геология. 1993. - № 4. -С. 58-73.

36. Антонов А.Ю., Кононов М.В., Голионко Б.Г. Геохимическая типизация мел-палеогенового магматизма о. Шикотан (Малая Курильская гряда) // Тихоокеанская геология. 1996. - № 6. - С. 19-35.

37. Антонов А.Ю. Геохимия Au, Ag, W, Ge, S и потенциальная рудоносность мел-палеогеновых магматических образований Малой Курильской гряды // Тихоокеанская геология. 1997.-№ 1,-С. 21-31.

38. Антонов А.Ю. Редкоземельные элементы в мел-палеогеновых магматических образованиях Малой Курильской гряды //Тихоокеанская геология. 1997. - Т. 16, №3.-С. 87-101.

39. Антонов А.Ю. К вопросу о динамике формирования Малой Курильской гряды: Тезисы докл. III Междунар. Конфер. "Новые идеи в науках о Земле" (Москва, 125 апреля 1997 г.).-М., 1997.-Т. 1. С. 18.

40. Антонов А.Ю. Редкоземельные элементы в позднемезозойских гранитоидах южного ограничения Алданского щита (Становой хребет) // Тихоокеанская геология. -1998. Т. 17, №3. - С. 68-80.

41. Антонов А.Ю. Геохимия позднемезозойских вулканических образований южного ограничения Алданского щита (Становой хребет) // Тихоокеанская геология. -1998.-Т. 17, №6. С. 79-93.

42. Антонов А.Ю. Редкоземельные элементы в позднемезозойских вулканических образованиях Станового хребта. // Тихоокеанская геология. 2000. - Т. 19, № 1. -С. 66-79.

43. Антонов А.Ю. К вопросу о генезисе мафических шлировидных включений в позднемезозойских гранитоидах южного ограничения Алданского щита (Становой хребет) // Тихоокеанская геология. 2000. - Т. 19, № 4. - С. 29-52.

44. Антонов А.Ю. Геохимия Au, Ag, Ge, Ga в четвертичных вулканических образованиях Курильской островной дуги // Тихоокеанская геология. 2001, - Т. 20, № 2.- С. 62-75.

45. Антонов А.Ю., Дриль С.И., Банковская Э.В. Rb-Sr-изотопная характеристика аллохтонных и автохтонных позднемезозойских гранитоидов Станового хребта (Южное ограничение Алданского щита) // Тихоокеанская геология. -2001. -Т. 20, № 4. -С. 61-76.

46. Анфилогов В.Н. Природа и петрографические критерии ликвации магматических расплавов // Геохимия. 1975. - № 7. - С. 1035-1042.

47. Артюшков Е.В. Геодинамика. М.:Наука, 1980.

48. Ассоциация щелочных базальтоидов Курильской островной гряды / Казакова Э.Н., Неверов Ю.А., Сергеев К.Ф. и др. // Тр. СахНИИ. Владивосток, 1974. - 212 с.

49. Афанасьев Г.Д. Магматизм и связь с ним эндогенного рудообразования // Источники рудного вещества эндогенных месторождений. М.: Наука, 1976. - С. 31-43.

50. Афонина Г.Г., Шмакин Б.М., Макагон В.М. Экспрессный метод определения упорядоченности моноклинных и триклинных калиевых полевых шпатов // Докл. АН СССР. 1976. - Т. 231, № 2. - С. 449-452.

51. Афонин В.П., Гуничева Т.Н., Пискунова Л.Ф. Рентгено-флюоресцентный силикатный анализ. Новосибирск:Наука, 1984. - 224 с.

52. Багдасарьян Г.П., Герасимовский В.И., Поляков А.И., Гукасян Р.Х. Новые данные по абсолютному возрасту и химическому составу вулканических пород Байкальской рифтовой зоны // Геохимия-. 1981. - № 3. - С. 342-350.

53. Баженова Г.Н., Козлов В.А. Объяснительная записка к Геологической карте СССР масштаба 1:200 000, лист 0-51-XXXII. Москва:Госгеолтехиздат, 1963. - 75 с.

54. Баженова Г.Н.,.Козлов В.А., Белоножко Л.Б. Объяснительная записка к Геологической карте СССР масштаба 1:200 000, лист 0-51-XXXI. Москва:Недра, 1964. -72 с.

55. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. -М.: Наука, 1976. -265с.

56. Балеста С.Т. Земная кора и магматические очаги областей современного вулканизма. М.: Наука, 1981. - 133 с.

57. Бамское золоторудное месторождение (геология, минералогия и геохимия). -- Владивосток: Дальнаука, 1998. Труды АмурКНИИ, вып.1. 208 с.

58. Баранов Б.В., Монин A.C. О Курило-Алеутской субдукции // ДАН СССР. -1985. Т. 28Г, № 6. - С. 1328-1331.

59. Барсуков В.Л. К геохимии олова // Геохимия. 1957. - № 1. - С. 36-45.

60. Барсуков В.Л., Павленко Л.Н. Распределение олова в гранитоидных породах // Докл. АН СССР. 1966. - Т. 109, № 3. - С. 589-592.

61. Барсуков В.Л. Основные черты геохимии олова. М.:Наука, 1974. - 150 с.

62. Белов Н.В. Кристаллохимия основного процесса кристаллизации магмы // Тр. геохим. симпозиума «Геохимия редких элементов в связи с проблемой петрогене-зиса» (Москва, 20-24 декабря 1957 г.). М.:Изд-во АН СССР, 1959. - С. 95-101.

63. Белоусов В.В. Переходные зоны между континентами и океанами. -М.:Недра, 1982. 150 с.

64. Белоусов А.Ф. Проблемы анализа эффузивных формаций. Новосиби-риск:Наука, 1976. - 552 с.

65. Белый В.Ф. Окраинно-континентальные тектоно-магматические пояса Тихоокеанского сегмента Земли. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998. - 58 с.

66. Белянкин Д.С. Дифференциация магмы. Избранные труды, т. II. М.:Изд-во АН СССР, 1958.-С. 351-355.

67. Билибина Т.В. К геологии и металлогении Алданского щита // Вопросы генезиса и закономерности размещения эндогенных рудных месторождений. М., 1966. -С. 233-257.

68. Биндеман И.Н. Смешение магм как механизм генезиса экструзивных даци-тов вулкана Менделеева (о. Кунашир, Курильские острова) // Тихоокеанская геология. -1990.-№ 1.-С. 11-19.

69. Биндеман И.Н., Подладчиков Ю.Ю. О механизме выноса и извержения родственных включений в вулканических породах // Известия АН СССР. Сер. геол. 1991. -№ 9. - С. 48-56.

70. Биндеман И.Н. Ретроградная везикуляция базальтовой магмы в малоглубинных очагах: модель происхождения меланократовых включений в кислых и средних породах // Петрология. 1995. - Т.З, № 6. - С. 632-644.

71. Боголепов К.В. Некоторые закономерности мезозойской тектоники внегео-синклинальных областей Сибири // Геология и геофизика. 1966. - № 12. - С. 3-18.

72. Боголепов К.В. Основные черты мезозойской тектоники внегеосинклиналь-ных областей Сибири // Тектоника Советского Дальнего Востока и прилегающих акваторий. М„ 1968.-С .44-67.

73. Боголепов К.В. О двух типах орогенеза // Геология и геофизика. 1968. -№ 8.-С. 15-26.

74. Борнеман-Старынкевич И.Д. Руководство по рассчету формул минералов. -М.:Наука, 1964.-224 с.

75. Брахфогель Ф.Ф. Геологические аспекты кимберлитового магматизма Северо-Востока Сибирской платформы. Якутск:ЯФ СО АН СССР, 1984. - 128 с.

76. Булах А.Г. Руководство и таблицы для рассчетов формул минералов. -М.:Недра, 1964.- 132 с.

77. Булин Н.К., Афанасьев H.A., Проняев Е.А., Ерглис Е.И. Глубинный разрез юго-востока Сибирской платформы и её складчатого обрамления по сейсмологическим данным // Советская геология. 1972. - № 10. - С. 134-140.

78. Бушляков И.Н. Содержание титана в амфиболах и биотитах из гранитоидов, как показатель условий их формирования // Докл. АН СССР. 1969. - Т. 186, № 4. - С. 924-927.

79. Валуй Г.А. Образование автолитов в гранитоидах как флюидно- магматическое расслоение расплавов // Тихоокеанская геология. 1997. - Т. 16, № 1. - С. 11-20.

80. Варданянц J1.A. Триадная теория двойниковых образований минералов. -Ереван: Изд-во АН Арм. ССР, 1950. 108 с.

81. Варданянц J1.A. Триадный метод исследования двойников плагиоклаза. -Ереван: Изд-во Арм. ССР, 1951. 84 с.

82. Вартанова Н.С., Завьялова И.В., Щербакова З.В. Мезозойский интрузивный магматизм юго-западного Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1979. - 158 с.

83. Васильев Б.И., Жильцов Э.Г., Суворов A.A. Геологическое строение юго-западной части Курильской системы дуга-желоб. М.: Наука, 1979. - 107 с.

84. Васильев Б.И., Кичина E.H. О геологическом строении района Кунаширско-го пролива и подводного продолжения п-ов Сиретоко (Охотское море) // Геология дна Дальневосточных морей. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1977. - С. 12-23.

85. Васильев Б.И. О геологическом строении Тихоокеанского шельфа Малой Курильской дуги // ДАН СССР,- 1979,- Т. 219, № 6. С. 1437-1441.

86. Васютина Л.Г., Кусков А.П. Строение зоны байкальских рифтов по данным космодешифрирования // Советская геология. 1978. -№ 8. - С. 131-137.

87. Введенская A.B. Исследование напряжений и разрывов в очагах землетрясений при помощи теории дислокаций. М.: Наука, 1969. - 136 с.

88. Вейцман П.С. Особенности глубинного строения Курило-Камчатской зоны //Физика Земли. 1965. - № 9. - С. 13-30.

89. Вергунов Г.П. Очерк геологии и металлогении южной части Курильского архипелага // Тр. СахКНИИ. Вып. 10. - 1961. - С. 65-75.

90. Вещественный состав продуктов извержения вулкана Алаид в 1981 г. / Флеров Г.Б., Иванов Б.В., Андреев В.Н. и др. // Вулканол. и сейсмол. -1982. -№ 6. С. 28-43.

91. Винклер Г. Генезис метаморфических пород. М.: Мир, 1969. - 246 с.

92. Виноградов А.П. Средние содержания химических элементов в главных типах изверженных горных пород земной коры // Геохимия. 1962. - № 7. - С. 535-572.

93. Виноградов В.И., Вакин Е.А. Изотопный состав стронция термальных вод Камчатки // ДАН СССР. 1983. - Т. 273, № 4. - С. 965-968.

94. Виноградов В.И., Григорьев B.C. .Лейтес A.M. Возраст метаморфизма Срединного хребта Камчатки // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1988. - № 9. - С. 30-38.

95. Виноградов В.И., Григорьев B.C., Покровский Б.Т. Изотопный состав кислорода и стронция в породах Курило-Камчатской островной дуги ключ к некоторым генетическим построениям // Эволюция системы кора-мантия. - М.:Наука, 1986. - С. 78103.

96. Вишняков В.Е., Сейфуллин P.C. Обобщенная модель позднемезозойских впадин Забайкалья и их рудоносность // Геология и геофизика. 1981. - № 8. - С. 3035.

97. Владыкин Н.В. Геохимия и генезис лампроитов Алданского щита // Геология и геофизика. 1997. - Т. 38, № 1.-С. 123-136.

98. Владыкин Н.В. Петрология и рудоносность K-щелочных комплексов Монголо-Охотского ареала магматизма: Автореф. дисс. доктора геол.-минер, наук. Иркутск, 1997.-80 с.

99. Власов Г.М. К вопросу о «господстве» тектоники плит за рубежом // Советская геология. 1992. - № 6. - С. 80-85.

100. Власов Г.М. Что же такое офиолиты ? // Тихоокеанская геология. 1995. - Т. 14, №6.-С. 121-129.

101. Власов Г.М. Проблема террейнов и общая оценка крайнего мобилизма // Тихоокеанская геология. 1996. - Т. 15, № 4. - С. 109-116.

102. Власов Г.М. Внешние дуги: вторжения мантии в кору и возбуждение геосинклинального процесса // Тихоокеанская геология. 1997. - Т. 16, № 3. - С. 2-12.

103. Власов Г.М. Современное состояние и перспективы развития геотектоники // Тихоокеанская геология. 1999. - Т. 18, № 4. - С. 116-124.

104. Возраст гранитоидов восточной части Станового хребта (по изотопным данным) / Левченков O.A., Балаганский В.В., Макеев А.Ф. и др. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1980.-№7.-С. 25-34.

105. Воларович Г.П. О закономерности размещения золотоносных районов на территории СССР // Тр. ЦНИГРИ. 1961. - Вып. 38. - С. 3-20.

106. Вол охов И.М. Обломки основных и ультраосновных пород в базальтах и кимберлитах родственные включения или ксенолиты пород верхней мантии. - Ново-сибирск:Наука, 1972. - 72 с.

107. Волынец О.Н., Колосков A.B. Плагиоклазы четвертичных эффузивов и малоглубинных интрузивов Камчатки. Новосибирск:Наука, 1976. - 134 с.

108. Волынец О.Н., Абрамов В.Ф., Хренов А.П. Распределение компонентов на границе стекол полос разного состава в смешанных лавах // Геология и геофизика. -1977. -№ 9. -С. 146-151.

109. Волынец О.Н. Ге-теротакситовые лавы и пемзы // Проблемы глубинного магматизма. Новосибирск: Наука, 1979. - С. 181-196.

110. Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Виноградов В.И., Григорьев B.C. Изотопная зональность в четвертичных лавах Курильской островной дуги // Тихоокеанская геология. 1988. -№1.-С. 19-27.

111. Волынец О.Н., Пополитов Э.И., Патока М.Г., Аношин Г.Н. Две серии лав повышенной щелочности в позднекайнозойской вулканической зоне Срединного хребта Камчатки // Докл. АН СССР. 1984. - Т. 274, № 5. - С. 1185-1189.

112. Волынец О.Н., Аношин Г.Н. Антипин B.C. Петрология и геохимия щелочных и субщелочных лав как индикатор геодинамического режима островных дуг //

113. Геология и геофизика. 1986. - № 8. - С. 10-17.

114. Волынец О.Н., Аношин Г.Н., Пузанков Ю.М., Пархоменко B.C. Геохимическая типизация позднекайнозойских базальтов Камчатки (по данным нейтронно- акти-вационного анализа) // ДАН СССР. 1987. - Т. 293, № 3. - С. 685-688.

115. Волынец О.Н., Ермаков В.А., Кирсанов И.Т., Дубик Ю.М. Петрохимические типы четвертичных базальтов Камчатки и их геологическое положение // Бюл. вулканолог. станций. 1976. - № 52. - С. 115-126.

116. Волынец О.Н., Флеров Г.Б., Шанцер А.Е., Мелекесцев И.В. Курило- Камчатская островная дуга: Камчатский сегмент // Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. Москва:Наука, 1987. - С. 56-85.

117. Волынец О.Н., Щека С.А., Дубик Ю.М. Оливин-анортитовые включения вулканов Камчатки и Курил // Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М.: Наука, 1978. - С. 124-167.

118. Волынец О.Н. Петрология и геохимическая типизация вулканических серий современной островодужной системы: Автореф. дисс. д-ра геол.-минер, наук. М., 1993.

119. Воробьев В.М., Кочергин Е.В., Красный М.П. Изученность района исследований магнито-метрическими методами // Геомагнитное поле окраинных морей северозападной части Тихого океана. Южно-Сахалинск. - 1975. - Вып. 38. - С. 11-16.

120. Воскресенская Н.Т., Зверева Н.Ф. Некоторые вопросы геохимии золота в связи с рудоносностью магматических комплексов Северного Казахстана // Геохимия. -1968.-№4.-С. 422-431.

121. Восточно-Африканская рифтовая система / Белоусов В.В., Герасимовский В.И., Горячев A.B. и др. // Т 3. Москва:Наука, 1974. 288 с.

122. Гавриленко Г.М., Храмов C.B. Железомарганцевые образования подводных склонов Курильской островной дуги // Вулканология и сейсмология. 1986. - № 2. - С. 97-100.

123. Гаврилов В.К., Соловьева В.А. Вулканогенно-осадочные формации геоантиклинальных поднятий Малых и Больших Курил. Новосибирск: Наука, 1973.

124. Гайнанов А.Г., Исаев В.И., Удинцев Г.Б. Магнитные аномалии и морфология дна островных дуг северо-западной части Тихого океана // Океанология. 1968. - Т. 8.-Вып. 6.-С. 1017-1024.

125. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Алтае-Саянский и Забайкало-Верхнеамурский регионы. Ленинград:Недра, 1986.-Т. 7,-кн. 2.-239 с.

126. Геология дна Филиппинского моря. М.:Наука, 1980.

127. Геология и петрология докембрия Алданского щита. -М.:Наука, 1966. -318 с.

128. Геология СССР. T. XIX. Хабаровский край и Амурская область. М.:Недра, 1966. -736 с.

129. Геология и петрология докембрия южного обрамления Алданского щита / Судовиков Н.Г., Глебовицкий В.А., Другова Г.М. и др. // Л.: Наука, 1965. - 290 с.

130. Геология и петрология южного обрамления Алданского щита / Судовиков Н.Г., Глебовицкий В.А., Другов Г.М. и др. // Л.:Наука, 1985. - 209 с.

131. Геолого-геофизический атлас Курило-Камчатской островной системы / Под ред. К.С.Сергеева и М.Л.Красного // Л.: ВСЕГЕИ, 1987.

132. Геохимическая аномалия бора в четвертичных эффузивах гамченской вулканической структуры (Восточная Камчатка) / Пампура В.Д., Антипин B.C., Петцов Л.Л. и др. // ДАН СССР. 1985. - Т. 282, № 4. - С. 962-966.

133. Геохимическая зональность четвертичных лав Курильской островной дуги / Авдейко Г.П., Антонов А.Ю., Волынец О.Н. и др. // ДАН СССР. 1985. - Т. 282, № 4. -С. 958-961.

134. Геохимические типы базальтов задуговых бассейнов Западный Вудларк, JTay и Манус / Зоненшайн Л.П., Дриль С.И., Кузьмин М.И. и др. // Докл.АН. 1995. - Т. 341, №4.-С. 532-535.

135. Геохимия глубинных вулканических пород и ксенолитов / Говоров И.Н., Илупин И.Н., Харькив А.Д. и др. // М.:Наука, 1980. - 352 с.

136. Геохимия изотопов в офиолитах Полярного Урала. / Вникайте М.И., Виноградов В.И., Савельева A.A. и др. // М.: Наука, 1983. - 181 с.

137. Геохронология докембрия Сибирской платформы и ее складчатого обрамления. Л.:Наука, 1968. - 332 с.

138. Геохронология фанерозойского активационного магматизма Северо- Восточного Забайкалья / Рублев А.Г., Александрова C.B. и др. // Советская геология. -1985. -№ 10.-С. 81-92.

139. Гептнер А.Р., Селезнева М.А., Смелов С.Б., Лискун И.Г. Условия образования и начальные стадии изменения базальтового стекла // Литология и полезные ископаемые. 1984. - № 4. - С. 44-62.

140. Гипербазитовые включения в четвертичных лавах Курильской островной дуги / Волынец О.Н., Авдейко Г.П., Цветков A.A. и др. // Изв. АН СССР. Сер. геол. -1990. -№3.- С. 43-58.

141. Гладких B.C., Пятенко И.К. Геохимические особенности кайнозойской вулканической ассоциации Прибайкалья // Изв. АН СССР, сер.геол. 1975. -№ 3. -С. 34-50.

142. Гладких B.C., Ляпунов С.М., Бахматов Б.А. Редкоземельные элементы в вулканических породах Маймеча-Котуйской провинции // Геохимия. 1983. - № 4. - С. 537-550.

143. Гладких B.C., Ляпунов С.М., Конова Н.И., Ермолаев Б.В. Геохимия и петрология вулканических пород Маймеча-Котуйской провинции // Геохимия. 1984. - № 8. -С. 1135-1147.

144. Глуховский М.З. К вопросу золотоносности Становой зоны // Тр. ВАГТ. -1962. Вып. 8. - С. 102-106.

145. Глуховский М.З., Коген B.C. Новые данные по золотоносности Становой складчатой области // Тр. Ин-та ЦНИГРИ. 1967. - Вып. 72. - С. 110-116.

146. Гнибиденко Г.С. Тектоника дна окраинных морей Дальнего Востока. -М.Наука, 1979. 160 с.

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

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

149. Говоров Г.И., Цветков A.A. Базальтовый магматизм Малой Курильской гряды // Вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы Дальнего Востока. Владивосток, 1985.-С. 143-170.

150. Голионко Б.Г. Микститы острова Шикотан (Малая Курильская гряда) // Известия ВУЗов. Сер. Геология и разведка. -1991.-№7.-С. 138-140.

151. Голионко Б.Г. Строение и геологическое развитие южной части Курильской островной дуги в позднем мелу-миоцене в связи с субдукцией Тихоокеанской плиты: Автореф. дисс. канд. геол-мин. наук. М.:ИО АН СССР, 1992. - 30 с.

152. Гольдсмит Ю.Р., Лавес Ф. Соотношение устойчивости микроклина и санидина // Полевые шпаты. Вып. 2. М.:ИД, 1956. - С. 204-230.

153. Гораи М. Эволюция расширяющейся Земли. Москва:Недра, 1984. - 110 с.

154. Горбатенко С.А., Ковалюх H.H. Скорость осадконакопления в Охотском море в голоцене и верхнем плейстоцене по данным радиоуглеродннх датировок и изотопной стратиграфии // Космическое вещество. Киев:Наукова думка, 1986. - С. 136139.

155. Городницкий A.M., Каминский В.А., Литвинов Э.М, Шимараев В.П. Природа магнитных объектов земной коры Курило-Охотской переходной зоны // Морская геология и геофизика; Экспресс-информ. М.: ВИЭМС. - 1977. - № 2. - С. 20-36.

156. Горшков Г.С. Вулканизм Курильской островной дуги. М.: Наука, 1967.287 с.

157. Горячев A.B. Основные закономерности тектонического развития Курило-Камчатской зоны. М., Наука, 1966. - 234 с.

158. Готман Я.Д., Руб М.Г. Сравнительная характеристика разновозрастных оловоносных гранитоидов Южного Приморья и некоторых других оловоносных районов // Советская геология. 1960. - № 2. - С. 48-37.

159. Гречин В.И., Золотарев Б.П. Геохимия океанических базальтов и их вторичные изменения // Тр. геол.ин-та АН СССР. 1983. - № 387. - С. 139-170.

160. Григорьев Л.С., Коген B.C., Русинов В.Л. Золотоносные пропилиты центральной части Станового хребта // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1970. - № 2. - С. 87-97.

161. Грин Д.Х. Экспериментальное исследование генезиса анортитов при высоких давлениях // Петрология верхней мантии. М., 1968. - С. 228-256.

162. Грин Д.Х. Магматическая активность, как основной процесс химической эволюции земной коры и мантии // Верхняя мантия. М., 1975. - С. 25-45.

163. Грин Д.Х., Рингвуд А.Е. Петрология верхней мантии. М.:Мир, 1968.

164. Гундобин Г.М., Захаров М.Н., Легейдо В.А., Петров Л.Л. Золото и серебро на позднемагматическом и постмагматическом этапах становления гранитоидных интрузий // Геология и геофизика. 1980. - № 11. - С. 138-142.

165. Гущенко И.И. Извержения вулканов мира: Каталог. М.: Наука, 1979. -476 с.

166. Давлетов И.К., Джакшибаев Ш. Минеральный баланс и особенности поведения золота в процессе становления интрузивного тела // Геохимия. 1970. - № 12. -С. 1446-1455.

167. Джейке А.Л., Луис Д.Д., Смит К.Б. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. М.:Мир, 1989. - 430 с.

168. Дзевановский Ю.К.Мезозойские гранитоиды хребта Станового и их структурное положение // Информ. сб. ВСЕГЕИ (раздел Петрографии). 1959. - № 7. - С. 5560.

169. Дир У.А., Хау и P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Цепочечные силикаты. Т. 2. - М.: Мир, 1965. - 406 с.

170. Дмитриев Л.В., Барсуков В.Л., Дурасова H.A. Смена парагенезиса, как фактор распределения рудного вещества в гранитах // Геохимия. 1968. - № 3. - С. 461-485.

171. Добрецов Г.Л., Добрецова Т.Г. Глубинные включения в камптонитах Южной Джунгарий и их генетическое значение // Ксенолиты и гомеогенные включения. -М.:Наука, 1969. С. 40-50.

172. Добрецов Г.Л. К вопросу о происхождении габбро-гранитных серий // Геология и геофизика. -1971. № 5. - С. 38-44.

173. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Применение двухслойной конвекции к структурным особенностям и геодинамике Земли // Геология и геофизика. 1993. - Т. 34, № 1.-С. 3-27.

174. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика. Новоси-бирск:Наука, 1994. - 300 с.

175. Дриль С.И., Антипин B.C. Рифтогенные базальты Камарского хребта (Байкальская рифтовая система): геохимия и петрогенезис // Доклады РАН. 1994. - Т. 337, № 4.- С. 503-506.

176. Еловских B.B. Металлогеническое районирование территории Якутской АССР // Материалы по геологии и полезным ископаемым Якутской АССР. Якутск, 1970.-Вып. 17.-С. 16-23.

177. Ермаков В.А., Фарберов А.И., Хотин М.Ю., Ванде-Кирков Ю.В. Включения габброидов и амфиболитов в вулканических породах Камчатки // Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М.: Наука, 1978. - с. 67-123.

178. Ермаков В.А., Волынец О.Н., Колосков A.B. Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги и их значение для понимания петрогене-зиса // Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. -С. 293-312.

179. Ермаков В.А. Особенности развития вулканизма и тектонической структуры Курило- Камчатской островной дуги в новейшее (плиоцен-четвертичное) время // Очерки тектонического развития Камчатки. М.:Наука, 1987. - С. 165-218.

180. Ермолов П.В., Тян В.Д. Распределение железа между сосуществующими биотитами и амфиболами в магматических породах // Геохимия. - 1976. - № 4. - С. 552-559.

181. Ерохов В.Ф., Кичина E.H. .Остапенко В.Ф. Петрохимические особенности лав подводных вулканов Курильских островов // Тр. СахКНИИ ДВНЦ АН СССР. -1975.-Вып. 35.-С. 21-26.

182. Жариков В.А., Эпельбаум М.Б., Боголепов М.В. Экспериментальное исследование возможности гранитизации под воздействием глубинного флюида // Докл. АН СССР. 1990. - Т. 311, № 2. - С. 462-465.

183. Журавлев Д.З.,Чернышев Н.В., Аганова A.A., Сердюк Н.К. Прецезионный изотопный анализ в изверженных породах // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1983. - № 12. - С. 23-40.

184. Заблоцкий Е.М. К петрологии мезозойских интрузивных образований Становой складчатой области // Геология и геофизика. 1968. - № 4. - С. 32-34.

185. Заблоцкий Е.М. Основные этапы активизации Становой области // Геология и геофизика. 1972. - № 3. - С. 63-70.

186. Заблоцкий Е.М., Сытина Н.М. Структурное положение внегеосинклиналь-ных гранитоидов Становой зоны в свете геолого-геофизических данных // Вопросы магматизма, метаморфизма и оруденении Дальнего Востока. Владивосток, 1973.- С. 56-57.

187. Заблоцкий Е.М., Милай Т.А., Мошкин В.Н. Становая складчатая область. Мезозой // Геология Северо-Восточной Азии. Ленинград, 1973. - Т. 3. - С. 29-43.

188. Заблоцкий Е.М., Сытина Н.М. Строение Тындинского массива гранитоидов Столового хребта по геолого-геофизическим данным // Геология и геофизика. — 1974. -№ И.-С. 82-89.

189. Заблоцкий Е.М, Магматические формации мезозойской эпохи активизации Становой области // Тр. ВСЕГЕИ. - 1978, (302). - С. 5-20.

190. Заблоцкий Е.М. Юрско-меловая Становая вулканогенно-плутоногенная область // Основные закономерности развития и металлогения областей тектоно- магматической активизации юга азиатской части СССР. Л., 1979. - С. 69-80.

191. Заварицкий А.Н. Некоторые факты, которые надо учитывать при тектонических построениях // Изв АН СССР. 1946. - № 2. - С. 3-11.

192. Заварицкий А.Н. Введение в петрохимию изверженных горных пород. М.: Изд-во АН СССР, 1950. - 400 с.

193. Заварицкий А.Н. Пересчет химических анализов изверженых горных породи определение химических типов их. М.:Госгеолтехиздат, 1960. -155 с.

194. Заварицкий А.Н., Соболев B.C. Физико-химические основы петрографии изверженных горных пород. И.: Госгеолтехиздат, 1961. - 383 с.

195. Закономерности распределения редкоземельных элементов в эволюционном ряду вулканических пород Гамченской структуры (Восточная Камчатка) / Антипин

196. B.C., Перепелов А.Б., Пампура В.Д. и др. // ДАН СССР. -1987. -Т. 297, № 4. -С.951-955.

197. Захаров М.Н. Петрохимия и геохимические особенности Акатуевского массива и связанных с ним малых интрузий (Восточное Забайкалье) // Геохимия редких элементов в магматических комплексах Восточной Сибири. М., 1972. - С. 97-132.

198. Захаров М.Н., Легейдо В.А. Геохимические особенности магматических комплексов верхнего мела и палеогена Туромчинского наложенного прогиба (Охотско-Чукотский вулканический пояс) // Геохимия. 1976. - № 11. - С. 1653-1662.

199. Зверева Н.Ф., Гавриленко Б.В. Золото в породообразующих минералах интрузивов Крыккудукского комплекса (Северный Казахстан) // Геохимия. 1971. - № 1.1. C. 115-118.

200. Злобин Б.И., Горшкова М.С. РЬ и Zn в щелочных породах и некоторые петрологические проблемы // Геохимия. 1961. - № 4. - С. 283-293.

201. Злобин Т.К. Строение литосферы и глубинные структуры Больших и Малых Курил //ДАН СССР. 1986. - Т. 289, № 6. - С. 1454-1457.

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

203. Злобин Т.К., Пискунов Б.Н., Фролова Т.П. Новые данные о строении земной коры центральной части Курильской островной дуги // ДАН СССР. 1987. -Т. 293, № 1. -С. 185-188.

204. Знаменский B.C., Журавлев Д.З. Об источниках катионов термальных вод Южных Курильских островов (с учетом изотопно-геохимических данных по РЗЭ и ОО) // Современные гидротермы и минералообразование. М.:Наука, 1988. - С. 33-45.

205. Золотарев Б.П., Кравченко С.М., Соболев С.Ф. О корреляции содержаний калия и урана в четвертичных базальтоидах Большой Курильской островной дуги // Петрология и металлогения базитов. М.:Наука, 1973. - С. 173-181.

206. Золото в четвертичных вулканитах Курильской островной дуги / Антонов А.Ю., Волынец О.Н., Королева Г.П. и др. // Вулканология и сейсмология. -1992. № 2. -С. 19-29.

207. Золотухин В.В., Альмухамедов А.И. Базальты Сибирской платформы: условия проявления, вещественный состав, механизм образования // Траппы Сибири и Декана. Черты сходства и различия. Новосибирск:Наука, 1991. - С. 7-39.

208. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Моралев В.М. Глобальная тектоника, магматизм и металлогения. М.: Недра, 1976. - 231 с.

209. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР, кн.2. - М.:Недра, 1990.

210. Зубков B.C. К вопросу о влиянии углеродно-неорганического флюида на глубинную геодинамику и процессы в литосфере // Геохимические процессы и полезные искораемые. Вестник Гео ИГУ. N 2. - Иркутск, 2000. - С. 9-28.

211. Иванов B.C. О влиянии температуры и химической активности калия на состав биотита в гранитоидах (на примере Западного и Восточного Иультинского интрузивов Центральной Чукотки) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1970. - № 7. - С. 20-30.

212. Игнатова JI.A. Вторичные изменения юрских пиллоу-лав Северо-Западного Кавказа // Минеральные преобразования пород океанической коры. М.:Наука, 1984. -С. 60-69.

213. Извержение вулкана Алаид в 1972 г. / Авдейко Г.П., Хренов А.П., Флеров Г.Б. и др. // Бюл. Вулканолог, ст. ДВНЦ АН СССР. 1974. - № 50. - С. 64-80.

214. Изотопный состав стронция в анортитсодержащих включениях вулканитов Камчатки и породах фундамента / Хотин М.Ю., Виноградов В.Н., Волынец О.Н. и др. // ДАН СССР. 1983. - Т. 271, № 5. - С. 1222-1225.

215. Изох Э.П., Русс В.В., Кунаев И.В., Натовская Г.И. Интрузивные серии Северного Сихотэ-Алиня и Нижнего Приамурья, их рудоносность и происхождение. М.: Наука, 1967.-384 с.

216. Илупин И.П., Каминский Ф.В., Францессон Е.В. Геохимия кимберлитов. -Москва:Недра, 1978. 352 с.

217. Иодер Г.С., Тилли К.Э. Происхождение базальтовых магм. М.: Мир, 1965.- 248 с.

218. Исландия и Срединный океанический хребет. М.: Наука, 1978. - 195 с.

219. Ициксон М.Н., Красный Л.И. Некоторые проблемы геотектоники и металлогении Востока СССР // Геотектоника. 1967. - № 2. - С. 121-135.

220. Кадик A.A., Максимов А.П., Иванов Б.В. Физико-химические условия кристаллизации и генезис андезитов. М.: Наука, 1986. -158 с.

221. Кадик A.A., Луканин O.A., Лапин И.В. Физико-химические условия эволюции базальтовых магм в приповерхностных очагах. Москва:Наука,1990. - 346 с.

222. Казакова Э.Н., Сергеев К.Ф., Стрельцов М.И. О позднемеловом магматизме Малой Курильской гряды // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1973. - № 2.

223. Казимировский М.Э. Пространственно-временные и вещественные закономерности эволюции магматизма Нерча-Ингодинской рифтогенной зоны (Забайкалье) // Геология и геофизика. 1994. - № 3. - С. 40-49.

224. Казимировский М.Э. Геохимия и петрология позднемезозойских рифтоген-ных магматических пород Забайкалья (Нерча-Ингодинская рифтогенная зона): Авто-реф. дисс. канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 1996. - 25 с.

225. Калиевые полевые шпаты верхнемезозойских гранитоидов Станового хребта / Антонов А.Ю., Орлова Д.Я., Головина A.B. и др.// Геохимия эндогенных процессов- 1978. Иркутск, 1979. - С. 57-62.

226. K-Ar- и Rb-Sr- датирование процессов метаморфизма, гранито- и пегматито-образования в Куналейском прогибе (Центральное Забайкалье) / Плюснин Г.С., Посохов В.Ф., Загорский В.Е. и др. // Известия АН СССР. Сер. геол. 1988. - № 2. - С. 130134.

227. Камчатка, Курильские и Командорские острова: История развития рельефа.- М.: Наука, 1974. 440 с.

228. Кануков Б.Ю., Махоткин И.Л., Голованова Т.И. Петрология калиевых вулканогенных серий Якокутского вулкано-плутонического комплекса Центрального Алдана // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1991. - № 12. - С. 83-93.

229. Карпов И.К., Зубков B.C., Бычинский В.А., Артименко М.В. Детонация в мантийных потоках тяжелых углеводородов // Геология и геофизика. — 1998. Т. 39, № 6. - С. 754-762.

230. Карсаков Л.П. Глубинные гранулиты. М.:Наука, 1978. - 151 с.

231. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы. Вещество верхней мантии под древними платформами. Новосибирск:Наука. Сибирская издательская фирма, 1994. -256 с.

232. Киркинский В.А. Механизм и цикличность глобального тектогенеза. -Новосибирск:Наука, 1987. 71 с.

233. Кичина Н.П., Неверова Ю.Л., Остапенко В.Ф. Новые данные о подводныхвулканах акватории о-ва Симушир (Курильские острова) // Геология дна северо-запада Тихого океана. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1980. С. 61-65.

234. Кичина E.H., Остапенко В.Ф. Щелочные базальты подводного вулкана Бе-лянкина (Охотское море) // ДАН СССР. 1977. - Т. 232, № 1. - С. 205-208.

235. Классификация и номенклатура магматических горных пород. М:Недра, 1981. - 160 с.

236. Коваленко В.И., Антипин B.C., Ярошенко С.К. Коэффициенты распределения бария и стронция в онгонитах и редкометальных литий-фтористых гранитах // Геохимия. 1977. -№ 5. - С. 757-772.

237. Коваленко В.И., Коваль П.В., Конусова В.В., Смирнова Е.В., Балашов Ю.А. К геохимии редкоземельных элементов в интрузивных породах известково-щелочной серии // Геохимия. 1983. - № 2. - С. 172-188.

238. Коваль П.В., Цыпуков Ю.П. Новые данные по магматизму Хэнтэйского поднятия (МНР) // Ежегодник 1974 СибГЕОХИ. - Новосибирск, 1976. - С. 26-32.

239. Коваль П.В., Гвождара П., Спудил И., Цыпуков Ю.П., Хован М. Геохимия и рудоносность гранитоидов Восточного Хэнтея (МНР) // Ежегодник-1975. СибГЕОХИ. -Иркутск, 1976. С. 31-37.

240. Коваль П.В., Смирнов В.Н. Гнейсо-граниты мезозойских поднятий и проблема мезозойской гранитизации (МНР) // Геохимия эндогенных процессов 1977. -Иркутск, 1979. С. 86-92.

241. Коваль П.В., Якимов В.М., Найгебауэр В.А., Горегляд A.B. Региональная петрохимия мезозойских интрузий Монголии. М.:Наука, 1982. - 207 с.

242. Коген B.C., Ухина И.Ф. Некоторые особенности мезозойского магматизма и локализации оруденения в центральной части Станового хребта // Изв. высш. учебн. завед. Геол. и разведка. 1960. - № 3.

243. Коген B.C. Минеральные ассоциации Центрально-Апсаканского рудного поля (Становой хребет) // Геол. рудн. Месторождений. 1968. - № 1. - С. 58-67.

244. Коген B.C., Тимачев В.М. О золотоносных халцедон-баритовых жил Апса-канского района (Становой хребет) // Сов. геол. 1968. - № 4. - С. 145-146.

245. Коген B.C., Ухина И.Ф. Некоторые особенности мезозойского магматизма и локализации золотого орудонония в центральной части Станового хребта // Изв. высш. учебн. завод. Геол. и разведка. 1968. - № 10. - С. 48-56.

246. Коген B.C. Мезозойская эпоха золотого оруденения в области Станового хребта // Докл. АН СССР. 1966. - Т. 180, № 5. - С. 1193-1196.

247. Коген B.C., Терещенко J1.B., Томашевский В.Н. Некоторые черты металлогении зоны мезозойской активизации в области Станового хребта // Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья, 1969. Вып. 6, ч. 1. С. 10-13.

248. Коген B.C., Агентов В.Б., Глуховский М.З., Ставцев A.J1. Металлогения хребтов Станового и Джугджур // Геология и геофизика. 1975. - № 2. - С. 86-93.

249. Коген B.C., Ухина И.Ф., Чернов С.А. Новые данные о рудопроявлениях, связанных с мезозой-скими субвулканическими образованиями Станового хребта // Изв. высш. учебн. завед. Геол. и разведка. 1975. - № 5. - С. 81-84.

250. Козлов В.Д., Расщупкина О.С. Распределение молибдена в палеозойских гранитоидах Ундино-Газимурского района (Восточное Забайкалье) // Геохимия. 1965.-T. 12.-с. 1459-1469.

251. Козлов В.Д., Свадковская J1.H. Петрохимия, геохимия и рудоносность гра-нитоидов центрального Забайкалья. Новосибирск:Наука, 1977. - 252 с.

252. Козлов В.Д., Свадковская J1.H., Карпов И.К. Слюды магматитов Забайкалья.- Новосибирск: Наука, 1978. 150 с.

253. Колосков A.B., Хотин М.Ю. Включения ультраосновного состава в лавах современных ву-лканов Камчатки // Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. M.: Наука, 1978. - С. 36-66.

254. Колосков A.B., Волынец О.Н., Пополитов Э.И. Минералогия и геохимия ультраосновных включений в четвертичных вулканитах Камчатки // Мантийные ксенолиты и проблема ультраосновных магм. Новосибирск:Наука, 1983. - С. 86-95.

255. Колосков A.B. Петролого-генетические корреляции ультраосновных включений и вмещающих вулканитов зоны перехода Тихий океан Азиатский континент: Автореф. дисс. доктора геол.-мин. наук. - Петропавловск- Камчатский, 1997.

256. Комов И.Л., Нюссик Я.М. Влияние стабилизации кристаллического поля на распределение переходных элементов // Геохимия. 1971. - № 9. - С. 1058-1067.

257. Комплексные месторождения халькофильных редких элементов. Моск-ва:Недра, 1982. - С. 71-107.

258. Кононов М.В., Зоненшайн Л.П., Голионко Б.Г. Структурное положение о. Шикотан (Малые Курилы) в Курильской островной дуге: Тезисы докл. 9 Всесоюзн. Совещание по морской геологии. Геленджик: М. ИО АН СССР, 1990. - Т. 2. - С. 125.

259. Коренбаум С.А., Валуй Г.А. О геологическом положении и химическом составе шлировидных выделений в гранитоидах прибрежной зоны Приморья // Вопросы геол., геохим., металлогении Сев.-Зап. сектора Тихоокеанского пояса. Владивосток, 1970. - С. 123-126.

260. Коржинский Д.С. Гранитизация, как магматическое замещение // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1952. - № 2. - С. 56-69.

261. Коржинский Д.С. Физико-химические основы анализа парагенезисов минералов. М.: Изд-во АН СССР, 1957. - 184 с.

262. Коржинский Д.С. Кислотность щелочность, как главнейший фактор магматических и пост-магматических процессов // Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. - М., 1960. - С. 21-30.

263. Коржинский Д.С. Соотношение между активностью кислорода, кислотностью и восстановительным потенциалом при эндогенном минералообразовании // Изв. АН СССР. Сер. геол. № 3. - 1963. - С. 54-63.

264. Коржинский Д.С. Потоки трансмагматических растворов и процессы гранитизации // Магматизм, формации кристаллических пород и глубины Земли. М., 1972. -Т. 1,-С. 144-153.

265. Коржинский Д.С. Магматические процессы // Изв. АН СССР. Сер. геол. -1973. -№ 12. С. 3-6.

266. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. -М., Наука, 1973.-288 с.

267. Кориковский С.П. Метаморфизм, гранитизация и постмагматические процессы в докембрии Удокано-Становой зоны. М.:Наука, 1967. - 198 с.

268. Кориковский С.П. Влияние некоторых внешних условий на состав и параге-незисы кальциевых амфиболов // Метасоматизм и другие вопросы физико-химической петрологии. М.: Наука, 1968. - С. 138-164.

269. Корнилова В.П. Петрография и минералогия известково-щелочных лампро-фиров и эруптивных брекчий бассейна р. Чомполо // Отечественная геология. — 1997. -№9.-С. 6-10.

270. Косминская И.П., Зверев С.М., Вейцман P.C., Тулина Ю.В. Общие черты строения земной коры переходной зоны // Строение земной коры в области перехода от Азиатского континента к Тихому океану. М.: Наука, 1964. - С. 274-293.

271. Коссовская А.Г., Шутов В.Д. Типы регионального эпигенеза и начального метаморфизма и их связь с тектонической обстановкой на материках и океанах // Геотектоника. 1976. -№ 2. - С. 15-30.

272. Костюк В.П., Панина Л.И., Жидков А.Я., Орлова Н.П., Базарова Т.Ю. Калиевый щелочной магматизм Байкало-Становой рифтогенной системы. Новоси-бирск:Наука, Сиб. отделение, 1990. - 239 с.

273. Костюк Е.А. Статистический анализ и парагенетические типы амфиболов метаморфических пород. М.: Наука, 1970. - 310 с.

274. Костюк Е.А. Амфиболы. В кн.: Генетические исследования в минералогии. - Новосибирск, 1976. - С. 142-155.

275. Косыгин В.Ю., Сеначин В.Н., Лютая Л.М., Ромашова О.Н. Гравитационные аномалии и их связь со строением земной коры и верхней мантии в районе Средних Курил // Тихоокеанская геология. 1986. - № 3. - С. 74-79.

276. Кочергин Е.В., Павлов Ю.А., Сергеев К.Ф. Геомагнитные аномалии Курильской и Рюкю островных систем. М.: Наука, 1980. - 126 с.

277. Коэн Л.Х., Ито К., Кеннеди Дж.К. Плавление и фазовые соотношения в безводных базальтах при давлении до 40 кб // Происхождение главных серий изверженных пород по данным экспериментальных исследований. Л.: Недра, 1970. - С. 53-92.

278. Кравченко С.М., Семенов Г.С. Гамма-спектрометрическое определение урана, тория и калия в кайнозойские базальтах, андезитах и дацитах Курильских островов и Малого Кавказа // ДАН СССР. 1970. - Т. 193, № 2. - С. 437-440.

279. Красилов Е.А., Блохина Н.И., Кундышев A.C., Маркевич B.C. Новые данные о стратиграфии и геологической истории Малой Курильской гряды // ДАН. Т. 291, № 1.- 1986.

280. Красилов Е.А., Блохина Н.И., Маркевич B.C., Серова М.Я. Мел-палеоген Малой Курильской гряды (новые данные по палеонтологии и геологической истории). -Владивосток, 1988. 140 с.

281. Красный Л.И., Коген B.C., Ставцев А.Л. Вольфрамоносность юго- восточного обрамления Сибирской платформы. Разведка и охрана недр, 1972. - С. 5-9.

282. Красный М.Л., Косыгин В.Ю., Исаев В.И. Оптимальная плотностная модель тектоносферы вдоль геотраверса о-в Сахалин-о-в Итуруп-Тихий океан // Океанская геология. 1985. - № 6. - С. 36-48.

283. Красный М.Л., Кочергин Е.В. Общие закономерности аномального магнитного поля в северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса // Геомагнитное поле окраинных морей северо-западной части Тихого океана. Южно-Сахалинск, 1975. -ВНП. 38. - С.98-124.

284. Кричевец В.И., Терещенко J1.B. Объяснительная записка к Геологической карте СССР масштаба 1:200 ООО, лист N-51-III. Москва, Министерство геологии СССР, 1981. - 100 с.

285. Ксенолиты и гомеогенные включения (Материалы симпозиума 1967 г.). -М.-.Наука, 1969. 107 с.

286. Кузнецов Ю.А. О состоянии и задачах учения о магматических формациях // Геология и геофизика. 1973. - № 8. - С. 3-11.

287. Кузнецов В.В., Семаков H.H., Доровский В.Н., Котляр П.Е. Физика Земли: новый взгляд на некоторые проблемы. Новисибирск: Наука ,1989. - 128 с.

288. Кузнецова А.И., Лонцих C.B. Об оценке метрологических характеристик методик атомно-эмиссионного анализа геохимических проб по результатам внутрила-бораторного контроля // Журнал аналитической химии. 1986. - Т. 51, вып.4. - С. 653657.

289. Кузнецова С.Я. Геохимия рудных халькофильных элементов в толеитовых и бонинитовых сериях коры современных океанов и ее палеоаналогов // Металлогения соврем, и древних океанов. Совещание (Москва, март 1991 гг.). М., 1992. - С. 138-146.

290. Кузьмин М.И. Геохимические типы мезозойских гранитоидов западной части Монголо- Охотского пояса // 1-й Международный геохимический конгресс. Т. 3, кн. 2. - М.:Изд. Ин-та геохимии АН СССР, 1972. - С. 275-287.

291. Кузьмин М.И., Антипин B.C. Геохимическая характеристика мезозойских гранитоидов Восточного Забайкалья // Геохимия редких элементов в магматических комплексах Восточной Сибири. М.: Наука, 1972. - С. 132-186.

292. Кузьмин М.И., Антонов А.Ю. Новые данные по геохимии мезозойских гранитоидов Станового хребта // Ежегодник-1974 СибГеохи. Новосибирск:Наука, 1976. -С. 16-21.

293. Кузьмин М.И., Антонов А.Ю. Вулкано-плутоническая ассоциация мезозойских магматических пород Станового хребта // Ежегодник-1975 СибГеохи. Иркутск, 1976. - С. 20-25.

294. Кузьмин М.И., Антонов А.Ю. Геохимия мезозойских гранитоидов Станового хребта//Геохимия. 1980. -№ 7. - С. 1018-1030.

295. Кузьмин М.И., Крылова J1.M. Мезозойские вулканические породы г. Типтур (Становой хребет) // Геохимия эндогенных процессов 1976. - Иркутск, 1977. - С. 6671.

296. Кузьмин М.И. Геохимические особенности известково-щелочных серий магматических пород, проявленных в пределах континентальной коры // Проблемы геохимии эндогенных процессов. М.:Наука, 1977. - С. 215-223.

297. Кузьмин М.И., Пополитов Э.И. Геохимические особенности магматизма островных дуг и активных континентальных окраин и некоторые проблемы петрогене-зиса // Геохимия. 1978. - № 5. - С. 189-226.

298. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск:Наука, 1985. - 199 с.

299. Кунин Н.Я. Строение литосферы континентов и океанов. — Москва:Недра, 1989.-288 с.

300. Кунин Н.Я., Шейх-Заде З.Р., Семенова Г.И. Строение литосферы Евразии. -Москва.:Междувед. Геофиз. комитет, 1992. 266 с.

301. Курносов В.Б., Мурдмаа И.О., Скорнякова Н.С. Вторичные изменения вулканических стекол в океане // Минеральные преобразования пород океанического субстрата: эпигенез и начальный метаморфизм. М.:Наука, 1981. - С. 50-57.

302. Курносов В.Б. Эволюция вторичных преобразований базальтов в океане // Минеральные преобразования океанической коры: Тезисы докл. Владивосток, 1982. -С. 34.

303. Курносов В.Б. Гидротермальные изменения базальтов в Тихом океане и металлоносные отложения (по материалам глубоководного бурения). М.: Наука, 1986. -252 с.

304. Куширо И. Генезис магмы островных дуг на примере Японских дуг // Докл. 87-й Междунар. геолог, конф.: Петрология. Секц. С.09. М.:Наука, 1984. - Т. 9. - С. 122131.

305. Кэри У. В поисках закономерностей развития Земли и Вселенной. М.:Мир, 1991.-447 с.

306. Ларин В.Н. Гипотеза изначально гидридной Земли. М.:Недра, 1980. - 216 с.

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

308. Лебедев А.П. Плагиоклазы четвертичных лав Алагеза // Труды АН СССР. -Петрог. сер. 1938. Вып. 5.

309. Левашев Г.Б. Магматическая геохимия олова и вольфрама. М:Наука, 1978.-99 с

310. Левин Ф.Д. Петрология мезозойских эффузивов Становой области и наблюдающаяся в них петрохимическая зональность: Тезисы докл. 8 Всесоюзный палеовулканологический симпозиум "Вулканизм (эволюция, геодинамика, рудоносность)". Хабаровск, 1989. - С. 53-54.

311. Левин Ф.Д. Петрология вулкано-плутонических ассоциаций Становой области: Автореф. дисс. кандидата геол.-мин. наук. Москва, 1990.

312. Левин Ф.Д. Два типа андезитов Становой области мезозойской активизации // Вестник МГУ, сер. 4. -1991. -№ 3. С. 75-82.

313. Левинсон-Лессинг Ю.Ф. Петрография. Л.-М., 1935. - 346 с.

314. Левинсон-Лессинг Ю.Ф. Петрография. Л.-М.:Госгеолтехиздат, 1940. -524 с.

315. Левинсон-Лессинг Ю.Ф. Избранные труды. Из-во АН СССР, 1955. - Т. 4.448 с.

316. Левицкий В.И. Геохимия метасоматоза и его роль в формировании континентальной коры: Автореф. дисс. д-ра геол.-мин. наук. Иркутск, 2000. - 56 с.

317. Леглер В. А. Развитие Камчатки в кайнозое с точки зрения теории литосфер-ных плит. -М.: Изд.ВИНИТИ, 1977. С. 137-169.

318. Ленников A.M. Петрология Джугджурского анортозитового массива. -М.:Наука, 1968.- 159 с.

319. Ленников А.И. Анортозиты юга Алданского щита и его складчатого обрамления. М.: Наука, 1979. - 162 с.

320. Леонова Л.Л. Геохимия четвертичных вулканических пород Курильской островной дуги // Магмообразование и его. отражение в вулканическом процессе. -М.:Наука, 1977.-С. 148-157.

321. Леонова Л.Л. Геохимия четвертичных и современных вулканических пород Курильских островов и Камчатки // Геохимия. 1979. - № 2. - С. 179-198.

322. Леонова Л.Л., Легейдо В.А. Олово в современных и четвертичных вулканитах Курило-Ка-мчатской островной дуги // Там же. 1975. - № 9. - С. 1300-1308.

323. Леонова Л.Л., Легейдо В.А. Фазовое распределение олова в четвертичных вулканитах Камчатки и Курильских островов // Там же. 1975. № 10. - С. 1452-1458.

324. Леонова Л.Л., Удальцова Н.И. Геохимия урана и тория в вулвулканическом процессе на примере Курило-Камчатской зоны. Новосибирск:Наука, 1974. - 102 с.

325. Литвиновский Б.А., Плюснин Г.С., Сандимирова Г.П., Занвилевич А.Н., Па-хольченко Ю.А. Пермские щелочные гранитоиды Забайкалья (новые Rb-Sr-даты) // Докл. АН СССР. 1984. - Т. 277, № 4. - С. 939-945.

326. Лишневский Э.Н., Елисеева И.С., Богомазова Т.А. Строение земной коры районов Верхнего Приамурья и Алданского щита по геофизическим данным // Советская геология. 1968. - № 7. - С. 75-38.

327. Лобковский Л.И. Поле температур и тепловой поток в области разделения восходящего потока жидкости // Комплексные исследования в Мировом океане. М.: ВИНИТИ, 1975. - С. 175-179.

328. Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга, субдукции и двухъярусная тектоника плит. М.: Наука, 1988. - 251 с.

329. Лодочников В.Н. Простейшие способы изображения многокомпонентных систем // Известия Ин-та физ-хим. анализа АН СССР (сек. физ.-хим. анализа). 1926. -Т. 3, вып. 1. - С. 42-162.

330. Ломова О.С., Александрова В.А. Морфогенетические типы и особенности формирования базальтов мугоджарских пиллоу-лав (Южный Урал) // Минеральные преобразования пород океанической коры. М.:Наука, 1984. - С. 91-95.

331. Ломоносов И.С., Королева Г.П., Стефанов Ю.М. Теория и практика геохимических методов поисков в областях новейшего вулканизма // Современные проблемы теоретической и прикладной геохимии. Новосибирск: Наука, 1987. - С. 182-191.

332. Лукк A.A., Гангнус A.A. Глубокие землетрясения в центре материка // Природа. 1974. - № 4. - С. 64-74.

333. Ляхович В.В. Редкие элементы в породообразующих минералах гранитои-дов. М.: Недра, 1972. - 199 с.

334. Ляхович В.В. Редкие элементы в акцессорных минералах гранитоидов. -М.:Недра, 1973. 310 с.

335. Ляхович В.В. Связь оруденения с магматизмом (Тырныауз). М.:Наука, 1976.-423 с.

336. Магматические горные породы: Классификация. Номенклатура. Петрография / Под. ред. В.И. Гоныпаковой // Ч. 1-2. М.: Наука, 1983. - 768 с.

337. Макаренко Г.Ф. Планетарные горные дуги и мифы мобилизма. -М.:Космоинформ, 1993, 280 с.

338. Максимов Е.П. Новые данные по геологии кольцевых вулкано- плутонических комплексов Центрального Алдана // Докл. АН СССР. 1970. -Т. 190, № 2. - С. 417-420.

339. Максимов Е.П. Естественные ассоциации мезозойских изверженных пород Алданского щита: Автореф. дисс. канд. геол-мин. наук. Новосибирск, 1973. - 28 с.

340. Мануйлова М.М., Зарубин В.В. Распределение элементов между сосуществующими роговыми обманками и биотитами из гранитоидов различных фаций глубинности // Актуальные вопросы современной петрографии. М.:Наука, 1974. - С. 239-249.

341. Мануйлова М.М., Зарубин В.В., Михайлова Ю.И. Составы роговых обманок и биотитов как критерий глубинности гранитоидов // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1975. -№12. -С. 37-49.

342. Маракушев A.A., Тарарин И.А. О минералогических критериях щелочности гранитоидов // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1965. - № 3. - С. 20-37.

343. Маракушев A.A. Петрохимическая систематика изверженных и метаморфических горных пород // Изв.ВУЗов. Геол. и разведка. 1973. - № 8.- С. 3-16.

344. Маракушев A.A. Физико-химические условия генерации рудоносных флюидов и проблема источников рудного вещества // Источники рудного вещества эндогенных месторождений. М.: Наука, 1976. - С. 145-165.

345. Маракушев A.A. Петрология. М.:МГУ, 1988. - 309 с.

346. Маракушев A.A., Моисеенко В.Г., Сахно В.Г., Тарарин И.А. Петрология и рудоносность Тихого океана // Тихоокеанская геология. 2000. - Т. 19, № 6.-138 с.

347. Марин Ю.Б. Исследования минералогических критериев для расчленения генетических и эволюционных связей гранитоидных образований // ЗВМО. 1970. - Т. 99,№4. -С. 381-399.

348. Марковский Б.А. Признаки ликвации в трахимеланобазальтах Камчатки и возможные петрогененетические следствия // Докл. АН СССР. 1976. - Т. 230, № 1. - С. 194-197.

349. Мартынов Ю.А. Геохимия, минералогия и петрогенезис миоцен- четвертичных платовулканитов Восточного Сихотэ-Алиня // Петрология. 1995. - Т.З, № 2. - С. 138-151.

350. Мартынов Ю.А. Геохимия базальтов активных континентальных окраин и зрелых островных дуг (на примере Северо-западной Пацифики): Автореф. дисс. д-ра геол.-ммин. наук. Иркутск, 1997. - 56 с.

351. Мархинин Е.К. Роль вулканизма в формировании земной коры. М.: Наука, 1967.-254 с.

352. Масайтис B.JL, Старицкий Ю.Г. Об особом типе структур Восточной Азии (третий основной структурный элемёнт континентальной земной коры-дива) // Материалы по общей и региональной тектонике. Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер. - 1963. - Т. 35. - С. 63-89.

353. Махлаев J1.B., Короткевич А.Ф. 0 триклинности калиевых полевых шпатов в гранитоидах различного генезиса (на примере докембрийских гранитов Таймыра) // Тр. СНИИГГИМС, Красноярское отделение, 1970. Вып. 105. - 62 с.

354. Меланхолина E.H. Габброиды и параллельные дайки в структуре о. Шикотан // Геотектоника. 1978. - № 3.

355. Мелекесцев И.В. Вулканизм и рельефообразование. -М.: Наука, 1980. -204 с.

356. Мелекесцев И.В., Волынец О.Н., Антонов А.Ю. Кальдера Нэмо III (о-в Оне-котан, Северные Курилы): Строение , 14С-возраст, динамика кальдерообразующего извержения, эволюция ювенильных продуктов // Вулканология и сейсмология. 1997. -№1.- С. 32-52.

357. Минералогическая зональность четвертичных лав Курильской островной дуги: ассоциации минералов, вариации состава, условия кристаллизации / Волынец О.Н. Авдейко Г.П., Цветков A.A., Антонов А.Ю. и др. // Изв. АН СССР. Сер. геол. -1990.-№ 1.-С. 29-44.

358. Минералы. Силикаты с лентами кремнекислородных тетраэдров. М.: Наука, 1981. - Т. 3, вып. 3. - 398 с.

359. Миронов А.Г., Жатнуев Н.С., Канакин C.B. Поведение золота и серебра при взаимодействии базальтового стекла с флюидом (по экспериментальным данным) // Докл. АН СССР. 1988. - Т. 300, N 2. - С. 439-443.

360. Михайлов Н.П., Шарпенюк J1.H. Специфика магматизма тафрогенеза как разновидности континентального рифтогенеза // Магматизм рифтов (петрология, эволюция, геодинамика). М.:Наука, 1989. - С. 11-18.

361. Мищенко B.C., Орса В.И. Геохимические и статистические особенности распределения Ni и Со в биотитах гранитоидов (на примере Среднего Приднепровья) // Геологический журнал. 1968. - Т. 28, № 4. - С. 79-85.

362. Моисеенко В.Г., Михайлов М.А., Сахно В.Г. Поведение золота и серебра при осадконакоплении, вулканизме и метаморфизме. Новосибирск: Наука, 1974.

363. Моисеенко В.Г. Геохимия и минералогия золота рудных районов Дальнего

364. Востока. М.: Наука, 1977. - 304 с.

365. Молчанова Т.В. Внегеосинклинальные мезозойские гранитоиды сводового поднятия Станового хребта и их структурное положение // Изв. АН СССР. Сер. геол. -1964. -№ 7. -С. 38-51.

366. Набоко С.И. Петрохимические особенности молодых и современных лав Камчатки // Петрографические особенности молодого вулканизма. Матер, симпозиума. -М., 1963. С. 24-34.

367. Набоко С.И., Главатских С.Ф. Гидротермальные минералы Горячего пляжа (о. Кунашир) // Минералогия гидротермальных систем Камчатки и Курильских островов. М. :Наука, 1970. - С. 48-71.

368. Нагибина М.С., Молчанова Т.В. О структурном положении мезозойских гранитоидов в Монголо-Охотской зоне и прилегающих районах Станового хребта // Докл. АН СССР. 1961. - Т. 136, № 2. - С. 424-428.

369. Нагибина М.С. Тектоника и магматизм Монголо-Охотского пояса. М.:Изд. АН СССР, 1963.

370. Неелов А.Н., Милькевич Р.И. Петрохимия метаморфических комплексов юга Восточной Сибири. Л.: Наука, 1979. - 310 с.

371. Некоторые результаты изучения строения земной коры в области Курильской островной дуги / Вейцман П.С., Гальперин Е.И., Зверев С.М. и др. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1961. - № 1. - С. 81-86.

372. Никишов К.Н. Петролого-минералогическая модель кимберлитового процесса. Москва:Наука, 1984. - 214 с.

373. Николаев В.В., Семенов P.M., Семенова В.Г., Солоненко В.П. Сейсмотектоника, вулканы и сейсмическое районирование хребта Станового. Новосибирск:Наука, Сиб. отделение, 1982. - 150 с.

374. Новые данные о позднекайнозойском вулканизме мыса Наварин (Корякское нагорье) / Колосков A.B., Федоров П.И., Головин П.И. и др. // Докл. АН СССР. 1992. -Т. 323,№5.-С. 904-907.

375. О рудоносности гранитоидных магм / Аношин Г.Н., Дорош В.М., Косалс Я.А. и др. // Геохимические критерии потенциальной рудоносности гранитоидов. Ч. 1. -Иркутск, 1970. С. 189-215.

376. Орлова Л.П., Леонова Л.Л., Цыханский В.Д. Геохимия циркония и гафния в четвертичных вулканитах Курило-Камчатской островной дуги // Геохимия. 1979. - № 11.-С. 1644-1651.

377. Особенности распределения золота и серебра в породообразующих и акцессорных минералах гранитоидов / Моисеенко В.Г., Левашов Г.Б., Серых В.И. и др. // Микроэлементы в минералах. Владивосток, 1976. - С. 64-74.

378. Остапенко В.Ф., Кичина E.H. Вещественный состав лав подводных вулканов Курильской дуги // Геология дна дальневосточных морей. Владивосток:ДВНЦ АН СССР, 1977. - С. 24-45.

379. Остафийчук И.М., Толстой М.И. Статистические закономерности распределения химических элементов в гранитоидах. М.:Недра, 1972. - 224 с.

380. Остроумова A.C. Включения меланократовых пород в экструзивных дацитах г. Гадис (Армения) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1967. - № 2. - С. 24-39.

381. О щелочных породах островов Малой Курильской гряды / Казакова Э.Н., Неверов Ю.А., Сергеев К.Ф. и др. // Докл. АН СССР. 1967. - Т. 173, № 4.

382. Павленко A.C., Вайнштейн Э.Е., Туранская H.B. О некоторых закономерностях поведения редких земель и иттрия в магматических и постмагматических процессах // Геохимия. 1959. - №4. - С.291-309.

383. Паккэм Дж., Фалви Д. Гипотеза образования окраинных морей западной части Тихого океана // Новая глобальная тектоника. М.:Мир, 1974.

384. Палеомагнетизм и тектоника о. Шикотан (Малые Курилы) / Печерский Д.М., Турманидзе T.JL, Коваленко Д.В. и др. // Тектоника и минерагения Северо-Востока СССР. Магадан, 1990. - С. 163-165.

385. Пампура В.Д., Волынец О.Н., Пополитов Э.И. Геохимические особенности четвертичных вулканитов. Долгоживущий центр эндогенной активности Южной Камчатки. М.:Наука, 1980. - С. 66-76.

386. Панеях H.A., Федорова М.Е. Равновесие роговая обманка биотит в грани-тоидах // Вестник МГУ. Сер. геол. - 1973. - № 4. - С. 94-98.

387. Панеях H.A. Породообразующие минералы гранитоидов, как показатель их генезиса // Бюл. Моск. о-ва испыт. природы. Отд. геол. 1975. - Т. 50, № 4. - С. 113126.

388. Панеях H.A. Петрология малоглубинных гранитоидов калиевого ряда (на примере массива Улахан-Сис, Северо-Восток СССР): Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. МГУ, 1976. -27 с.

389. Парагенезисы селадонит-глауконитовых минералов и кристобалита в преобразованных океанических базальтах (на примере скв. DSDP) / Коссовская А.Г., Петрова В.В., Каледа К.Г. и др. // Литология и полезные ископаемые. 1984. - № 4. - С. 63-84.

390. Парфенов Л.М. Попеко В.А., Попеко Л.И. Главные структурно-вещественные комплексы о.Шикотан и их геологическая природа // Геология и геофизика. 1983. - № 10.-С. 24-34.

391. Первов В.А. Дрынкин В.И., Керзин А.Л., Келлер Й. Геохимия субщелочных вулканических серий двух стадий позднемезозойской тектоно-магматической активизации Юго-Восточного Забайкалья // Геохимия. 1987. - № 6. - С. 798-812.

392. Первов В.А. Петрология позднемезозойских субщелочных вулканических пород Юго-Восточного Забайкалья и Монголии: Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. -М., 1988.-24 с.

393. Перельман А.Ц., Борисенко E.H. Очерки геохимии меди в зоне гипергенезиса // Вопросы геохимии. М.:Наука, 1962. - С. 30-99.

394. Перепелов А.Б. Геохимия позднекайнозойских высококалиевых вулканических серий островодужной системы Камчатки: Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. -Иркутск, 1989,26 с.

395. Перчук Л.Л. Равновесия породообразующих минералов. М.:Наука, 1970.320 с.

396. Перчук Л.Л., Зырянов В.Н., Котов Н.В., Федькин В.В. Некоторые экспериментальные задачи в теории фазового соответствия // Эксперимент в минералогии и петрогрфии. М., 1975. - С. 139-148.

397. Перчук Л.Л., Александров А.Л. Расчет изобарических диаграмм для двупо-левошпатового равновесия // Современные методики петрологических исследований. -М.: Наука, 1976.-С. 5-10.

398. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. -М.: Недра, 1976.-287 с.

399. Перчук Л.Л., Федькин В.В. Температурный и газовый режим формирования гранитоидов // Термодинамический режим метаморфизма. Л.: Наука, 1976. - С. 97-104.

400. Петров A.B., Злобин Т.К. Результаты глубинного сейсмического зондирования о-ва Кунашир // Сов. геология. 1982. - № 3. - С. 117-122.

401. Петров JI.JL, Волынец О.Н., Пампура В.Д., Пополитов Э.И. Распределение бериллия и фтора в четвертичных вулканитах Курило-Камчатской островной дуги // Вулканология и сейсмология. 1982. - № 2, - С. 12-21.

402. Петрова З.И., Легейдо В.А. К геохимии олова в магматическом процессе // Геохимия. 1965. - С. 482-490.

403. Петрова З.И. Петролого-геохимическая характеристика Джидинского интрузивного комплекса // Геохимия редких элементов в магматических комплексах Восточной Сибири. М. :Наука, 1972. - С. 5-48.

404. Петрографические критерии ликвации в кислых лавах. (Тр. ИГЕМ. вып.90). M.: Изд-во АН СССР, 1963. - 99 с.

405. Петрография. Ч. 1. Изд-во МГУ, 1976. - 384 с.

406. Петрологические провинции Тихого океана / Говоров И.Н. и др. // -М. .-Наука, 1996. 444 с.

407. Петрохимическая зональность четвертичных островных дуг на северо-западе Тихого океана. М.: Наука, 1984. - 94 с.

408. Петрохимия кайнозойской Курило-Камчатской вулканической провинции / Под редакцией Э.Н.Эрлиха // М.:Наука, 1966, 279 с.

409. Пискунов Б.Н. Вулканизм Большой Курильской гряды и петрология пород высокоглиноземистой серии. Новосибирск:Наука, 1975. - 185 с.

410. Пискунов Б.Н. Петрохимическая систематика высокоглиноземистых базальтов и распределение их типов в структуре Курильской островной дуги // Магмообразо-вание и его отражение в вулканическом процессе. М.:Наука, 1977. - С. 158-166.

411. Пискунов Б.Н. Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987. - 238 с.

412. Пискунов Б.Н., Абдурахманов А.И., Ким Чун Ун. Соотношение состав-глубина для вулканов Курильской островной дуги и ее петрологическое значение // Вулканология и сейсмология. 1979. - № 4. - С. 57-67.

413. Пискунов Б.Н. .Сергеев К.Ф. .Федорченко В.И. Курильская островная дуга // Строение земной коры и верхней мантии в зоне перехода от коры Азиатского континента к Тихому океану. Новосибирск:Наука, 1976. - С. 189-229.

414. Плюснин Г.С., Сандимирова Г.П., Смирнов В.Н. Рубидий-стронциевый возраст гранитоидов Монголии и Забайкалья // Геохимические методы поисков. Методы анализа. Иркутск: Изд-во СибГЕОХИ, 1976. - С. 92-99.

415. Подводная газогидротермальная активность на северо-западном склоне о-ва Парамушир (Курильские острова) / Авдейко Г.П., Гавриленко Г.М., Черткова Л.В. и др. // Вулканология и сейсмология. 1984. - № 6. - С. 66-81.

416. Подводные горы и вулканы Курильской островной дуги / Безруков П.Л., Зенкевич Н.Л., Канаев В.Ф. и др. // Тр. лаб. Вулканологии. 1958. - Вып. 13. - С. 71-87.

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

418. Подгорный В.Я. Послойное плотностное моделирование литосферы (на примере юга российского Дальнего Востока и Северо-Востока Китая): Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. Хабаровск, 1999. - 27 с.

419. Полин В.Ф., Молл-Столкап Э.Дж. Петролого-геохимические критерии тектонических условий формирования Чукотского звена Охотско-Чукотского вулканического пояса// Тихоокеанская геология. 1999. - Т. 18, № 4. - С. 29-47.

420. Полихронный ультраморфизм в зонах активизации Забайкалья / Козубова Л.А., Миркина С.Л.,Мурина Г.А. и др. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1980. - № 12. - С. 22-23.

421. Попеко В.А., Воинова И.П., Зуенко В.В. Анализ тренда петрохимических характеристик четвертичных базитов Курильской островной гряды // ДАН СССР. -1978. Т. 243, № 5. - С. 1250-1254.

422. Поперечные вулканические зоны Курильской островной дуги. /Авдейко Г.П., Волынец О.Н., Бондаренко В.И. и др.:Тезисы докл. Междунар. симпоз. «Строение и динамика переходных зон» (Сочи, 7-14 декабря 1983 г.). М., 1983. - С. 60.

423. Попов B.C. Ликвация в магмах, иллюзия и реальность. // Зап. ВМО. 1982. -Ч. 111, вып 5.-С. 614-621.

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

425. Пополитов Э.И., Леонова Л.Л., Знаменский Е.Б., Цыханский В.Д. Распределение Nb и Та в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги // Геохимия. 1976. -№ 1.-С. 29-35

426. Происхождение вулканических серий островных дуг / Фролова Т.И., Бури-кова И.А., Гущин A.B. и др. // М.: Недра, 1985. - 275 с.

427. Прялухина А.Ф. Материалы по стратиграфии Южных Курильских островов // Тр. СахКНИИ, вып. 10. 1961-а. - С. 3-13.

428. Прялухина А.Ф. Стратиграфия Южных Курильских островов // Унифицированные стратиграфические схемы Северо-Востока СССР. М.:Гостехиздат, 1961-6. - С. 205-208.

429. Пузанков Ю.М. Уран и торий в кремнекислых вулканических породах Камчатки // Доклады АН СССР. 1983. - Т. 268, № 2. - С. 441-444.

430. Пузанков Ю.М. Уран и торий в кайнозойских базальтоидах Камчатки //Там же. 1984. - Т. 279, № 2. - С. 463-467.

431. Пузанков Ю.М., Бобров В.А., Шестель С.Т. Редкие земли в четвертичных вулканитах Камчатки и породах кристаллического фундамента //Там же. Т. 275, № 1. -С. 177-181.

432. Пузанков Ю.М. Геохимические особенности проявления кайнозойского базальтового магматизма над "горячими точками" // Геохимия. 1999. - № 9. - С. 941950.

433. Пущаровский Ю.М., Говоров И.Н., Когарко Л.Н., Непрочное Ю.П., Пейве A.A. Глубинные геосферы под океанами. // Геология и минеральные ресурсы Мирового океана. СПб.:ВНИИ Океанология, 1995, с. 6-38.

434. Пущаровский Ю.М. Критические заметки о плейт-тектонике // Тихоокеанская геология. 1999. - Т. 18, № 6. - С. 131-133.

435. Рабинович A.B., Бадалов С.Т. К геохимии меди некоторых интрузивных пород Карамазара и Западного Узбекистана // Геохимия. 1971. - № 2. - С. 243-248.

436. Радкевич Е.А., Моисеенко В.Г. Закономерности распределения и генетические черты золотоносности на Дальнем Востоке // Генетические особенности и общиезакономерности развития золотой минерализации Дальнего Востока. М.: Наука, 1966. - С. 5-39.

437. Райхлин А.И., Соседко Т.А. Калинатровые полевые шпаты в каменноугольных гранитоидах Северо-Западного Тургая // ЗВМО. 1970. - Ч. 99. - № 4. - С. 424-432.

438. Распределение редких элементов в редкометальных гранитоидах / Кузьмин М.И., Коваленко В.И., Цэден Ц. и др. // Редкометальные гранитоиды Монголии. М.: Наука, 1971.-С. 160-198.

439. Рассказов C.B. Базальтоиды Удокана. Байкальская рифтовая зона. Новоси-бирск:Наука, 1985.- 142 с.

440. Рассказов C.B. Магматизм Байкальской рифтовой системы. Новоси-бирск:Наука, 1993. - 288 с.

441. Раузер A.A. Объяснительная записка к Геологической карте СССР масштаба 1:200 ООО, лист N-51-II. Москва, Министерство геологиии СССР, 1978. - 76 с.

442. Редкие земли в позднекайнозойских высококалиевых вулканических породах Камчатки / Волынец О.Н., Антипин B.C., Перепелов А.Б. и др. // Геохимия вулканитов различных геодинамических обстановок. Новосибирск: Наука, 1986. - С. 149165.

443. Редкоземельные и редкие элементы кайнозойских основных вулканитов Забайкалья и Монголии / Кононова В.А., Первов В.А., Дрынкин В.И и др. // Геохимия.1987. -№ 5. С. 644-659.

444. Редкометальные гранитоиды Монголии / Коваленко В.И., Кузьмин М.И., Зоненшайн Л.П. и др. // М.:Наука, 1971.-239 с.

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

446. Рейнольде Д.Л. Последовательность геохимических изменений, ведущих к гранитизации // Проблема образования гранитов. М.:ИЛ, 1959. - С. 108-187.

447. Рехарский В.И. Геохимия молибдена в эндогенных процессах. М.:Наука, 1973.-268 с.

448. Родионова Р.И., Федорченко В.И. О возможной петрологической природе эффузивного комплекса Томари-Ноторо (о. Шикотан, Малая Курильская гряда) // Вос-точноазиатские островные системы. Южно-Сахалинск, 1978. - С. 76-84.

449. Рожков И.С., Раковский В.Е., Беренштейн Л.Е., Серебряный Б.Л., Шилин И.Л. О неравномерности распределения золота в горных породах и минералах (по данным радиоактивационного анализа) // Докл. АН СССР. -1970. -Т. 191, № 4. -С. 927-930.

450. Роль суперплюмов в глобальной тектонике // Природа. -2000. № 7. - С. 80.

451. Русинова C.B., Сывороткин В.Л. Нижнеплейстоценовые лавовые плато Курильской островной дуги и ее латеральная неоднородность // Бюл. МОИП. Отд. геол.1988.-Т. 63,№5.-С. 130-131.

452. Рябчиков И.Д., Щербина В.В. Влияние давления на изоморфное замещение в минералах // Геохимия. 1965. - № 10. - С. 1207-1212.

453. Рябчиков И.Д. Термодинамика флюидной фазы гранитоидных магм. М.: Наука, 1975. - 232 с.

454. Рябчиков И.Д. Физико-химический анализ условий отделения рудоносных растворов из гранитных магм // Источники рудного вещества эндогенных месторождений. М.: Наука, 1976. - С. 165-178.

455. Рябчиков И.Д., Орлова Г.П. Золото в магматических флюидах // Физико-химические модели петрогенезиса и рудообразования. Новосибирск, 1984. - С. 103111.

456. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. М.:Недра, 1967. - Т. 2.699 с.

457. Самаркин Г.И., Самаркина Е.Я., Спиридонов Э.М. Состав и условия кристаллизации калиевых полевых шпатов из гранитоидов главного гранитного пояса Южного Урала // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1976. - № 4. - С. 24-34.

458. Сандимирова Г.П., Плюснин Г.С., Коваленко В.И. Первичное отношение87 86

459. Sr /Sr и рубидий-стронциевый возраст редкометальных гранитоидов МНР // Ежегодник-1975 СибГЕОХИ. Иркутск. - 1976. - С. 183-188.

460. Сандимирова Г.П., Левицкий В.И., Пахольченко Ю.А., Плюснин Г.С. Rb-Sr возраст и геохимия рудоносных формаций Онотско-Савинского междуречья (Восточное Присаянье) // Изотопное датирование рудных формаций. Москва:Наука, 1993. - С. 92-103.

461. Свешников К.И. Корреляция и тектоническое положение щелочных пород Северного Прибайкалья Алданского нагорья // Геология и геофизика. - 1977. - № 3. -С. 32-45.

462. Свинцово-изотопные свидетельства архейского источника вещества в золоторудных месторождениях зон мезозойской активизации южной части Алдано- Станового щита / Неймарк Л.А. и др. // Петрология. -1996. -Т. 4, № 4. С. 421-435.

463. Селянгин О.Б. Петрогенезис базальт-дацитовой серии в связи с эволюцией вулканоструктур. М.: Наука, 1987. - 149 с.

464. Семенова В.Г., Соловьева Л.Б., Владимиров Б.М. Глубинные включения в щелочных базальтоидах Токинского Становика. Новосибирск: Наука, 1984.

465. Сердюченко Д.П. О кристаллохимической роли титана в слюдах // Докл. АН СССР. 1948. - Т. 59, № 4. - С. 739-742.

466. Сергеев К.Ф. Тектоника Курильской островной системы. М.: Наука, 1976.238 с.

467. Сергеев К.Ф., Ким Чун Ун, Кочергин Е.В., Ромашова О.Н. Строение и геодинамические особенности литосферы Курильской островной системы. // Строение сейсмофокальных зон. М.: Наука, 1987. - С. 29-41.

468. Сергеев К.Ф., Ким Чун Ун, Ромашова О.Н. О соотношении сейсмичности Курильской островной системы с изостатическим состоянием ее земной коры // Тихоокеанская геология. 1984. - № 2. - С. 90-93.

469. Серебряков В.А. Значение свойств калинатровых полевых шпатов для выяснения условий образования гранитов // Материалы по геолог, и полез, ископ. Северо-Востока СССР. Магадан, 1963. - Вып. 16. - С. 234-255.

470. Серова М.Я., Братцева Г.М., Синельникова В.Н., Меланхолина E.H. Мел-палеоген Малой Курильской гряды // Советская геология. 1984. - № 4. - С. 59-63.

471. Серых В.И. К геохимии никеля в гранитоидах // Геохимия. 1964. - № 9. - С.896.908.

472. Симанович И.М., Степанов С.С. Минеральные преобразования базальтов скв. 304 (рейс 32 "Гломара Челленджера") // Минеральные преобразования пород океанической коры. М.: Наука, 1984. - С. 41-48.

473. Симбирева И.Г., Федотов С.А., Феофилактов В.Д. Неоднородности поля напряжении Курило-Камчатской дуги по сейсмологическим данным // Геология и геофизика. 1976.-№ 1. - С. 70-86.

474. Синцерова Е.А. Особенности развития структур Сутамского и Апсаканского золотоносных районов // Вестник МГУ. Сер. геол. 1973. - № 5. - С. 97-100.

475. Смирнова Е.В., Конусова В.В. Спектральное и химико-спектральное определение ред-коземельных элементов в геологических материалах // Геохимия редкоземельньгх элементов в эндогенных процессах. Новосибирск, Наука ,1982. - С. 3-31.

476. Смирнов Я.Б., Сугробов В.М. Земной тепловой поток в Курило-Камчатской и Алеутской провинциях: Тепловой поток и тектоника // Вулканология и сейрмология. 1979.-№1.-С. 59-73.

477. Смирнов Я.Ю., Сугробов В.М. Земной тепловой поток в Курило-Камчатской и Алеутской провинциях: Оценка глубинных температур и мощности литосферы // Там же. 1980.-№2.- С. 3-18.

478. Смит Ф., Гордон. Физическая геохимия. М.-.Недра, 1968. - 473 с.

479. Соболев B.C. Строение верхней мантии и способы образования магмы. // Тринадцатое чтение имени В.И.Вернадского. М:Наука, 1973. - 34 с.

480. Соболев Р.Н. О возрасте ксенолитов в гранитоидной формации малых глубин западной части Центрального Казахстана // Современные методики петрологических исследований. М.:Наука, 1976. - С. 202-208.

481. Соколов С.Ю., Смоляр М.И. Rb-Sr возраст гранитоидов Амананского комплекса в Восточном Забайкалье //Докл. АН СССР. 1990. - Т 314, № 4. - С. 954-957.

482. Соловьев О.Н., Гайнанов А.Г. Особенности глубинного геологического строения переходной зоны от Азиатского материала к Тихому океану в районе Курило-Камчатской островной дуги // Советская .геология. 1963. - № 3. - С. 113-123.

483. Соловьева J1.B., Владимиров Б.М., Днепровская J1.B., Масловская М.Н., Брандт С.Б. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы: вещество верхней мантии под древними платформами. Новосибирск:Наука, 1994. - 256 с.

484. Солодов H.A., Балашов Л.С., Кременецкий A.A. Геохимия лития, рубидия и цезия. М.:Наука, 1960. - 232 с.

485. Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли. М:Наука, 1974. - 184 с.

486. Состав биотитов гранитоидов Восточного Забайкалья / Коваль П.В., Кузьмин М.И., Антипин B.C. и др. // Геохимия. 1972. - № 8. - С. 957-970.

487. Ставров О.Д. Основные черты геохимии лития, рубидия и цезия в процессе становления гранитных интрузивов и связанных с ними пегматитов. М.: Госгеолтех-издат, 1963. - 142 с.

488. Стрельцов М.И. Дислокации южной части Курильской дуги. М.:Наука,1976.

489. Стрижкова A.A. Особенности химизма роговых обманок гранитоидов центрального Сихотэ-Алиня // Микроэлементы в минералах. -Владивосток, 1976. -С. 41-55.

490. Строение дна Охотского моря / Под ред. В.В.Белоусова, Г.Б.Удинцева // -М.: Наука, 1981.- 176 с.

491. Стронций и барий в эндогенных образованиях. М.: Наука, 1973. - 209 с.

492. Структурно-магматическая зональность и металлогения Западной части Тихоокеанского пояса / Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Коваленко В.И. и др. // Геотектоника. 1973.-№ 5.- С. 3-21.

493. Ступак Ф.М. Кайнозойский вулканизм хребта Удокан. Новосибирск-.Наука, 1987. - 169 с.

494. Суворов A.A. Глубинное строение земной коры Южно-Охотского сектора по сейсмическим данным. Новосибирск: Наука, 1975. - 103 с.

495. Сычев П.М., Веселов О.В., Волкова H.A., Соинов В.В. Тепловой поток и геодинамика западной части Тихого океана // Тихоокеанская геология. 1982. - № 6. -С.43-53.

496. Тараканов Р.З. Фокальные зоны и их роль в развитии островодужных систем II Геология дальневосточной окраины Азии. Владивосток: ДВНЦ, 1981. - С. 53-66.

497. Тараканов Р.З. О возможной роли сейсмофокальных зон в формировании и развитии структур островной дуги // Строение сейсмофокальных зон. М.:Наука,1987. -С. 11-26.

498. Тарарин И.А., Лаговская Е.А., Баталова С.П. Включения в гранитоидах Успенского массива Приморья и их генетическое значение // Вопросы геологии, геохимии и металлогении северо-западного сектора Тихоокеанского пояса. Владивосток, 1970. -С. 129-131. , .

499. Тарарин И.А. Генетическое значение включений в гранитоидах Успенского массива в Приморье // Петрология и петрохимия магматических и метаморфических пород Дальнего Востока. Владивосток, 1975. - С. 142-167.

500. Таусон Л.В., Кравченко Л.А. Особенности распределения РЬ и Zn по минералам каледонских гранитовдов Сусамырского батолита (Центральный Тянь-Шань) // Геохимия. 1956. - № 1. - С. 81-90.

501. Таусон Л.В. Геохимия редких элементов в гранитоидах. М.:Изд-во АН СССР, 1961. -230 с.

502. Таусон Л.В., Козлов В.Д., Кузьмин М.И. Геохимические критерии потенциальной рудоносности гранитоидных" интрузий // Проблемы геохимии и космологии. (МГК, ХХШ сессия. Докл. сов. геологов, проблема 6 и 13 а). М., 1968. - С. 166-172.

503. Таусон Л.В., Козлов В.Д., Каширин К.Ф., Свадковская Л.Н. Геолого- геохимические особенности интрузий кукульбейско-харалгинского комплекса Центрального Забайкалья // Ежегодник-1968 СибГЕОХИ. Иркутск, 1969. - С. 101-107.

504. Таусон Л.В. Геохимические типы гранитоидов // Докл. АН СССР. 1974. -Т. 215, №2.-С. 246-249.

505. Таусон Л.В. Гранитоидные магмы как источники рудного вещества эндогенных месторождений // Источники рудного вещества эндогенных месторождений. -М.:Наука, 1976. С. 43-58.

506. Таусон Л.В., Сандимирова Г.П., Плюснин Г.С., Смирнов В.Н., Зубков B.C. Изотопный состав стронция в эффузивах Центрального Забайкалья // Ежегодник-СибГЕОХИ. Иркутск, 1976. - С. 178-182.

507. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитои-ов. М.: Наука, 1977. - 278 с.

508. Таусон Л.В. Геохимия и металлогения латитовых серий // Геология рудных месторождений. 1982. - Т. 24, № 3. - С. 5-14.

509. Таусон Л.В., Антипин B.C., Захаров М.Н., Зубков B.C. Геохимия мезозойских латитов Забайкалья. Новосибирск:Наука, 1984. - 215 с.

510. Тектоника Курило-Камчатского глубоководного желоба / Гнибиденко Г.С., Быкова Т.Г., Веселов О.В.и др. // М.:Наука, 1980. - 180 с.

511. Термический анализ минералов и горных пород. Л.: Недра, 1974. - 399 с.

512. Тихий океан: Осадкообразование в Тихом океане. -М.: Наука, 1970. -Кн. 1-2.

513. Толок А., Нарнов Г.А., Тарарин И.А. О поведении редких элементов при дифференциации гипабиссальных щелочных габброидов натриевого ряда (олово) // Геохимия. 1971. - № 1. - С. 39-46.

514. Токарев П.И. О связи вулканической и сейсмической активности в Курило-Камчатской зоне // Тр. лаб. вулканологии АН СССР. 1959. - Вып. 17. - С. 156-182.

515. Торгов В.Г., Хлебникова A.A. Атомно-абсорбционное определение золота в пламени и безламенном графитовом атомизаторе с предварительным выделением экстракцией сульфидами нефти // Журн. аналитической химии. 1977. - Т. 22, вып. 5. - С. 960-965.

516. Трошин Ю.П. Геохимия летучих компонентов в магматических породах, ореолах и рудах Восточного Забайкалья. М.: Наука, 1978. - 172 с.

517. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Антонов А.Ю. Летучие компоненты в биотитах и металлогеническая специализация интрузий // Минералогические критерииоценки рудоносности эндогенных процессов. JL, 1982. - С. 74-83.

518. Туезов И.К. Литосфера Азиатско-Тихоокеанской зоны перехода. Новоси-бирск:Наука, 1975. - 230 с.

519. Туезов И.К., Красный М.П., Соловьев О.Н., Кочергин В.В. О природе Восточно- Курильской магнитной аномалии // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1970. - № 1. - С. 90-93.

520. Тулина Ю.В. Детальные сейсмические исследования земной коры у Южных Курильских островов // Строение и развитие земной коры на советском Дальнем Востоке. М.: Наука, 1969. - С. 90-96.

521. Турекьян К., Колп Д. Геохимия стронция // Геохимия редких элементов. -М.:ИЛ, 1959. -С. 69-157.

522. Тычков С.А., Рычкова Е.В., Василевский А.Н. Взаимодействие плюма и тепловой конвекции в верхней мантии под континентом // Геология и геофизика. 1998. -Т. 39, №4.-С. 413-425.

523. Тэйлор С. Геохимия андезитов // Распространенность элементов в земной коре. М.: Мир, 1972. - С. 16-39.

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

525. Уран и торий в дифференцированных базальтовых сериях Дальнего Востока, Сибири, Урала и Малого Кавказа / Кравченко С.М., Зайцев и др. // Радиоактивные элементы в горных породах. Новосибирск: Наука, 1975. - С. 115-120.

526. Ухина И.Ф., Коген B.C. Некоторые особенности происхождения мезозойских гранитоидов Станового хребта // Изв. высш. учебн. завед. Геология и разведка. -1975.-№8.-С. 11-19.

527. Фаворская М.А. О связи оловянного оруденения с магматизмом // Изв. АН СССР. Серия геол. 1955. - № 4. - С. 20-31.

528. Федоров П.И., Колосков A.B., Ляпунов С.М. Глубинные ксенолиты из щелочных базальтов мыса Наварин (восток Корякского нагорья) // Докл. АН СССР. -1993. Т. 333, № 2. - С. 246-249.

529. Федоров П.И., Колосков A.B., Ляпунов С.М. Геохимия и петрология позд-некайнозойских вулканитов мыса Наварин (восток Корякского нагорья) // Геохимия. -1993.-№3,-С. 1284-1296.

530. Федорченко В.И., Родионова Р.И. Ксенолиты в лавах Курильских островов (вещественный состав, происхождение, геологическое значение). Новосибирск: Наука, 1975. - 139 с.

531. Федотов С.А., Гусев A.A., Чернышева Г.В., Шумилина Л.С. Сейсмофокаль-ная зона Камчатки (геометрия, размещение очагов землетрясений и связь с вулканизмом // Вулканология и сейсмология. 1985. - № 4. - С. 91-107.

532. Фельдман В.И. Меланократовые скопления в гранитоидах // Бюлл.МОИП. Отд.геол. 1973.-Т. 48, №4.-С. 131-132.

533. Феногенов А.Н. Тонкоигольчатый апатит признак контактового метаморфизма и быстрой кристаллизации магматического расплава // Докл. АН СССР. - 1977. -Т. 235, №3,-С. 667-669.

534. Феоктистов Г.Д., Сизых Ю.И., Новиков В.М. Распределение серебра в траппах юга Сибирской платформы // Геохимия. 1989. - № 9. - С. 1354-1359.

535. Феоктистов Г.Д. Геология и петрохимия траппов Сибири и Декана // Траппы Сибири и Декана. Черты сходства и различия. Новосибирск: Наука, 1991. - С. 117-140.

536. Ферштатер Г.В. Полевые шпаты гранитоидов Урала, как индикаторы условий их формирования // Докл. АН СССР. 1968. - Т. 180, № 6. - С. 1457-1460.

537. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Гомеогенные включения в гранитоидах // Институт геологии и геохимии имени академика А.Н. Заварицкого. Ежегодник-1973. -Свердловск, 1973.-С. 101-106.

538. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология магматических гранитоидов.

539. М.: Наука, 1975. С. 179-190.

540. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология автолитов в гранитоидах // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1976. - № 2. - С. 36-48.

541. Флеров Г.Б., Колосков A.B. Щелочной базальтовый магматизм Центральной Камчатки. М.:Наука., 1976. - 148 с.

542. Флеров Г.Б. Коровые ксенолиты в продуктах извержения Большого трещинного Толбачинского извержения // Вулканология и сейсмология. -1979. -№ 2. -С. 43-52.

543. Фон Платен Г. Экспериментальные исследования анатексиса и генезиса мигматитов // Природа метаморфизма. М.:Мир, 1967. - С. 211-226.

544. Фор Г. Основы изотопной геологии. Москва.Мир, 1989. - 600 с.

545. Фрих-Хар Д.И. О взаимодействии морской воды с магматическим веществом // Сов.геология. 1982. -№ 10. - С. 93-99.

546. Фролова Т.И., Бурикова И.А., Фролов В.Т., Гущин A.B. Особенности базальтового вулканизма Малой Курильской гряды // Бюлл.МОИП, отд.геологии. 1977. -Т. 52, № 4. -С. 38-50.

547. Фролова Т.И., Злобин Т.К. Новые данные о глубинном строении южной части Курильской островной дуги и некоторые петрологические следствия // Вестник МГУ, сер. геол. 1987. - №1.

548. Фролова Т.И., Перчук J1.JL, Бурикова И.А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. М.:Недра, 1989.

549. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Роль платобазальтового магматизма в эволюции земной коры // Петрография на рубеже XXI века. Сыктывкар, 2000. Т. I. - С. 218220.

550. Хавезов И., Цалев Д. Атомно-абсорбционный анализ. Ленинград, "Химия". Ленинградское отделение, 1983. - 144 с.

551. Хаин В.Е. Общая геотектоника. М.:Недра, 1973. - 510 с.

552. Характеристика амфиболов верхнемезозойских гранитоидов Станового хребта / Антонов А. Ю., Халтуева В.К., Ярошенко С.К.и др.// Геохимия эндогенных процессов 1978. - Иркутск, 1979. - С. 62-68.

553. Хасегава А., Умино Т., Тагаки А. Двухслойная структура глубинной сейсмической зоны островной дуги Северо-Восточной Японии // Новые данные о строении коры и верхней мантии Курило-Камчатского и Японского регионов. Владивосток, 1978.-С. 68-75.

554. Хитрунов А.Т., Мельцер М.Л., Колосова Г.И. К геохимии никеля и кобальта в гранитоидах // Геохимия. 1978. - № 11. - С. 1652-1660.

555. Холевинский С.Б. Зональное распределение химических элементов в породах Центральной вулканической зоны Анд.// Тихоокеанская геология. 1992. - № 1. -С. 3-10.

556. Холодкевич И.В., Гептнер А.Р. Экспериментальное исследование гидротермального преобразования базальтоид'ов Исландии // Литология и полезные ископаемые. 1982. -№ 4. - С. 68-78.

557. Хренов А.П. Динамика извержений и процессы кристаллизации магм. -М.:Наука, 1982. 130 с.

558. Хэскин Л.А., Фрэй Ф.А., Шмидт P.A., Смит Р.Х. Распределение редких земель в литосфере и космосе. Москва:Мир, 1968. - 186 с.

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

560. Цветков A.A., Авдейко Г.П. Лерцолитовые включения в лавах извержения1980 г. вулкана Чиринкотан, Курильские острова (первая находка) // Доклады АН СССР. 1982. - Т. 267, № 5. - С. 1199-1203.

561. Цветков A.A. Магматическая эволюция островных дуг // Строение земной коры и переходных зон. М., Наука, 1983.

562. Цветков A.A., Говоров Г.И.Дветкова М.В.,Аракелянц М.М. Эволюция магматизма Малокурильской гряды в системе Курильской островной дуги // Изв. АН СССР Сер. геол. 1985. - № 12. - С. 11-28.

563. Цветков A.A., Гладков Н.Г., Волынец О.Н. Проблема субдукции и изотоп 10Ве в лавах Курило-Камчатской островной дуги // ДАН СССР, 1989.

564. Цветков A.A. Магматизм и геодинамика Командорско-Алеутской островной дуги. М.:Наука, 1990. - 328 с.

565. Цветков A.A., Волынец О.Н., Бэйли ДЖ. Шошониты Курило-Камчатской островной дуги // Петрология. 1993. - Т. 1, № 2. - С. 123-151.

566. Цеолитоносность базальтов Забайкалья / Гордиенко И.В. и др. // Новоси-бирск:Наука, Сиб. отд., 1989.

567. Цыханский В.Д., Кузнецова А.И., Коваль Л.П. Экстракционно-спектральное определение вольфрама в минералах // Ежегодник-1975 СибГЕОХИ. Иркутск:Наука, 1976.-С. 318-321.

568. Черкасов Р.Ф. Архей Алданского щита. М.: Наука, 1979. - 159 с.

569. Чудинов Ю.В. Геология активных океанических окраин и глобальная тектоника. Москва:Недра, 1985. - 248 с.

570. Шарапов В.Н., Симбирева И.Г., Бондаренко П.М. Структура и геодинамика сейсмофокальной зоны Курило-Камчатского региона. Новосибирск: Наука: 1984. -199 с.

571. Шараськин А.Я. Общая характеристика глубоководных котловин окраинных морей // Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. - С. 246-262.

572. Шарков Е.В., Цветков A.A. Проблема серий магматических пород (петрологические аспекты) // Вулканология и сейсмология. 1987. - № 1. - С. 30-41.

573. Шевченко Ю.С. Подводные вулканы Курильской островной дуги. Новосибирск: Наука, 1988. - 126 с.

574. Шеменда А.И. Моделирование механизма раскрытия некоторых типов краевых морей // Океанология. 1985. - Т. 25, вып. 2. - С. 265-273.

575. Шер С.Д., Ковалева О.И. О связи золотого оруденения с изверженными породами в одном из районов Приамурья // Тр. ЦНИГРИ. 1956. - Вып. 21.

576. Шереметьева Г.Н., Егорова М.Г., Подзорова Д.И. Миоцен-плиоценовые отложения южной части Охотского моря (21-й рейс НИС "Пегас") // Геологическое строение Охотоморского региона. Владивосток, 1982. - С. 107-108.

577. Шипулин Ф.К. Интрузивные породы юго-восточного Приморья и связь с ними оруденения // Труды ИГЕМ АН СССР. 1957. - Вып. 8. - 282 с.

578. Шкодзинский B.C. Минеральные парагенезисы на контакте гранитоидов с основными породами. М.: Наука, 1970. - С. 9-20.

579. Шкодзинский B.C., Зедгенизов А.Н. Специфика ранней эволюции Земли и докембрийских reo динамических обстановок // Отечественная геология. 2000. - № 5. - С. 60-63.

580. Шмакин Б.М. О роли давления в геохимической специализации гранитов и пегматитов // Геохимия. 1971. - № 1. - С. 1494-1500.

581. Щеглов А.Д. Об эндогенных месторождениях активизированных складчатых областей. // Тр. ВСЕГЕИ, 1964. Т. 104. - С. 11-23.

582. Щеглов А.Д. Металлогения областей автономной активизации. Л.: Недра, 1968. - 180 с.

583. Щерба Г.И. Геология Нарымского массива гранитоидов на Южном Алтае.

584. Алма-Ата: Изд-во АН КазССР, 1957. 216 с.

585. Щербаков Ю.Г., Пережогин Г.А. О геохимической связи золотого орудене-ния с интрузиями и вмещающими их породами в Западной Сибири // Геохимия. 1963. -№ 9. -С. 851-858.

586. Щербаков Ю.Г., Пережогин Г.А. К геохимии золота // Геохимия. 1964. - № 6. - С. 518-528.

587. Щербаков Ю.Г. Распределение и условия концентрации золота в рудных провинциях. M.: Наука, 1967. - 267 с.

588. Щербаков Ю.Г. Геохимия золоторудных месторождений в Кузнецком Алатау и Горном Алтае. Новосибирск: Наука, 1974. - 277 с.

589. Эволюция вещества при ультраметаморфизме. На примере докембрия Восточной Сибири / Крылова М.Д. и др. // JL: Наука, 1972. - 180 с.

590. Эмиссионный спектральный анализ в геохимии / Ред. Я.Д.Райхбаум // Новосибирск: Наука, 1976. - 208 с.

591. Эпельбаум М.Б., Салова Т.П. Распределение Mo и W между гранитным расплавом и флюидом // Очерки физ.-хим. петрологии (Москва). 1985. - № 13. - С. 137-152.

592. Экспериментальные исследования геохимии золота с помощью метода радиоизотопных индикаторов / Миронов А.Г., Альмухамедов А.И., Гелетий В.Ф. и др. // -Новосибирск: Наука, 1989.

593. Юань Ку. Мифы древнего Китая. Москва: Главная редакция восточной литературы, 1987. - 527 с.

594. Юсупов Р.Г., Абдурахманов Г.А., Юсупова J1.H. Золото в герцинских интрузивных формациях Кураминских гор (Узб. ССР) // Геохимия. 1977. - № 9. - С. 13841397.

595. Яковлева Е.Б., Парфенова О.В. Соотношение автомагматических брекчий и гранитоидов (на примере Топарского массива, Центральный Казахстан) // Вестник МГУ. Сер геол. 1973. -№ 1. - С. 59-67.

596. Ялынычев Е.В. Особенности размещения золотого оруденения в центральной части Становой зоны // Генетические типы и закономерности размещения месторождений золота Дальнего Востока. Новосибирск:Наука, 1976. - С. 19-24.

597. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Рифтогенный магматизм активных континентальных окраин и его рудоносность. Москва. :Наука, 1991. - 263 с.

598. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатский супер-плюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. 2000. — № 5. - С. 3-29.

599. Ahrens L.H., Libenberg W.B. Geochemical studies on some of the rare elements in South African minerals and rooks. Lithium in Mika and Feldspar // Transactions of the Geol. Soc. of South Afrika. 1946. - V. 48. - P. 75-82.

600. Anderson D.L. Cemical plumes in the mantle // Geol. Soc. Amer. Bull. 1975. -V.86, № 11. - P. 1593-1600.

601. Anderson R.N., Delong S.E. Schwaz W.M. Thermal model for subduction with dehydration in the downgoing slab // J. G. 1978. - Vol. 86. - P. 731-739.

602. Andesites: Orogenic andesites and related rocks / Ed. Thrope R.S., Wiley L. // -1982.-730 p.

603. Antonov A.Yu., Kononov M.V., Golionko B.G. Geochemical Classification of Cretaceous-Paleogene Magmatic Rocks from Shikotan Island, the Lesser Kuril Isl // Geol. Of Pac. Ocean. 1997. - Vol. 13. - P. 987-1008.

604. Arculus R.J., Johnson R.W. Island arc magma sources: A geochemical assesment of the roles of slabderived components and crustal contamination // Geochem. J. 1981. - Vol. 15, №3,-P. 109-133.

605. Arth J.G.,Baker F. Rare-earth partitioning between hornblends and dacitic liquid and implications for the genesis of trondhjemitic-tonalitic magmas // Geology. 1976. - Vol. 4, № 9. - P. 534-536.

606. Assumpcao M. The regional intraplate stress field in South America // J. Geophys. Res. B. 1992. -V. 97, № 8. - P. 889-903.

607. Atherton M.P., Aguirre L. Thermal and geotectonic setting of Cretaceous volcanic rocks near lea Peru, in relation to Andean crustal thinning // J. S. Amer. Earth Sci. 1992. -V. 5, № 1. - P. 47-69.

608. Aydeiko G.P., Khubunaja S.A., Vande-Kirkov Yu.V. Petrography and chemical composition of the lava flows from the Emperor Seamounts, DSDP, Leg 55 // Initial reports of the DSDP. Wash. (D.C.). 1980. - Vol. 55. - P. 571-584.

609. Avdeiko G.P., Volynets O.N., Antonov A.Yu., Tsvetkov A.A. Kurile island-arc volcanism: structural and petrological aspects // Tectonophysics. 1991. - Vol. 199. - P. 271287.

610. Bailey J.C. Geochemical criteria for a refined tectonic discrimination of orogenic andesites//Chem. Geol. 1981. - Vol. 32. - P. 139-154.

611. Bailey J.C., Larsen O., Frolova T.I. Strontium isotope variations in lower Tertiary-Quaternary volcanic rocks from the Kurile island arc // Contrib. Miner, and Petrol. -1987.-Vol. 95.-P. 155-165.

612. Bailey J.C., Frolova T.I., Biirikova I.A. Mineralogy, geochemistry and pedogenesis of Kurile island-arc basalts // Contr. Miner, and Petrol. 1989. - V. 102. - P. 265-280.

613. Barberi F., Ferrara G., Santacrose R. Et al. A transitional basalt-pantellerite seqence of fractional crystallization, the Boina centre (Afar rifte, Ethiopia) // J. Petrol. 1975, -V. 16, № l.-P. 22-56.

614. Barberi F., Innocenty F., Pasquare G. Vulcanismo e tectonica nelle Ande ecua-doriane: Rap. 75 Congr. Naz.Soc. geol. Ital. "Geol. Ital. Anni'90", Milano, 10-12 sett., 1990. Parte 2 // Mem. Soc. geol. Ital. 1990. - Vol. 45. - Parte l.-P. 947-950.

615. Bardintzeff J.M. Les nuess ardentes // Recherche. 1987. - V. 18, № 194. - P.1462-1470.

616. Basaltic volcanism on the terrestrial planets / Ed. M.M.Kaula et al. // U.Y. etc.; Pergamon press, 1981. 1286 p.

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

618. Berlin R., Henderon C.M. Trace element fractionation trends in mineral // Earth and Planet. Sci. Letters. 1969. - Vol. 5, № 6. - P. 423-424.

619. Berns R.G. Cristal field effect in chromium and its partitition in mantle // Geo-chim.et cosmochim. Acta. 1975. - Vol. 39, № 6-7. - P. 57-865.

620. Bernstein Lawrence R. Gerrtianium geochemistry and mineralogy // Geochim. et cosmochim. acta. 1985. - Vol. 49, № 11. - P. 2409-2422.

621. Best M.G., Brimhall W.H. Late Cenosoic alcalic basaltic magmas in the Western

622. Colorado Plateaus and Basin and Range transitional zone, USA, and their bearig on mantle dynamics // Geol. Soc. Amer. Bull. 1974. - V. 85, № 11. - P. 1677-1690.

623. Borehert H.and Dybek J. Zur Geochemic des Zinns // Chemie der Erde. 1930. -Bd. 20. -H. 3. -S. 137-155.

624. Boyle R.W. The geochemistry of silver and its depositse with notes on geo-chemical prospecting for the elements // Bull. Geol. Surv. Canada. 1968. - № 60. - 264 p.

625. Boynton W.W. Geochemistry of the rare elements: Meteoritic study // Rare earth element geochemistry. N.Y.: Elsevier, 1984. - P. 63-107.

626. Brown G.C. A comment on the role of woter in the partial fusion of crystal rock // Earth and Planetary Science Letters. 1970. - Vol. 9. - P. 355-358.

627. Bullen T.D., Clynne M.A. Trace element and isotopic constraints on magmatic evolution at Lassen volcanic center // J. Geophys. Res. B. 1990. - V. 95, № 12. - P. 1967119691.

628. Burri C. Bemerkungen zur sor. Banater Verwachsung der Plagioclase // Shweiz. mineral und petrogr. Mitt. 1963. - Bd. 43, № 1. - P. 71-80.

629. Campbell I.H., Turner J.S. Turbulent mixing between fluids with different viscosities // Nature. 1985. - V. 313, № 5997. - P. 39-42.

630. Campbell I.H., Turner J.S. Fontains in magma chambers // J. Petrol. 1989. - V. 30. - P. 885-923.

631. Chappell B.W., White A.J.R. Two contrasting granite types // Pasific Geol. -1974.-Vol. 8.-P. 173.-174.

632. Collins W.J, Beams S.D., White A.J.R., Chappell B.W. Nature and origin of Atype granites with particular reference to southestern Australia // Contrib. Miner. Petrol. -1982. Vol. 80, № 2. - P. 189-200

633. Cremer V. Die Mischristallbildung in Sistem Chromit-Magnetit-Hercynit zwishen 1000° und 500°C // Neues Jb. Miner. Abh. 1969. - Bd. 3. - Vol 5. - S. 184-205.

634. Crosby Persy. Composition and struktural state of alkali feldspars from char-nockitic rocks on White-face Nountain, New York // Amer. Mineralogist. 1971. - Vol. 56, № 9-11. -P. 1788-1811.

635. Cubber R.R. Abnormalities in the distribution of K, Rb and Sr in the Coast Mountains batholith, British Columbia // Geochim. et cosmochim. Acta. 1972. - Vol. 36, № 10. -P. 1091-1100.

636. Daly R.A. Igneous rocks and their origin. Mc. Grawe-Hill Book Co. New York,1914.

637. Davidson J.P., De Silva S.L. Volcanic rocks from the Bolivian Altiplano: insights into crustal structure, contamination, and magma genesis in the central Andes // Geology. -1992.-V. 20, № 12.-P. 1127-1130.

638. Delany J.M., Helgeson H.C. Calculation of the thermodynamic consequences of dehydratation of subduction oceanic crust to 100 kbar at 800°C // Amer. J. Sei. 1978. - Vol. 278, N 5. - P. 638-686.

639. De Paolo D.J., Johnson B.W. Magma genesis in the New Britain island arc: Constraint from Nd and Sr-isotoper and trace-element patterns // Contrib. Miner, and Petrol. -1979. Vol. 70, № 4. - P. 367-379.

640. De Paolo D.J., Wasserburg G.J. Inferences about magma sources and mantle structure from variations of 143Nd/144Nd // Geophys Res. Lett. 1976. - Vol. 3, № 12. - P. 743746.

641. De Paolo D.J., Wasserburg G.J. The sources of island arcs as indicated by Nd and Sr isotopic studies // Ibid. 1977. - Vol. 4. - P. 465-468.

642. De Vore G.W. The role of adsorption in the fractionation and distribution of the elements // Journ. Geol. 1955. - Vol. 63, № 6.- P. 159-191.

643. Dhana Raju R., Krishna Rao J.S.R. Feldspars from the granitic rocks of Chipuru-palle-Rasam-area, Srikakulam district, Aadhra Pradesh // Indian Acad. Sei. 1972. - Vol. 76,2. P. 57-70.

644. Dickinson W.R., Hatherton T. Andesitic volcanism and Seismicity around the Pacific // Science. 1967. - Vol. 157, № 3790. - P. 801-804.

645. Dickinson W.R. Relations of andesites, granites and derivative sandstones to arc-trench tectonics // Reviews of Geophys. and Space Physics. 1970. - Vol. 8, № 4. - P. 813860.

646. Didier J. Granites and their enclaves. Amsterdam: Elsevier, 1973. - 393 p.

647. Dodge F.C.W. Trace-elements of some plutonic rocks of the Serra Nevada Batholith // Geological Surv. Bull., 1314-p. - Washington, 1972. - P. 1-13.

648. Donelly-Nolan J.M., Champion D.E., Miller C.D., Grove T.L. Post-11000-year volcanism at Medicine Lake volcano Cascade Ringe, northern California // J. Geophys. Res. B.- 1990,-V. 95, № 12.-P. 19693-19704.

649. Dostal J., Zentilli M., Caelles J.C., Clark A.H. Geochemistry and Origin of Volcanic Rocks of the Andes (26°-28°S) // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. - V. 63, № 2. - P. 113-128.

650. Engel A.E.J., Engel C.G. Progressive metamorphism and granitization of the major paragneiss. Northwest Adirondack Nountains, New-York. Part II // Mineralogy-Geol. Soc. Amer. Bull. 1960. - Vol. 71, № 1. - P. 1-58.

651. Ewart A., Taylor S.R. Trace element geochemistry of the rhyolltic volcanic rocks, Central North Island, New Zealand: Phenocryst date // Contrib. Miner, and Petrol. 1969. -Vol. 22. - P. 127-146.

652. Foster M.D. Interpretation of the composition of trioctahedral micas // U.S.Surv. Profess. Paper. 1960. - № 354-B. - Pt. I-IV. - P. 11-49.

653. Frank Spear. Ca-amphibole composition as a function of temperature, fluid pressure and oxygen fugasity in a basaltic sistem // Annu. Rept Dir. Geophys. Lab., 1975-1976. -Washington. D. C., 1976. P. 775-779.

654. Furman Tanya, Frey Fred A., Meyer Peter S. Petrogenesis of evolved basalts and rhyolites at Austurhorn, southeastern Iceland: the role of fractional crystallization // J. Petrol. 1992. -V. 33, № 6. - C. 1405-1445.

655. Gast P.W. Trace element fractionation and the origin of tholeiitic and alkaline magma types // Geochim. Cosmochim. Acta. 1968. Vol. 32, № 10. - P. 1057-1086.

656. Gerlach D.C., Frey F.A., Moreno-Roa H., Lopez-Escobar L. Recent volcanism In the Puyehue-Cordon Caulle region, Southern Andes, Chile (40,5°S): Petrogenesis of evolved lavas // J. Petrol. 1988. - Vol. 29, № 2. - P. 333-382.

657. Gill J.B. Orogenic andesites and plate tectonics. Berlin-Heidelberg-New York: Springer-Verlag, 1981. - 390 p.

658. Gill J.B. Sr-Pb-Nd isotopic evidence that both MORB and OIB sources contribute-to oceanic island arc magmas in Fiji // Earth and Planet. Sci. Lett. - 1984. - Vol. 68, № 3. - P. 443-458.

659. Gill J.B., Johnson W., Morris O.D. Excess 238U, 226Ra and 10Be in New Britain arc magmas // EOS. 1987. - Vol. 68. - P. 1522.

660. Gnibidenko H.S. The Sea of Okhotsk-Kurile Islands ridge and Kurile-Kamchatka trench // The ocean basins and margins. N. Y.; L.:Plenum press, 1985. Vol. 7A: The Pacific Ocean.-P. 377-418.

661. Golionko, B.G.,Kononov, M.V. Chaotic complexes in the structure of the Shi-kotan Island (Lesser Kurile islands): Abstracts 29th Intern. Geol. Congress. Kyoto, Japan, 1992.-V. 2.-P. 468.

662. Gorshkov G.S. Catalogue of the active volcanoes of the world including solfatarafields // Napoli Intern. Volcan. Assoc. 1958. - Pt 4: Kuril Islands. - 99 p.

663. Gorton M.P. The geochemistry and origin of Quaternary volcanism in the New Hebrides // Geochim. et cosmochim. acta. 1977. - Vol. 41, № 9. - P. 1257-1270.

664. Grout F.F. Criteria of origin of inclusion in plutonic rooks // Geol. Soc. Amer. Bull. 1937. - Vol. 48. - P. 1521-1573.

665. Guffanti M. Late Cenozoic volcanism, subduction, and extension in the Lassen region of California, southern Cascade Range // J. Geophys. Res. B. 1990. V. 95, № 12. - P. 19453-19464.

666. Haack U.K. Spurenelem.ente in Biotiten aus Graniten and Gneisen // Contribs. Miner, and Petrol. 1969. - Vol. 22,2. - P. 83-126.

667. Haiash A., Archer P. Experimental seawater basalt interaction; effects of cooling // Contrib. Mineral and Petrol. - 1980. - V. 75, № 1. - P. 1-13.

668. Hamilton W.B. Variation in plutons of granitic rocks of the Hantingon Lake area of the Sierra Nevada, California // Geol. Soc. Amer. Bull. 1956. - V. 67, № 12, pt. 1. - P. 1585-1598.

669. Hanson G.N. Rare earth elements in petrogenetic studies of igneous systems // Annu. Rev. Earth and Planet. Sci. 1980. - Vol. 8. - P. 371-406.

670. Hart R.A. A model for chemical exchange in the basalt-seawater sistem of oceanic layer 2 // Canad. J. Earth Sci. 1973. - V. 10. - P. 799-816.

671. Hasegawa A., Umino N., Takgi A. Double-planed structure of the deep seismic zone In the north-eastern Japan arc // Tectonophysics. 1978. - Vol. 47, № 1/2. - P. 43-58.

672. Haughton D.R., Roeder P.L., Skinner B.J. Solubility of sulfur in mafic magmas // Econ. Geology. 1974. - V. 69, № 4. - P. 451-467.

673. Hawkesworth C.J., CTNions, Pankhursi R.Y. et al. A geochemistry of island arc and back-arc tholeites from the Scotia Sea // Earth and Planet. Sci. belt. 1977. - Vol. 36. - P. 253-262.

674. Hietanen A. Distribution of elements in biotite hornblende pairs and in an or-thopyroxene- clinopyroxene pair from Zoned plutons, northern Sierra Nevada California // Contribs. Miner, and Petrol. - 1971. - Vol. 30, № 2. - P. 161-176.

675. Hilde T.W., Isezaki U.,Wogeman J.M. Mesozoic seafloor spreading in the North Pacific // The geophysics of the Pacific Ocean basin and its margin. Wash. (D.C.), 1976. - P. 205-228. Geophys. Monogr., Vol. 19.

676. Hilde T., Lee C.S. Origin and evolution of the West Philippine Basin: a new interpretation // Tectonophysics. 1984. --Vol. 102. - P. 85-104.

677. Holland T.H. The charnockite series a group of Archean hyperstenic rocka in Peninsular India // Seol. Surv. India. 1900, - Vol. 28.

678. Holm P.E. The geochemical fingerprints of different tectonomagmatic environments using hygromagmatophile element abundances of tholeitic basalts and basaltic andesites // Chem. Geol. 1985. - Vol. 51. - P. 303-323.

679. Honda S., Uyeda S. Thermal process in subduction zones a review and preliminary on the origin of arc volcanism // Arc volcanism: Physics and tectonics. To-kyo:TERRAPUB, 1983. - P. 117-140.

680. Hornmann P.K., Pichler H. Geochemistry, petrology and origin of the Cenozoic volcanic rocks of the northen Andes in Ecuador // J. Volcanol. and Geotherm. 1982. - V.12, №3-4.-P. 259-282.

681. Hughes S.S., Taylor E.M. Geochemistry, pedogenesis, and tectonic implications of central High Cascade mafic platform lavas // Bull. Geol. Soc. Amer. 1986. - V. 97, № 8. -P. 1024-1036.

682. Hughes S.S. Mafic magmatism and associated tectonism of the central High Cascade Range, Oregon // J. Geophys. Res. B. 1990. - V. 95, № 12. - P. 19623-19638.

683. Jakes P., Gill J.B. Rare earth éléments and the island arc tholeitic series // Earth and Planet. Sci. bett. 1970. - Vol. 9, № 1. - P. 17-28.

684. Jakes P.,White A.J.R. Major and trace element abundances in volcanic rocks of orogenic areas // Bull. Geol. Soc.Amer. 1972. - Vol. 83, № 1. - P. 29-39.

685. James D.E. Plate tectonic model for the evolution of the central Andes // Geol. Soc. Amer. Bull. 1971. - Vol. 82, №. 12. - P. 3325-3346.

686. Jonasson K., Holm P.M., Pedersen A.K. Petrogenesis of silicic rocks from the Kroksfjordur central volcano, NW Iceland // J. Petrol. 1992. - V. 33, №6. - P. 1345-1369.

687. Karato S. The role of hydrogen in the electrical conductivity of the upper mantle // Nature. 1990. - V. 347. - P. 272-273.

688. Katsui Y., Oba Y., Ando S. et al. Petrochemistry of the Quaternary volcanic rocks of Hokkaido, North Japan // J. Fac. Sci. Hokkaido, North Japan // J. Fac. Sci. Hokkaido Univ, Ser. IV. 1978. - Vol. 18, № 3. - P. 449-484.

689. Kay R.W. Geochemical constraint on the origin of Aleutian magmas // Island arcs, deep sea trenches and back arc basin. Wash. (D, C), 1977. - P. 229-242. (Amer. Geophys. Union. Mau-rice Enring Ser.; № 1).

690. Kay R.W., Sun D.S., Lee-Hu C.N. Pb and Sr isotopes in volcanic rocka from the Aleutian islands and Pribilof islands, Alaska // Geochim. et cosmochim. acta. 1978. - Vol. 42. - P. 263-273.

691. Kayaguchi T., Blake S. The dinamics of magma mixing in a rising magma batch // Bull.Volcanol. 1989. - V.52, № 2. - P. 127-137.

692. Kiminami K., Kontanai J. Mesozoic arc-trench system in Hokkaido, Japan. In: Accretion tectonics in the Circum Pacific regions. Edited by M.Hashimiti and S. Uyeda. Ter-rapub Tokyo, 1983.

693. Kimura G., Miashita S., Miasaba S. "Collision tectonics in Hokkaido and Sakhalin in Aceretion tectonics in the circum Pacific regions". Edited by M.Hashimoto and S.Uyeda. Terrapub Tokyo, 1983.

694. Kimura G., Tamaki K. Tectonic framework of the Kurile arc since its initiation // Formation of active Ocean Margins / Ed. N. Nasu et al. Tokyo: TERRAPUB, 1985. P. 641676.

695. Kimura G. Oblique subduction and collision: Forearc tectonics of the Kurile arc // Geology. 1986. - Vol. 14. - P. 404-407.

696. Kistler R.W. and Peterman Z.E. Variations in Sr, Rb, K, Na and initial 87Sr/86Sr in Mesozoic granitic rocks and intruded wall-rocks in Central California // Geol. Soc. Amer. Bull. 1973. - Vol. 84, № 11. - P. 3489-3512.

697. Klerks J., Deutsch S., Pichler H., Zell T. Strontium isotopic composition and trace element data on the origin of Cenozoic volcanic rocks of the Central and Southern Andes // Journ. Volcanol. and Geotherm. Res. 1977. - Vol. 2, № 1. - P. 49-71.

698. Krauskopf K. Reletion of volatilities to ore-metal association // Конференция. Проблемы постмагматического рудообразования. Прага, 1963. - T. I. - С. 434-438.

699. Kononov M.V., Zonenshain L.P. and Golionko B.G. The structure of the Shi-kotan Island (Lesser Kurile Islands): Abstracts 29th Intern. Geol. Congress. Kyoto, Japan, 1992.-V. 2.-P. 468.

700. Kontak D.J., Clark A.H., Farrar E. The Magmatic Evolution of the Cordillera Oriental, Southern Peru // Andean magmatism. Chemical and isotopic constraints. 1984. - P. 203-219.

701. Kouchi A., Sunagawa I. A model for mixing basaltic and dacitic magmas as deduced from experimental data // Contrib. Miner, and Petrol. 1985. - V. 89, № 1. - P. 17-23.

702. Kuroda P.K., Sandell E.B. Geochimistry of molybdanum // Geochim. et cosmo-chim. acta. 1954. - Vol. 6, № 1. - P. 35-63.

703. Kudo A.W., Weill D.F. An igneous plagioclase thermometer // Contrib. Miner, and Petrol. 1970. - Vol. 25, № 1. - P. 52-65.

704. Kuno H. Origin of cenozoic petrographic provinces of Japan and surrounding areas // Bull. Volcanol. Ser. II. 1959. - Vol. 20. - P. 37-76.

705. Mann A.C. Trace element geochemistry of high alumina basalt-andesite-dacite-rhyodacite lavas of the main series of Santorini volcano, Greek // Contrib. Miner, and Petrol.1983. Vol. 84. - P. 43-57.

706. Manning D.A.C. Volatile control of tungsten partitioning in granitic melt vapour sistems // Trans.Inst.Mining and Met. - 1984. - B 93. Nov. - P. 185-189.

707. Marcelot G. Geochimie des lavas de I'ile d'Erromando (Nouvells Hebrides): Implication petrogenetiques // Bull. Soc. geol. France. 1981. - T. 23, № 4. - P. 367-376.

708. Marmo V. On the granite problem // Earth. Sci. Revs. 1967. V 3, № 1. - P. 7-29.

709. Marret R., Emerman S.H. The relation between faulting and mafic magmatism in the Altiplano-Puna plateau (central Andes). // Earth and Panet. Sci. Lett. 1992. - V. 112, № 1-4.-P. 53-59.

710. Marsh B.D., Garmichael I.S.E. Benioff zone magmatism // J. Geophys. Res. -1974. Vol. 79, № 8. - P. 1196-1206.

711. Matsuhisa Y. Oxigen isotopic compositions of volcanic rooks from east Japan Islands and their bearing on petrogenesis // J. Volcanol. and Geotherm. Res. 1979. - Vol. 5, № 3/4. - P. 271-296.

712. McCulloch M.T., Perfit M.R. 143Nd/144Nd, 87Sr/86Sr and trace element constraints on the petrogenesis of Aleutian arc magmas // Earth and Planet. Sci. Lett. 1981. - Vol. 56, №1. - P. 167-179.

713. McGarvil D. Torfajokull: A volcano dominated by magma mixing // Geology.1984. V. 12, № 11. - P.685-688.

714. Mengel K., Green D.H. Experimental study of amphibole and phlogopite stability in metasomatized peridotite under water-saturated and water-undersaturated conditions // 4-th Int. Kimb. Conf.: Ext. Abst. Perth, 1986. - P. 193-195.

715. Michel Levy A. Contribution al etude du granite, de Flamanville et des granites francais en general // Bull. Serv. Carte Geol. 1893. - V. 5, № 36. - P. 1-41.

716. Miller Calvin F., Mittlefehldt David W. Depletion of light rare-earth elements in felsic magmas // Geology. -1982. V. 10, №3. - P. 129-133.

717. Minster J.B., Jordan T.H. Preaent-day plate motions // J. Geophys. Res. B. 1978. -Vol. 83, № 11. - P. 5331-5354.

718. Morris J.D., Hart S.R. Isotopic and incompatible element constraints on the genesis of island arc volcanics from Gold Bay and Amak Island, Aleutians and implications for mantle structure // Geochim. et cosmochim. acta. 1983. - Vol. 47. - P. 2015-2030.

719. Morris J.D., Tera F., Brown L. et al. 10Be evidence for sediment recycling in island arc volcanics. 2. The Central American arc // EOS. 1985. - Vol. 18. - P. 421.

720. Morris J.D., Harmon R.S., Lopez-Escobar L. et al. 10Be, Sr, O and Pb isotope evidence for sediment subduction in the Southern Andes // J. S. Amer. Stud. 1989. - Vol. 15. -P. 384-398.

721. Morris J.D., Tera F. 10Be and 9Be in mineral separates and whole rocks from volcanic arcs: Implications for sediment subduction // Geochim. et cosmochim. acta. -1989. -V.5.

722. Moxham R.L. Distribution of minor elements in coexisting hornblendes and bio-tites // Canad. Mi-neral. 1965. - Vol. 8. - Pt. 2. - P. 204-240.

723. Mrozowski C.L., Lewis S.D., Hayes D.E. Complexities in the tectonic evolution of the West Philippine Basin // Tectonophysics. 1982. - .Vol. 82. - P. 1-24.

724. Munoz J.B., Stern C.R. Alkaline magmatism within the segment 38°-39°S of the Plio-Quaternary volcanic belt of the southern South American continental margin // J. Geophys. Res. 1989. - V. 94, № B4. - P. 4545-4560.

725. Myashiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. // Amer. J. Sci. 1974. - Vol. 274, № 4. - P. 321-355.

726. Naney M.T. Phase equilibria of rock forming ferromagnesian silicates in granitic systems // Amer. J. Sci. 1983. - V. 283, № 10. - P. 993-1033.

727. Nekrasov I.Ya. The distribution of silver between fluid and genesis of volcano-genic golo-silver deposits // Meth. Geohem. Prospect: Int. Symp. Geochem. Prospect. Prague, 1990; Extend Abstr. - Prague. - 1990. - P. 186.<*ijn T3 8

728. Newman S., Macdougall J.D, Finkel R.C. Petrogenesis and Th7 U diseguilib-rium at Mt.Shasta; California, and in the Cascades // Contrib. Miner, and Petrol. 1986. - V. 93, №2.-P. 195-206.

729. Nicholls I.H., Ringwood A.E. Effect of water on olivine stability In tholeites and production of silica-saturated magmas in the island-arc environment // J. Geol. 1973. -V.81, № 3. - P. 285-300.

730. Nicholls I.A., Harris K.L. Experimental rare earth element partition coefficients for garnet, clinopyroxene and amphibole coexisting with andesitic and basaltic liquids // Geo-chim. et cosmochim. acta. 1980. - Vol. 44, № 2. - P. 287-308.

731. Nicholson Hugh, Latin Dave. Olivine tholeiites from Krafla, Iceland: Evidence for variations in melt fraction within a plum // J. Petrol. 1992. -V. 33, № 5. - P. 1105-1124.

732. Nixon P.H., Rogers N.W., Gibson I.L. and Grey A. Depleted and fertile mantle xenoliths from southern African kimberlites: Ann. Rev. Earth Plan. Sci., 1981. V. 9. - P. 285-309.

733. Nohda S.,Wasserburg G.J. Nd and Sr isotopic study of volcanic rocks from Japan // Earth and Planet. Sci. Lett. 1981. - Vol. 58, № 2. - P. 264-276.

734. Notsu K. Strontium isotope composition in volcanic rock from the Northeast Japan arc // J. Volcanol. and Geotherm. Res. 1983. - Vol. 17, № 1/4. - P. 531-548.

735. Notsu K., Isshiki H., Hirano M. Comprehensive strontium isotope study of Quaternary volcanic rocks from the Isu-Ogasawara arc // Geochem. J. 1983. - Vol. 17, № 6. - P. 289-302.

736. Noyes H.J., Wones D.R., Frey F.A. A tale of two plutons: petrographic and min-eralogic constraints on the petrogenesis of the Red Lake and Eagle Peak plutons, Central Sierra Nevada, California // The Journal of Geology. 1983. - V.91, № 4. - P. 353-379.

737. Nye C.J., Reid M.R. Geochemistry of primary and least fractionated lavas from Okmok volcano, central Aleutians: Implication for arc magmatism // J. Geophys. Res. B. -1986. Vol. 91, № 10. - P. 10271-10287.

738. Onuma N.,Hirano M.,Isshiki N. Genesis of basalt magmas and their derivatives under the Izu Islands, Japan, inferred Sr/Ca-Ba/Ca systematics // J. Volcanol. and Geotherm. Res. 1983. -Vol. 18. - P. 511-529.

739. Orvil P.M. Alkali feldspar alkali chloride hydrotermal ion exchange. - Ann. Rept. Geophys. Lab., 1960. - P. 104-108.

740. Orvil P.M. Alkali feldspar-alkali chloride hydrotermal ion exchange. Jn: Cam. Inst, of Wash., Year book, 1963. - P. 59.

741. Oshida A., Tamaki K., Kimura M. Origin of the magnetic anomalies in the Southern Okinawa Trough // J. Geomag. Geoelectr. 1992. - Vol. 44. - P. 345-359.

742. Pabst A. Observetions on inclusions in the granitic rocks of the Sierra Nevada // Univ. Calif. Dept. Geol. Bull. 1928. - Vol. 17, № 10. - P. 325-386.

743. Pankhurst R.J., Herve F., Rojas L.,Cembrano J. Magmatism and tectonics in continental Chiloe, Chile (42°-42°30' S) //'Tectonophysics. -1992. -V. 205, № 1-3. P. 283-294.

744. Papavassilion C.Th., Cosgrove M.E. Chemical and mineralogical changes during basalt-seawater interaction: Site 223, Leg 23, DSDP, north-west Indian Ocean // Miner. Mag.- 1981. V. 44, № 334. - P. 141-146.

745. Patrikeev S., Lomtev V. New data about structure of Cenozoic sedimentary cover of the North-West Pacific plate near Kuril trench // L. P. Zonenshain Memorial Conference on plate tectonics. Abstracts. 1992. -P. 115.

746. Pearce J.A., Norry N.J. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nd variations in volcanic rocks // Contrib. Miner, and Petrol. 1979. - Vol. 69. - P. 33.

747. Peccerillo A., Taylor S.R. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey // Contrib. Miner. Petrol. 1976. - Vol. 58, № 1. -P.63-81.

748. Popolitov E.I., Volynets O.N. Geochemistry of Quaternary volcanic rocks from the Kurile-Kamchatka Island arc // J. Volcanol. and Geotherm. Res. 1982. - Vol. 12, № 3/4. -P. 299-316.

749. Powell R., Powell M. Geothermometry and oxygen barometry using coexisting iron-titanium oxides: A reappraisal // Miner. Mag. 1977. - Vol. 41. - P. 257-263.

750. Ramos V., Niemeyer H., Skarmeta J., Munos J. Magmatic evolution of the Austral Patagonian Andes // Earth-sci. Revs. 1982. - V. 18, № 3-4. - P. 411-443.

751. Richard P., Shimizu K.,Allegre C.J. 143Nd/144Nd a natural tracer: A natural application to oceanic basalts // Earth and Planet. Sci. Lett. 1976. - Vol. 31. - P. 269-278.

752. Ringwood A.E. The chemical composition and origin of the Earth // Advances in Earth Science / P.M.Hurley (ed.). 1966, M I T Press, Cambridge, Mass. - P. 287-356.

753. Rubenstone J.L. Geology and geochemistry of Early Tertiary submarine rocks of the Aleutian islands and their bearing on the development of the Aleutian arc: Ph. D. Thes. Ithaca (N.Y.), 1985.-350 p.

754. Ryan J.G., Langmuir C.H. Berillium systematics in young volcanic rocks: Implications for 10Be // Geochim. et cosmochim. acta. 1988. - Vol. 52. - P. 237-244.

755. Sakuyama M. Lateral variations of H2O contents in Quaternary magmas of northeestern Japan // Earth and Planet. Sci. Lett. 1979. - Vol. 43, № 1. - P. 103-111.

756. Sasa J. A preliminary note on the geology of the island of Sicotan, Southern Tisima (South Kurile Islands). Proc 5th Sci. Congr. Canada, 1933. - V. 3. - Toronto, 1934.

757. Seek H.A. Koexisteerende Alkali feldspate und Plagioklase im System NaAIS^Og- KAISi308- CaAlSi208 H20 // Newes Jahrb. Mineral Abh. - 1971. - Bd. 115, № 3. - S. 315-345.

758. Seek H.A. Der Einfluss des Drunks auf die Zusammensetzung Koexistierendes Alkalifeldspate und Plagioklase im System NaAlSi3Og KAISi3Og - CaAlSi208- H20 // Con-tribs. Miner, and Petrol. - 1971. - Vol. 31, № 1. - P. 67-86.

759. Sen Gautam, Presnall D.C. Petrogenesis of dunite xenoliths from Koolau Volcano, Oahu, Hawaii: implications for Hawaiian volcanism // J. Petrol. 1986. - Vol. 27, №1. -P. 197-217.

760. Sen Gautam. Petrogenesis of spinel lherzolite and pyroxenite suite xenoliths fromthe Koolau shield, Jahu,Hawaii: Implications for petrology of the post-eruptive lithosphere beneath Oahu // Contr. Miner, and Petrol. 1988. - Vol. 100, № 1. - P. 61-91.

761. Sen N., Nockolds S.R. and Allen R. Trace elements in mineral from rocks of the S. Californian Batholith // Geohim. et Cosmochim. Acta. 1959. - Vol. 16, № 1/3. - P. 58-79.

762. Seno T., Maruyama Sh. Paleogeographic reconstructions and origin of the Philippine Sea// Tectonophysics. 1984. - Vol. 102. - P. 53-84.

763. Seyfried W.E., Bischoff J.L. Experimental seawater-basalt interaction at 300 *C, 500 bar, chemical exchange, secondary mineral formation and implications for the transport of heavy metals // Geochim. et Cosmochim.Acta. 1981. - V. 15, № 2. - P. 135-147.

764. Scheuber E., Reutter K.-J. Magmatic arc tectonics in the Central Andes between 21° and 25°S // Tectonophysics. 1992. - V. 205, № 1-3. - P. 127-140.

765. Schilling J.G. Iceland mantle plume: geochemical study of Reykjanes ridge // Nature. 1973. - V. 242, № 5400. - P. 565-571.

766. Sibuet J.C., Letouzey J., Barbier F. et al. Back-arc extension in the Okinawa Trough // J. Geophys. Res. 1987. - Vol. 92, № B13. - P. 14041-14063.

767. Siegers A., Piebler H. and Zeil W. Trace element abundences in the "Andesite" formation of Northern Chile // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1969. - Vol. 33, № 7. - P. 882-887.

768. Sleep N.H., Toksoz M.N. Evolution of marginal basins // Nature. 1973. - Vol. 233, №4250.-P. 548-550.

769. Smiht R.E. Segregation vesicles in basaltic lava //Amer. J. Sci. 1967. - V. 265.1. P. 696-713.

770. Snyder W.S., Dickinson .W.R., Silberman M.L. Tectonic implications of spase-time patters of Cenozoic magmatism in the western United States // Earth and Planet. Sci. Lett. 1976.-V. 32, № l.-P. 91-106.

771. Sparks R.J., Sigurdsson H., Wilson L. Magma mixing: a mechanism for tiggering acid explosive eruptions //Nature. 1977. - V. 267, № 5609. - P. 315-318.

772. Stauder W. Mechanism and spatial distribution of Chilian earthguakes with relation to subduction of the oceanic plate // J. Geophys. Res, 1973. - V. 78, № 23. - P. 50335061.

773. Stevens R.E. A system for calculating analises of micas and related minerals to end members. U.S.Geol. Surv. Bull. 950, Contributions to geochemistry 1942-1945, 1946. -P. 101-121.

774. Storetvedt K.M. Our evolving planet (Earth history in new perspective). Bergen, Norway: Alma Mater Forlag AS, 1977. - 456 p.

775. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. / Eds. A.D.Sannders, M.I.Norry. Magmatism in the ocean basin // Geol. Soc. Spec. Publ. 1989. - V. 42. - P. 313-345.

776. Talapatra A.K. Baveno twins from the "Sode granites of Mosaboni mine, Biher, India // Geol. Soc. India Bull. - 1966. - Vol. 3, № 1. - P. 22-24.

777. Tanakadate H. Morphological development of the volcanic islet Taketomi in the Kuriles // Proc. Jap. Acad. 1942. - Vol. 10, № 8. - P. 494-497.

778. Tatsumi Y.,Isoyama H. Transportation of beryllium with H2O at high pressures: Implication for magma genesis in subduction zones // Geophys. Res. Lett. 1988. - Vol. 15,2. P. 180-183.

779. Taylor S.R., Kaye M., White A.J.R., Duncan A.K., Ewart A. Genetic significance of Co, Cr, Ni, Se and V content andesites // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1969. - Vol. 33, № 2. - P. 275-286.

780. Tauson L.V. The geochemistry of precambrian bedrocks //Journ.Geochem.Explor. 1984. - Vol. 21, № 1-3. - P. 487-501.

781. Tera F., Brown L., Morris J., Sacks I.S. et al. Sediment incorporation in island arc magmas: Inferences from 10Be II Geochim. et cosmochim. acta. -1986. Vol. 50. - P. 535-550.

782. The evidence for chemical heterogeneity in the Earth's mantle // Phil. Trans. R. Soc. London. 1980. - Vol. A.297. - P. 135-493.

783. Tibaldi A., Ferrari L. From latest Miocene thrusting to Quaternary transpression and transtension in the interandean Valley, Ecuador II J. Geodyn. 1992. - V. 15, № 1-2. - P. 59-83.

784. Tischendorf G., Palchen W. Zur Klassifikation von Granitoiden // Z. geol. Wiss. -1985.-Bd. 13, Hf. 5. -S. 615-627.

785. Thomas N., Tait S., Koyaguchi T. Mixing of stratified liquids by motion of gas bubbles: application to magma mixing // Earth Planet. Sci.Lett. 1993. - V. 15. - P. 161-175.

786. Treul J., Joron J.-L. Utilisation des elements hydromagmatophiles pour la simplification de la modélisation quantitative des processes magmatiques // Soc. Ital. Miner. Petrol. 1975.-Vol. 31.-P. 125-174.

787. Turekian K.K., Wedepohl K.H. Distribution of the elements in some major units of the Earth's crust. // Geol. Soc. Amer. Bull. 1961. - V. 72, № 2. - P. 175-192.

788. Turner J.S., Campbell I.H. Convection and mixing in magma chambers // Earth Sci. Rev.- 1986. V. 23, №4. -P. 255-352.

789. Tuttle O.F., Bowen N.L. Origin of gtanite in the light of experimental studies in the sistem NaAlSi308 KAISi3Og - Si02 - H20 // Geol. Soc. Amer. Memoir. - 1958. Mem. 74.- 153 p.

790. Thomson J.B. Chemical reactions in crystals // Amer. Mineralogist. -1969. -Vol. 54,№3-4.-P. 341 -375.

791. Ueda A., Sakai H. Sulfur isotope study of Quaternary volcanic rocks from the Japanese island arc // Ibid. 1984. - Vol. 48, № 9. - P. 1825-1848.

792. Van Kooten G.K. Mineralogy, Petrology, and Geochemistry of an Ultrapotassic Basaltic Suite, Central Sierra Nevada, California, U.S.A. // Journ. Petrol. 1980. - V. 21, №4. -P. 651-684.

793. Vance J.A. Zoning in igneous plagioclase, normal and oscillatory zoning // Am. J. Sci. 1962. - Vol. 260, № 10. - P. 746-761.

794. Vance J.A. Zoning in igneous plagioclases patchy zoning // J. Geol. 1965. -Vol. 73, № 4. - P. 636-652.

795. Vernon R.H. Restite, xenoliths and microgranitoid enclaves in granites // J. and Proc. Royal Soc. of New South Wales. 1983. - V. 116, № 1. - P. 77-103.

796. Volynets O.N. Mixed lavas relationship of the melts forming these lavas//Bull. Volcanol. 1979. - V. 42, № 1-4. - P. 233-242.

797. Volynets O.N., Avdeiko G.P., Tsvetkov A.A., Antonov A.Yu., Markov I.A., Filosofova T.M. Mineral zoning in the Quaternary lavas of the Kurile island arc // Intern. Geol. Rev. -1990. -Vol. 32, № 2. P.128-142.

798. Volynets O.N., Avdeiko G.P., Tsvetkov A.A., Ananyev V.V., Antonov A.Yu., Gladkov N.G., Markov I.A. Ultramafic inclusions in the Quoternary lavas of the Kurile island arc // Intern. Geol. Rev. 1990. - Vol. 32, №4. - P. 321-337.

799. Watts A.W., Kogan M.G., Bodine J.H. Gravity field of the Horthwest Pacific Ocean basin and its margin: Kurile Island arc-trench system. Wash. (D.C.), 1978. (Geol. Soc. Amer. Map and Chart Ser.; MCS-7).

800. Wedepohl K.H. Untersuchungen zur Geochemie dea Zink // Geochim. et cosmochim. acta. 1953. - Vol. 3, № 2/3. - P. 93-142.

801. Wedepohl K.H. Tholeitic basalts from spreading ocean ridges: The growth of the oceanic crust // Naturwissenschaften. 1981. - Bd. 68, № 3. - S. 110-119.

802. Wedepohl K.H. Material balance between spilites and ocean ridge basalt: Тезисы докл. 27 Междунар. геол. конгресс (Москва, 4-14 авг., 1984 г.). Т.4. Секц. 08-09. М., 1984.-С.487-488.

803. Wedepohl K.H. Spilitization in the ocean crust and seawater balances // Fortschr. Miner. 1988. - V. 66, № 2. - P. 129-146.

804. Whalen J.B., Currie K.L.,Chappell B.W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and pedogenesis // Contrib. Miner. Petrol. 1987. - Vol. 95. - P. 407419.

805. White W.M., Patchett J. Hf-Nd-Sr isotopes and incomatible element abundances in island areas: Implications for magma origins and crust-mantle evolution // Earth and Planet. Sci. Lett. 1984. - Vol. 67, № 2. - P. 167-185.

806. Whitford D.J., Nichol Is I.S., Taylor S.R. Spatial variations in the geochemistry of Quaternary lavas across the Sunda arc in Java and Bali // Contrib. Miner, and Petrol. 1979. -Vol. 70, №3,-P. 341-356.

807. Wiebe R.A. Relations between coexisting basaltic and granitic magmas in a composite dike // Amer. J. Sci. 1973. - Vol. 273, № 2. - P. 130-151.

808. Wolker J.R., Naslund H.R. Tectonic significance of midly alkaline Pliocene lavas in Klamath River Gorge, Cascade Range, Oregon // Bull. Geol. Soc. Amer. 1986. - V. 97, №2.-P. 206-212.

809. Wones D., Eugster H. Stability of biotite, experiment, theory and application // Amer. Mineralogist. -1965. V. 50, № 9. - P. 1228-1272.

810. Wood D.A. A variably veined suboceanic upper mantle-genetic significance for midoceanic ridge basalts from geochemical evidence // J. Geol. 1979. - Vol. 7. - P. 499-503.

811. Wood B.J., Banno S. Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships simple and complex system // Contrib. Miner, and Petrol. 1973. - Vol. 42, № 2. -P. 109-124.

812. Worner G., Moorbath S., Harmon R.S. Andean Cenozoic volcanic centers reflect basement isotopic domains//Geology. 1992. -V. 20,№ 12. -P. 1103-1106.

813. Yasui M., Kishii T.,Sudo K. Terrestrial heat flow in the Okhotsk Sea. (1) // Oceanogr. Mag. 1967. - Vol. 19, № 1. - P. 87-94.

814. York D. Least-squares fitting of a straight line // Can. J. Phys. 1966. - V. 44. - P.1079-1086.

815. Yoshida Т., Aoki K.I., Ishikawa K.I. et al. Elemental abundances in some basaltic rooks from the Japan arc adjacent area // Res. Rep. Lab. Nucl. Sci. Tohoku Univ. 1982. -Vol. 15,№2.-P. 239-249.

816. Younker L.W., Vogel Th.A. Plutonism and plate dynamic: the origin of Circum-Pacific batholiths // Canad. Miner. 1976. - Vol" 14, № 3. - P. 238-244.

817. Zielinski R.A., Lipman P.W. Trace-element variations at Summer Coon volcano, Sun Juan Mountains, Colorado, and the origin of continental-interior andesite // Bull. Geol. Soc. Amer. 1976. - V. 87, № 10. - P. 1477-1485.