Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геология базит-гипербазитовых комплексов Олюторской зоны (Южная Корякия)

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Геология базит-гипербазитовых комплексов Олюторской зоны (Южная Корякия)"

, российская академия наук

V* ГЕОЛОГИЧЕСКИМ ИНСТИТУТ

\ На правах рукописи

АСТРАХАНЦЕВ Олег Владимирович

УДК 552.332.6

ГЕОЛОГИЯ БАЗИТ-ПШЕРБАЗИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ОЛЮТОРСКОЙ ЗОНЫ (ЮЖНАЯ КОРЯКИЯ)

Специальность 04.00.01 - общая и региональная геология.

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 1996

Работа выполнена в Ордена Трудового Красного Знамени Геологическом

институте Российской Академии Наук.

Научный руководитель: Доктор геолого-минералогических наук С.Д.Соколов.

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Ю.Г.Гатинский.

кандидат геолого-минералогических наук А.В.Федорчук

Ведущая организация: ПГО "Аэрогеология".

Л П

Защита состоится " 1996 года в "г " часов на заседании

Специализированного ученого совета Д.002.51.02 по геологии, геотектонике, геологии океанов и морей при Геологическом институте РАН по адресу 109017, .Москва, Пыжевский пер., 7.

С диссертацией можно ознакомится в библиотеке геологической литературы Секции Наук о Земле РАН по адресу: Москва, Старомонетный пер., д. 35.

//

Автореферат разослан " 19% года.

Отзывы, заверенные печатью учереждения, просим направлять по адресу: 109017, г.Москва, Пыжевский пер., 7, ГИН РАН.

Ученый секрегарь Специализированного совета кандидат геолого-минералогических. наук

А.А.Пейве.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность: Вопросы происхождения базит-гипербазитовых

комплексов, ассоциирующих с океаническими и островодужными отложениями в складчатых поясах, связаны с фундаментальными проблемами эволюции литосферы в зонах перехода от океана к континенту. Наиболее важными аспектами являются: а) структурное положение и строение базит-гипербазитов, б) геодинамические обстановки формирования комплексов и их место в истории развития структур зоны перехода океан-континент.

Олюторская зона Корякского нагорья является благоприятным объектом для решения таких вопросов. В регионе распространены дунит-клинопироксенит-габбровые комплексы, залегающие среди кремнисто-вулканогенных океанических и вулканогенно-обломочных островодужных толщ.

Начало изучению геологии региона положили работы Л.И.Аникеевой (1961; 1966; ¡968), А.Ф.Михайловва (1963), Б.Х.Егиазарова (1965), С.А.Мельниковой (1973; 1976), Б.В.Ермакова (1971; 1974; 1975), Н.П.Митрофанова (1977), Э.С.Алексеева (1978; 1979). К началу 1980-х годов существовали противоречивые представления о происхождении базит-гипербазитовых массивов. Предлагались различные трактовки их структурного положения, способа становления и времени формирования. С гипербазитами связаны проявления хромитовых, титаномагнетитовых руд и платиноидов. Эти притоны определили выбор объекта исследований.

Цель и задачи работы: Целью данной работы является выяснение времени и обстановки формирования базит-гипербазитовых массивов Олюторской зоны Корякского нагорья. Задачи сводились к изучепию внутреннего строения и структурного положения данных комплексов и их взаимоотношений с вмещающими толщами.

Фактическая основа работы: Работа выполнена в рамках темы "Базиты континентов и океанов" в Геологическом институте РАН. Фактический материал был собран автором в процессе полевых работ, проходивших на западе и севере Олюторской зоны Корякского нагорья в 1984-89 годах. Он представлен в виде геологических карг базит-гипербазитовых массивов масштаба 1:25 ООО и карт сопредельных территорий масштаба 1:50 ООО и 1:100 ООО, составленных автором во время работы в Восточной комплексной геологической экспедиции ГИН РАН, а также совместно с геологами Натальинской ГСП Северо-Камчатской ГРЭ. Часть материала представлена в виде таблиц, зарисовок, схем. В работе учтены

литературные и фондовые данные по базит-гипербазитовым комплексам Корякского нагорья. С целью сравнительной характеристики изученных объектов привлекались литературные материалы по дунит-клинопироксенит-габбровым комплексам юго-восточной Аляски.

Методы исследования: Основным методом исследований являлось геологическое картирование массивов в масштабе 1:25 ООО и некоторых участков -в масштабе 1:1000, описание разрезов вмещающих отложений. Структурные построения основаны на изучении морфологии складок, что нашло свое отражение на представленных геологических картах, разрезах и тектонических схемах. В период обработки полевого материала проводилось микроскопическое изучение пород, обработка петрохимических анализов по традиционным методикам.

Научная новизна работы: В результате проведенных исследований были изучены внутренняя структура и состав базит-гипербазитовых комплексов Олюторской зоны Корякского нагорья, составлены геологические карты масштаба 1:25 ООО (для Сейнавского, Итчайваямского и Снегового массивов впервые). Установлена островодужная природа базит-гипербазитовых массивов, время и особенности их становления, реконструированы палеоструктуры и геодинамические обстановки формирования вмещающих комплексов. Выявлены и определены внутриформационные отличия массивов юга и севера Олюторской зоны, а также различия в структурной позиции, внутреннем строении и степени тектонической переработки, обусловленные их локализацией в разных палеоструктурах древней островной дуги. Проведено сопоставление с аналогичными комплексами Аляски.

Основные защищаемые положения:

1. Аллохтонный комплекс фронтальной части Олюторской зоны Корякского нагорья представляет собой сложно дислоцированный аккреционный пакет покровов океанических и островодужных отложений, шарьированный на флишевые толщи Укслаятского прогиба. В основании каждого из выделенных тектонических покровов залегают океанические породы различного литолого-фациального типа, отражающие меловую структурно-формационную зональность региона.

2. Базит-гипербазитовые массивы находятся в аллохтонном и слагают ядра, замковые части складок, образованных при шарьировании аллохтона. Они локализуются в тектонических покровах с океаническими отложениями кремнисто-вулканогенного типа разреза в основании. Массивы прорывают

океанические и нижнюю часть островодужных толщ. Они формируют протяженные пояса, параллельные фациальной зональности маастрихт-палеоцеиовых островодужных отложений.

3. Современная структура базит-гипербазитовых массивов определяется: а) строением и характером развития древней магматической камеры, б) вязко-пластическими деформациями, возникавшими при выведении базит-гипербазитов в верхнюю кору, в) деформациями в составе покровных комплексов, возникавшими при формировании пакета покровов и его шарьировании.

4. Базит-гинербазитовые массивы формировались на островодужной стадии развития региона. Совокупность данных по их составу, строению и структурному положению позволяет считать их индикаторами субдукционных обстановок на конвергентных границах плит.

Практическое значение: Результаты исследований, изложенные в настоящей работе, могут использоваться при геологическом картировании 1:25000 - 1:200000 масштаба. Методические аспекты картирования аккреционных комплексов, разработанные совместно с другими сотрудниками Геологического института РАН в ходе изучения данного региона, опубликованы в сборнике по итогам Всесоюзного тектонического совещания, посвященного крупномасштабному геологическому картированию. Они могут быть полезными при картировании аккреционных комплексов в других регионах. Часть материалов, касающихся строения северной части Олюторской зоны Корякского нагорья, использованы сотрудниками Натальинской ГСП Северо-Камчатской ГРЭ при составлении листа Р-59-ХХ1Х масштаба 1:200000 Государственной геологической карты (Аксенов и др., 1987).

С изучаемыми массивами связаны россыпные проявления платиноидов и золота. Представленные карты и структурные наблюдения позволяют определить направление поисковых и разведочных работ, особенно, для установления коренных источников этих ценных металлов и оценке их потенциальных объемов.

Апробация работы: Основные положения диссертационной работы докладывались на конференциях молодых ученых ИЛС РАН (1985 г.); ГИН РАН (1986, 1988, 1989 гг.); на Всесоюзном тектоническом совещании в Москве (1988 г.); на Региональном петрографическом совещании в Южно-Сахалинске (1988 г.); на Чтениях, посвященных 100-летию академика А.А.Полкапова в Ленинградском государственном Университете (1988 г.); на П-ом и Ш-ем Всесоюзном совещании "Тектоника литосферных плит" в Звенигороде (1988,1989 гг.); на Международном конгрессе, посвященном строению окраин Арктики (1САМ, Анкоридж, Аляска,

США, 1992 г.); на 29 Международном Геологическом конгрессе ( Киото, Япония, 1992 г.).

Публикации; По теме диссертации опубликовано 18 работ.

Объем и структура работы: Диссертация состоит из введения,

пяти глав и заключения, изложенных на страницах машинописного текста. Она содержит рисунок. Библиография включает 125 наименовании.

В первой главе изложена история изучения базит-гипербазитовых комплексов Олюторской зоны Корякского нагорья и дунит-клинопироксенит-габбровой ассоциации вообще. Во второй главе охарактеризовано положение Олюторской зоны в ряду структур северо-западной окраины Тихого океана; приведены данные о стратиграфии, литологии и тектоническом строении ее фронтальной части. В третьей главе приводятся оригинальные данные о составе и строении аллохтона фронтальной части Олюторской зоны. В четвертой главе описано структурное положение и внутреннее строение базиг-пгпербазитовых массивов, их петрографический состав, краткие данные по петрологии и геохимии пород; на этой основе восстанавливается история формирования внутренней структуры базит-гипербазитовых комплексов. В пятой главе, проводятся палеотектонические реконструкции, анализируется положение базит-гипербазитовых массивов в структуре фронтальной части Олюторской зоны, определяется возможная позиция комплексов в структуре мел-палеоценовой островной дуги. В заключении суммированы основные выводы работы и указана возможность их практического применения.

Работа над диссертацией началась в лаборатории "Тектоники приокеанических зон земной коры" и была закончена в лаборатории "Геологии офиолитов" Геологического института РАН. Научное руководство осуществлялось доктором геолого-минералогических наук С.Д.Соколовым, которому автор приносит благодарность. Особо автор благодарит В.Г.Батанову -соавтора и идеолога большинства работ, а так же Г.Н.Савельеву, благодаря энтузиазму и неиссякаемой энергии которой данная работа была все-таки завершена, АЛ.Книппера - оказавшего помощь при заключительной редакции работы. Пользуясь случаем, автор выражает свою признательность К.Х.Авакяну, А.Д.Казимирову, К.А.Крылову, Г.Е.Некрасову, А.С.Новиковой, А.С.Перфильеву, Г.В.Полунину, АЛ.Савельеву, В.С.Федоровскому, за обсуждение вопросов, возникавших в ходе работы и написания текста, а также всем сотрудникам упомянутых лабораторий за консультации и постоянную поддержку. Отдельные

аспекты диссертации обсуждались с Е.Г.Сидоровым, Ф.Ш.Кутыевым за что им тоже приносится благодарность.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

I. Аллохтонпый комплекс фронтальной части Олюторской зоны Корякского нагорья представляет собой сложно дислоцированный аккреционный пакет покровов океанических и островодужных отложений, шарьированный на флишевые толщи Укелаятского прогиба. В основании каждого из выделенных тектонических покровов залегают океанические породы различного литолого-фациального типа, отражающие меловую структурно-фармационную зональность региона.

Олюторская зона занимает южную часть Корякского нагорья. С востока она ограничена структурами шельфа Берингова моря и Алеутской котловины. С севера и с запада - региональным Ватыно-Вывенкскнм надвигом она отделена от аккреционных комплексов Центральной и Северной Корякин. На юге ее структуры продолжаются в пределы Командорской котловины Берингова моря (Богданов и др., 1982; Геология юга..., 1987; Чехович, 1993). В конце 80-х годов сотрудниками ВКГЭ ГИН АН СССР было доказано, что Олюторская зона представляет собой аккреционный комплекс, который вдоль северной и западной своих границ обдуцирован в раннем эоцене на отложения Укелаятского окраинного моря (Астраханцев и др., 1987; Казимиров и др., 1989). В последующем, структура Олюторской зоны была усложнена в процессе рифтогенеза, связанного с раскрытием Командорской котловины в олигоцене-квартере и сопровождавшегося излиянием больших количеств базальтов (Богданов, 1988).

В современной структуре Олюторской зоны выделяются пять сегментов (структурно-фациальных подзон): Вагыно-Вывенкский, Говено-Карагинский, Олюторский, Вывенкский, Пахачинский. Ватыно-Вывенкский и Олюторский сегменты сложены преимущественно верхнемеловыми-палеоценовыми океаническими и островодужными отложениями. Говено-Карагинский сегмент представлен верхнемеловыми-олигоценовыми вулканогенно-осадочными островодужными и терригенными толщами. Ватынский и Пахачинский сегменты представляют собой прогибы, выполненные вулканомиктовыми терригенными отложениями, которые рассматриваются как отложения задуговых бассейнов и склонов островных дуг.

в

Ватыно-Вывенкский сегмент пространственно совпадает с фронтальной частью Олюторской зоны. С севера и северо-запада он ограничен региональным Ватынским надвигом, с юга и юго-востока - глубинным разломом, прослеживающимся по долинам рр.Ватына и Вывенка.

В покровно-складчатой структуре Ватыно-Вывенкского сегмента Олюторской зоны выделяются следующие элементы:

- автохтон; туфо-терригенные отложения Укелаятского флишевого прогиба

<К|й

- параавтохтон олистостромовая толща (К2га).

- аллохтон; вулканогенно-кремнистые отложения ватынской серии (К1а1-К2ср) и вулканогенно-обломочные породы ачайваямской свиты (K2m-.pi).

- неоавтохтон I; молассовые отложения ("цветные" конгломераты)

Неоавтохтон II, представленный ацдезиг-дацитовыми лавами и туфами,

плато-базальтами (Ь^-СШ и широко развитый в центральной части и на юге, во фронтальной части Олюторской зоны не установлен.

Автохтон. Отложения подразделяются на ряд свит и толщ, объединяемых под общим названием корякская серия. Меловые образования представлены ритмично слоистыми аргиллитами, алевролитами, песчаниками, содержащими редкие прослои меякогалечных . конгломератов. Начиная с палеогена определяющее значение, приобретают мощные пачки конгломератов, гравелитов, грубозернистых, песчаников, перемежающиеся с ритмично слоистыми пачками более тонких разностей. Среди отложений здесь выделены образования автокинетических потоков и отложения подводных течений. К первым относятся песчано-глинистые микститы подводно-оползневого генезиса, отложения дебризных зерновых потоков (полимиктовые, вулканомиктовые и граувакковые песчаники). Ко вторым - хорошо отмытые контрастно-слоистые конгуриты субаркозового состава (Казимиров и др., 1987). Наиболее грубые и мелководные отложения приурочены к северному борту прогиба - Хатырскому поднятию. Южнее, в центральной части прогиба, среди терригенных пород появляются прослои кремнистых турбидитов, содержащих битую ракушу иноцерам и сходных с кремнистыми турбидитами верхней части разреза ватынской серии. Кроме этого, здесь описаны прослои сургучно-красных яшм и потоки базальтов среди терригенных отложений (Бялобжевсхий и др., 1979). В Маастрихте объем подводно-оползневых отложений возрастает и их фронт мигрирует к югу - в центральную часть Укелаятского прогиба, где они перекрывают образования вдольослоновых течений (Казимиров и др., 1987). В целом, при

палеореконструкциях Ухелаятский флишевый прогиб рассматривается как мел-палеогеновая окраинноморская структура субширотного простирания. С севера ее ограничивают позднепалеозойские - рахшемезозойские комплексы Хатырского поднятия. Южный борт перекрыт в настоящее время покровом мезо-кайнозойских отложений Олюторской зоны. Северное окончание прогиба погребено под впадинами Берингова моря и частично под Эконанекими покровами.

Параавтохтон. Представлен глыбово-песчано-аргиллитовой толщей. Матриксом являются отложения, литологически сходные с породами корякской серии автохтона. В них сохраняются участки тонкого переслаивания грубого песчаного и алевритового материала, содержащие маломощные прослои гравелитов и меякогалечных конгломератов. Песчаники отличаются плохой сортированностью. Отложения включают в себя хаотически расположенные блоки позднемеловых пород аллохтона различного размера, а также отдельные крупные глыбы песчаников, литологически сходных с матриксом толщи. Обращает на себя внимание полное отсутствие в матриксе и в обломках ультраосновных и основных интрузивных пород и вулканогенно-обломочных пород ачайваямской серии. Возраст матрикса на основании находок макро- и микрофауны определяется как позднемаастрихтский (Митрофанов, 1982). Среди обломков устанавливаются позднетриасовые (верхний норий - рэт) и позднемеловые образования. На основании того, что севернее распространены фации центральной части и северного склона Укелаятского прогиба, мы считаем что микститы формировались у южного склона прогиба. По-видимому, их образование связано с деструкцией охеанической коры, сопутствующей заложению маастрихт-палеоценовой зоны субдукции.

Аллохтон. Представлен кремнисто-вулканогенными отложениями ватынской серии и стратиграфически их надстраивающими толщами ачайваямской свиты. Первые сопоставляются с океаническими образованиями, вторые - с островодужкьши (Александров и др., 1980; Алексеев, 1982; Митрофанов, 1982). Океанические и островодужные отложения собраны в сложно дислоцированные пакеты тектонических покровов, расположенные вдоль западной и северной границ Олюторской зоны. Традиционно разрез ватынской серии делится на три части (снизу в верх): а) вулканогенную (шаровые лавы, лавобрекчии, гиалокластиты), б) кремнистую (радиоляриты, кремни, яшмоиды), в) туфово-кремнистую (тонкослоистые кремни, туфосилициты, редкие прослои кремнистых туфов, кремнистые турбидиты). Нами выделено пять фациальных типов разрезов океанических отложений, различающихся литологическим

составом и степенью развитости тех или иных частей разреза. Установлено также, что в основании каждого из выделенных покровов расположен определенный тип разреза океапическмх отложений ватынской серии. Таким образом, срыв покровов шел по границам позднемеловых океанических структурно-фациальных зон.

На юге Ватыно-Вывенкского сегмента Олюторской зоны, в среднем течении р.Вывенка, выделено два типа разрезов океанических отложений: терригенно— кремнистый и кремнисто-вулканогенный. Терригенно-кремнистый тип разреза океанических пород характеризуется существенной примесью терригенного материала в кремнистых пачках, широким развитием в верхней части разреза кремнистых турбидитов, содержащих обильные обломки битой ракуши иноцерам кампанского возраста. Наличие терригенного материала по всему разрезу свидетельствует о близости отложений к области терригенного осадконакопления. Он сопоставляется нами с разрезами переходными к разрезам меловых пород Укелаятского флишевого прогиба. Кремнисто-вулканогенный тип разреза ватынских пород характеризуется примерно равным развитием вулканогенной и кремнистой пачек. Верхняя его часть сложена тонкослоистыми кремнями, туфосилицитами, содержащими маломощные пачки кремнистых турбидитов, редкие прослои пелитовых туфов. Отложения терригенно-кремнистого типа разреза залегают в основании структурно более высокого, Ветвейского, покрова; породы кремнисто-вулканогенного разреза - в основании структурно нижнего Топеяьваямского покрова.

На севере Ватыно-Вывенкского сегмента Олюторской зоны выделено три типа разрезов океанических отложений: кремнистый, кремнисто-вулканогенный и вулканогенный. Кремнистый тип разреза ватынских отложений характеризуется относительно малой мощностью пачки шаровых лав в основании, наличием конденсированного разреза яшм и радиоляритов в средней и широким развитием кремнистых турбидитов в верхней части разреза. Он является, по нашему мнению, аналогом осадков депрессионных котловин. Отложения данного типа слагают основание структурно наиболее высокого Матыскенского покрова. Строение кремнисто-вулканогенного разреза идентично таковому на юге Олюторской зоны. Отличия заключаются в более грубом составе туфовых прослоев. Отложения кремнисто-вулканогенного разреза залегают в основании Эпильчикского покрова, занимающего среднее положение в пакете. Вулканогенный тип разреза океанических отложений характеризуется резким преобладанием шаровых лав, лавобрекчий, пирокластических образований. Кремненакопление практически полностью подавлено. На разных стратиграфических уровнях наблюдаются лишь

редкие маломощные прослои и линзы кремней. Он слагает основание Снегового, структурно наиболее низкого покрова. Эффузивные образования, залегающие в основании выделенных типов разрезов океанических отложений, по своим пегро-и геохимическим характеристикам попадают в группу океанических базальтов с преобладанием серии низкокалиевых высокотитанистых толеитов, характерных для зон растяжения океанического дна. Часть базальтов сактон-кампанского возраста верхов вулканогенного типа разреза аналогична базальтам океанских поднятий (Казимиров и др., 1987; Федорчук, 1987). Поэтому, вулканогенный тип разреза сопоставляется нами с образованиями океанских гор. Кремнисто-вулканогенный разрез относится формировался на склонах таких поднятий, в зоне перехода к области кремнистой седиментации абиссальных котловин.

Островодужные отложения ачайваямской свиты согласно, без следов размыва надстраивают океанические. На юге Ватыно-Вывенкского сегмента Олтоторской зоны, в пределах Ветвейского покрова, они представлены ритмично слоистыми пачками туфо-терригенных пород: туфопесчаников, туфоалевролитов, кремнистых туфоаргшнгатов. В основании ритмов изредка наблюдаются прослои гравелитов и мелкогалечных конгломератов. В составе Топельваямского покрова островодужные толщи представлены в основном пелитовыми и псамитовыми туфами, туфопесчаниками, туфогравелитами. Лишь на севере изученной территории в разрезе преобладают относительно мощные пачки туфоконгломератов. Подобные разрезы интерпретируются нами как отложения склона островодужного поднятия и его подножия.

На севере Ватыно-Вывенкского сегмента Олюторской зоны выделены два типа разрезов островодужных толщ: вулканогенный и вулканогенно-терригенный. Основание первого сложено мощными пачками лав, лавобрекчий, агломераговых туфов. Они перекрываются автокластическими толщами, представленными осадочными брекчиями, конгломератами, песчаниками. Вулканогенно-терригенный разрез сложен туфобрекчиями, туфоконгломератами и продуктами размыва перечисленных выше отложений: осадочными брекчиями, валунными конгломератами, конгломератами, туфопесчаниками. Верхняя часть разреза сложена более тонкими градациями, переслаивающимися с пачками ритмично слоистых вулканомиктовых гравелитов, песчаников, алевролитов. Отложения вулканогенного разреза сопоставляются с образованиями центральной части островодужного поднятия, вулканогенно-терригенного - с образованиями верхней части его склонов. Указанные островодужные разрезы встречены в пределах всех

выделенных покровов. Это свидетельствует о косом расположении островодужных фациальных зон относительно океанических.

Покровы смяты в сложные складки нескольких генераций и порядков. Аллохтон в среднем течении р.Вывешса в структурном отношении представляет собой комбинацию сопряженных складок субмеридионального простирания -синклинали сложного строения и ныряющей к западу антиклинали с эродированным висячим крылом. Выделено две генерации складок: а) субмеридиональные играют ведущую роль в строении аллохтона и соответствуют этапу шарьирования океанических и островодужных отложений на толщи Укелаятского прогиба; б) юго-западного - северо-восточного простирания - являются наиболее ранними и отвечают времени совмещения Топельваямского и Ветвейского покровов в единый покровный комплекс. В междуречье Ияьпи-Ватына аллохтон представляет собой чередование обширных синформ и более узких, сложно построенных антиформ субширотного простирания и северной вергентности. Они соответствуют эпохе шарьирования аллохтона и определяют его внутреннюю структуру. Покровный пакет в это же время был тектонически сдвоен. К наиболее ранним структурам относятся Ъ-образные складки, наблюдаемые в тыловой, менее деформированной части аллохтона. К наиболее поздним - обширные пологие складки, деформирующие все выше указанные структуры.

Анализ разреза меловых отложений ватынской серии свидетельствует о том, что наиболее близко к континенту в кампанское время располагались океанические отложения Матыскенского и Ветвейского покровов. Причем последний, суда по составу отложений, находился в непосредственной близости к области терригенного осадконакопления. В сторону океана они сменялись соответственно толщами, залегающими в основании Эпияьчикского и Топельваямского покровов. Океанические вулканогенные толщи Снегового покрова занимали, следовательно, наиболее удаленное положение по отношению к континентальной окраине. Таким образом внешние по отношению к континенту комплексы занимают в покровных пакетах наиболее низкое положение, а внутренние - наиболее высокое. Это отражает процесс последовательного вовлечения в покровообразование все более и более приближенных к континенту структур. Строение таких покровных пакетов отличается от альпийских и их предложено выделять как аккреционные (Казимиров А.Д. и др. 1989).

2. Базит-гипербазитовые массивы находятся в аллохтонном и слагают ядра, замковые части складок, образованных при шарьировании аллохтона. Они локализуются в тектонических покровах с океаническими отложениями кремнисто-вулканогенного типа разреза в основании. Массивы прорывают океанические и нижнюю часть островодужных толщ. Они формируют протяженные пояса, параллельные фациалъной зональности маастрихт-палеоценовых островодужных отложений.

Базит-гипербазитовые массивы Олюторской зоны испытали воздействие в той или иной степени всех выше описанных деформаций. Следовательно, их совмещение с океаническими и остроподулн ы м и толщами произошло до докровообразования. Наиболее ярко в них проявлены складки этапа шарьирования аллохтона. Автор исследовал Гальмоэнанский и Сейнавский массивы на юге Олюторской зоны, Итчайваямский и массивы Эимнейнейской группы на ее севере. Гальмоэнанский массив находится в опрокинутом залегании и слагает замковую часть ныряющей к западу антиформы, образованной породами Топельваямского покрова. Сейнавский массив залегает в ядре сопряженной синформы, в которую смят тот же покров. В местах срезания подошвой аллохтона базит-гипербазитов наблюдается серпентшштовый меланж.

На севере Олюторской зоны базит-гипербазиты ассоциируют с породами Эпильчикского покрова. Массивы Эимнейнейской группы (Эпильчикский, Средний, Дальний, Снеговой) также залегают в ядрах положительных структур в аллохтоне. Первые три образуют тело антиклинали субширотного простирания и северной вергентности. Наличие ореола интерференционной складчатости вокруг Эпильчикского массива свидетельствует о выдавливании гипербазитов в верхние горизонты коры. Снеговой массив залегает в ядре брахиантиклинали северной вергентности, осложняющей центральную часть обширной синформы. Соотношение контактов и слоистости стратифицированных толщ свидетельствует о том, что массивы в допокровной структуре представляли собой лакколитоподобные тела, формировавшие положительные структурные формы. Итчайваямский массив занимает аналогичную позицию. Его особенностью является приуроченность к складке южной вергентности. Породы Эпильчикского и Итчайваямского массивов срезаются сместителями надвигов, по которым Эпильчикский покров соприкасается с структурно более низкими элементами аллохтона. В этих случаях наблюдаются линзы серпентинитов в подошве массивов и складки волочения в нижележащих толщах. Таким образом, базит-гипербазитовые массивы в современной структуре являются бескорневыми

телами и находятся в аллохтонном залегании. Они входят в состав покровов и слагают ядра и замковые части складок, образованных при шарьировании. Совмещение базит-гипербазитов с океаническими и островодужными толщами произошло до эпохи покровообразования.

Базит-гипербазитовые массивы в изученных районах ассоциируют с породами Топсльваямского и Эпилъчикского покровов, в основании которых залегают океанические толщи ватьшской серии кремнисто-вулканогенного типа разреза. Эндоконтактовые области Гальмоэнанского и Сейнавского массивов сложены кремнями и туфосилицитами верхней части разреза ватынекой серии. Современные контакты массивов тектонические вследствие интенсивной деформации вмещающих отложений. Однако для Гальмоэнанского массива описаны реликты "горячих" контактов, восстановленные по ряду фрагментов (Аникеева, 1969; Батанова и др., 1991). Экзоконтакт представлен средкезернистыми роговиками, содержащими пойкиловые кристаллы клинопироксена, микрокварцитами с игольчатыми и скелетными кристаллами клинопироксена. Экзоконтактовая зона сложена мелкозернистыми монцодиоритами, плагиокяазовыми пироксенигами, содержащими дшганопризматические кристаллы клинопироксена. Ширина контактового ореола не превышает 300 метров. В эндоконтактовой зоне наблюдается большое количество изолированных, закатанных в ядра мелких складок блоков габбро, представляющих собой реликты апофиз краевых фаций массива. Интрузивные контакты описаны также для Итчайваямского и Снегового массивов (Батанова и др., 1992). Они имеют аналогичное строение. Эпильчикский, Средний и Дальний массивы приурочены к стратиграфической границе океанических и островодужных отложений. Снеговой и Игчайваямский массивы залегают среди лав и агломератовых туфов низов разреза островодужных отложений.

На юго-западе Олюторской зоны, в среднем течении р.Вывенка, массивы ассоциируют с позднемеловыми-палеоценовыми толщами, рассматриваемыми как отложения нижней части склона островодужного поднятия. Указанные отложения надстраивают океанические толщи Топеяьваямского покрова.

На севере Олюторской зоны, в бассейне р.Ватына, картирование фациальных типов островодужных отложений Эпилъчикского покрова позволило выделить пояс субширотного простирания. Осевая часть пояса представлена породами вулканогенного типа разреза островодужных отложений, а периферические - вулканогенно-терригенного. Массивы базит-гипербазитов ассоциируют исключительно с образованиями вулканогенного разреза

островодужных отложений и маркируют, по-нашему мнению, вулканическую ось дуги.

Таким образом, предполагается две области распространения массивов базит-гипербазитов: осевая часть дуги и подножие склона островодужного поднятия. В последнем случае, структурой, контролирующей расположение массивов, могли быть разломы, отделяющие островную дугу от задугового бассейна. Существование нарушений данного типа предполагается в ряде математических моделей зон перехода океан-континент и выявлено для Малой Курильской дуги (Тараканов, 1987; Здобин, 1987). По сейсмическим данным они падают под дугу, в сторону океана, прослеживаются до глубины 140 км и сейсмически активны.

3. Современная структура базит-гипербазитовых массивов определяется: а) строением и характером развития древней магматической камеры, б) вязко-пластическими деформациями, возникавшими при выведении базит-гипербазитов в верхнюю кору, в) деформациями в составе покровных комплексов, возникавшими при формировании пакета покровов и его шарьировании.

Гальмоэнанский базит-гипербазитовый массив в структурном отношении представляет собой запрокинутую к западу синформу, ядро которой сложено дунитами, а внешние оболочки - верлитами, оливиновыми клинопироксенитами и габбро. Осевая плоскость синформы погружается на восток под углом 55-60° в центре и 70-80° на ее окончаниях. Она совпадает с осевой плоскостью синформы, осложняющей лежачее крыло ныряющей к западу антиклинали, образованной породами Топельваямского покрова. Шарниры складок также конгруэнтны. На юге это прямая, в центральной части массива - слабо сжатая складка, которая к северу переходит в открытую. В связи с тем, что она осложняет лежачее крыло ныряющей в том же направлении антиклинали, в которую смят аллохтон, а габбро массива имеют интрузивный контакт с вмещающими породами, то Гальмоэнанский массив находится в опрокинутом залегании. Дуниты, занимающие наиболее высокое гипсометрическое положение; являются структурно наиболее низкими, а клинопироксениты и габбро - структурно более высокими. Деформации массива в составе покрова реализовались, по-видимому, за счет проскальзывания его более внешних оболочек относительно более внутренних вдоль срывов, закладывавшихся по границам петрографических разностей. Дуниты ядра испытали интенсивное пластическое течение при Т - 700-

900°С. Пластические деформации затухают в верлитах и не проявлены в оливиновых клинопироксенитах и габбро.

Сейнавский массив представляет собой полого запрокинутую синформу с сорванным и расчешуенным висячим крылом. Ее осевая плоскость под углом 5-10° на юге и 40-45° на севере падает на восток - юго-восток. Ядро синформы слагают габбро, а крылья тонко- и грубо расслоенные пачки. Тела дунитов приурочены к наиболее внешним оболочкам синформы. Висячее крыло синформы прослеживается до правобережья р.Топельваям. На левобережье р.Топедьваям оно сходит на нет. Базит-гипербазиты формируют здесь лишь лежачее крыло и замок складки. Из наложенных деформаций следует отметить антиформную структуру, изгибающую осевую плоскость вышеописанной складки и зону круто падающих сбросов и сбросо-сдвигов субмеридионального простирания, наблюдающихся на востоке массива. Сейнавский массив залегает в замке синклинали, в которую смяты породы ватынской серии Топельваямского покрова и деформирован конформно вмещающим толщам аллохтона.

По составу Сейнавский массив неоднороден. В нем выделены деформированный (ДК) и недеформированный (НДК) комплексы (Батанова и др., 1992 ). Разрез ДК, восстановленный по ряду фрагментов, в нижней части представлен грубо расслоенной пачкой переслаивающихся дунитов, верлитов и оливиновых клинопироксенитов. К низам этой пачки приурочены крупные линзовидные тела дунитов, сходных с дунитами ядра Гальмоэнанского массива. Середина разреза сложена тонко расслоенной пачкой тех же пород. Верх разреза представлен расслоенными меланократовыми и оливиновыми габбро и габбро-норитамн, содержащими тела плагиокпазовых верлитов, которые тяготеют к подошве габбро. Все породы ДК претерпели интенсивное пластическое течение. В габбро устанавливаются следы синтектоничесхой кристаллизации. Разрез НДК имеет принципиально сходное строение. Его отличает отсутствие пластической деформации пород и наличие амфиболовых разностей по всему разрезу. НДК залегает в лежачем крыле на северо-востоке массива. Контакт НДК и ДК не обнажен. Судя по составу обломков в делювии, к нему приурочена зона интенсивных пластических деформаций пород тонкорасслоенной пачки ДК. Сейнавский массив представляет собой два совмещенных магматических тела формировавшихся в различное время и, по-видимому, на разных-уровнях коры. Образованию НДК предшествовал этап пластических деформаций пород ДК, соответствующий, возможно, их выведению в более высокие горизонты коры.

Строение массивов Эимнейнейской группы наиболее просто и отвечает классической схеме строения концентрически-зональных комплексов юго-восточной Аляски. Их ядра сложены дунитами, а внешние оболочки - верлнтами, оливиновыми клинопироксенитами и габбро. Высокотемпературных деформаций оливин-клинопироксеновых кумулягов не наблюдается. Судя по более крутому залеганию контактов массивов относительно слоистости вмещающих отложений, они представляли собой лакколитоподобные тела. Ореол мелких интерференционных складок позволяет предполагать, что и в допокровной структуре массивы образовывали положительные формы. В процессе шарьирования они были дополнительно деформированы конформно вмещающим породам Эпильчикского покрова. Эпильчикский, Средний и Дальний массивы локализованы в замковой части протяженной антиформы субширотного простирания и северной вергентности. Антиформа образована породами Снегового и Эпильчикского покровов. Южное ее крыло более полого и погружается на юг под углами 30°-40°. Северное крыло субвертикально, либо круто падает на север под углами 80°-85°. Осевая плоскость антиформы наклонена в том же направлении под углом 60°- 65°. Снеговой массив образует ядро антиклинали, осложняющей центральную часть обширной синформы, в строении которой участвуют отложения Эпильчикского и Матыскенского покровов. Крылья антиклинали образованы лавами и агломератовыимн туфами низов разреза островодужных отложений, тело складки - базит-гипербазитами Снеговою массива. Антиклиналь представляет собой округлую в плане, закрытую складку, круто запрокинутую к северу. Ее висячее крыло погружается на юг под углами 35°-40°. Падения пластов в лежачем крыле колеблются от 70° в том же направлении до субвертикальных. Осевая плоскость складки наклонена к северу под углом 65°-75°.

Итчайваямский массив занимает аналогичное структурное положение. Он залегает в ядре антиклинали субширотного простирания. Массив деформирован совместно с вмещающими отложениями Эпильчикского покрова. Антиклиналь асимметрична. Южное крыло субвертикальное, либо погружается в южных румбах под углами 65°- 80°. Северное крыло пологое, углы падения пород не превышают 40° в северных румбах. Осевая плоскость круто погружается на север под углом 75°- 80°. Шарнир складки субгоризонтальный, плавно выгнут к югу. Южная вергентность антиклинали, обратная генеральной вергентности складок в аллохтоне, обусловлена характером движений вдоль поверхности сдваивания покровного пакета, к которой приурочена описанная антиклиналь.

Можно выделить несколько факторов, имевших определяющее значение при формировании структуры массивов. Во-первых, тип магматической системы: с многократной подачей расплава в камеру и оттоком частично дифференцированной жидкости (Батанова, 1991). Это привело к накоплению больших масс оливин-шпинелевых кумулятов и к появлению на различных уровнях разреза базит-гипербазитовых комплексов магнезиальных разностей пород (Гальмоэнанский, Сейиавский массивы) и прослоев оливин-юшнопироксеновых кумулятов (Снеговой массив). Периоды спокойной кристаллизации расплава сменялись активными высокотемпературными пластическими деформациями сформировавшихся серий пород, сопутствовавших, по-видимому, их выведению в верхние горизонты коры (Гальмоэнанский и Сейнавский массивы). Внедрение части тел происходило в виде смеси кристаллов и расплава с большей (Итчайваямский массив) или меньшей (массивы Эимнейнейской группы) долей последнего. Такое положение вещей привело к совмещению в Гальмоэнанском и Сейнавском массивах пластически деформированных, относительно более древних кумулятов и геохимически связанных с ними недеформированяых серий пород.

Кристаллизация наиболее поздних порций расплава в верхних горизонтах коры, "in situ", обусловила интрузивные контакты массивов с вмещающими океаническими и островодужпыми толщами аллохтона. К моменту начала покровно-складчатых движений в регионе тела базит-гипербазитов слагали закономерно расположенные пояса в структуре маастрихт-палеоценовой Ачайваямской островной дуги, залегая среди океанических и островодужных отложений. В последующую эпоху совместно с этими отложениями они претерпели деформации, связанные с образованием пакета тектонических покровов океанических и островодужных отложений и его шарьированием на толщи задугового бассейна. Наибольшее влияние на структуру массивов оказали складчатые деформации, связанные с шарьированием аллохтона. Они привели к искажению первоначальной формы тел базит-гипербазитов, многочисленным срывам по их контактам с вмещающими отложениями и границам петрографических разностей внутри массивов.

4. Базит-гипербазшповые массивы формировались на островодужпой стадии развития региона. Совокупность данных по их составу, строению и структурному положению позволяет считать их индикаторами субдукционных обстановок на конвергентных границах плит.

Вопрос о генезисе массивов - это прежде всего вопрос об их геохимической природе и времени становления базит-гипербазитов в структуре мел-палеоценовой островной дуги. Первый аспект рассмотрен в диссертации В.Г.Батшговой (1991). Ею показана, во-первых, принадлежность габброидов массивов к известково-щелочиым островодужным сериям пород - абсарокитам и шошонитам и, во-вторых, идентичность составов порфировых вкрапленников оливина и клинопироксена в вулканитах ачайваямской свиты составу этих минералов в оливин-клинопироксеновых кумулятах массивов, в-третьих, сходный характер распределения редких земель в габбро и лавах средней и верхней частей разреза островодужных отложений. Это предполагает генетическую связь базит-гипербазитов и островодужных вулканитов. Массивы рассматриваются как фрагменты промежуточных магматических камер, в которых происходила частичная дифференциация расплавов, дающих начало лавам ачайваямской свиты (Батанова и др., 1991, 1992).

Время внедрения базит-гипербазитовых комплексов в верхнюю кору определяется следующим образом. Наиболее ранний возрастной предел ограничен, во-первых, маастрихтским возрастом олистостромы, в которой отсутствуют обломки островодужных пород и базит-гипербазитов и, во-вторых, посткампанским возрастом пород, слагающих основание разреза островодужных толщ, с которыми массивы имеют интрузивные контакты. Поздний предел определяется по присутствию обломков габбро и клинопироксенитов в позднепалеоценовых верхнеачайваямских отложениях, по наличию оплавленных ксенолитов габбро в лавах верхней части разреза вулканогенной пачки островодужных пород и по возрасту наложенных деформаций, определяемого как позднепалеоцен-раннеэоцеиовый (Митрофанов, 1977). Внедрение массивов базит-гипербазитов происходило, вероятнее всего, в раннем-среднем палеоцене. Становление их в верхних горизонтах коры соответствует накоплению средней и верхней части пачки лав, лавобрекчий и агломератовых туфов, слагающей основание разреза островодужных отложений. Это свидетельствует о том, что массивы представляют собой плутонические образования комагматичные ранним островодужным сериям, и генетически связанные с магматизмом маастрихт-палеоцеиовой Ачайваямской островной дуги.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенное исследование подтвердило сложное покровно-складчатое строение Ватыно-Вывенкского сегмента - фронтальной части Олюторского аллохтона. Изучение разрезов океанических и островодужных отложений, слагающих аллохтон, позволило выделить их различные фациальные типы. Среди океанических отложений описаны разрезы, сопоставимые с образованиями депрессионных котловин, океанических поднятий и их склонов. Среди островодужных различаются комплексы центральной части островодужного поднятия, верхней части и подножия его склонов. Показано несовпадение меловой океанической и маастрихт-иалеоценовой островодужной фациальной зональности. Изучение внутренней структуры аллохтона выявило, что образование покровных единиц шло в соответствии с океанической фациаяыюй зональностью. В пределах рассмотренных участков Ватыно-Вывенкского сегмента Олюторской зоны в аллохтоне выделено несколько покровов, в основании каждого из которых залегает определенный тип разреза океанических отложений. На севере (снизу вверх в пакете покровов) это Снеговой (вулканогенный разрез океанических пород в основании), Эпильчикский (кремнисто-вулканогенный разрез), Матыскенский (кремнистый разрез). На юге - Топеяьваямский (кремнисто-вулканогенный разрез океанических пород в основании), Ветвейский (терригенно-кремнистый разрез). Основываясь на характере осадконакопления в камианское время, мы считаем, что наиболее близкими к краю континента в это время являлись отложения Матыскенсхого и Ветвейского покровов. Причем последний, судя по составу отложений, располагался ближе к области терригенной седиментации. В сторону океана они сменялись, соответственно, толщами залегающими в основании Эпильчикского и Матыскенского покровов. Океанические вулканогенные комплексы Снегового покрова занимали наиболее удаленное положение по отношению к континентальной окраине. Такой тип пакетов бескорневых покровов, в которых самое высокое положение занимают покровы, последними вовлекавшиеся в процесс шарьирования, а самое низкое -первыми, предложено выделять как аккреционные. Они отражают последовательное вовлечение все более внутренних по отношению к континенту частей зоны перехода океан-континент в процесс шарьирования. На основа палинспастической развертки покровов рассмотрены обстановки осадконакопления, имевшие место в пределах областей, представленных покровами, в позднемеловое-палеоценовое время.

1Э

Изучение базит-гипербазитовых массивов подтвердило их тесную ассоциацию с океаническими и островодужными комплексами аллохтона и интрузивные контакты с ними. Результаты наших исследований не позволяют присоединится ни к одной из ранее существовавших точек зрения о природе базит-гипербазитов: а) как офиолитов, реликтов меланократового основания океанических пород ватынской серии (Алексеев, 1987); б) как постскладчатых интрузий (Аникеева, 1969). Они выделяются в самостоятельный магматический комплекс (Аеграханцев и др., 1987; Баталова и др., 1992; Федорчук и др., 1987;) и являюзся плутоническими образованиями, продуктами магматизма в корневых частях энсиматической Ачайваямской островной дуги.

Установлено, что массивы базит-гипербазитов ассоциируют с океаническими отложениями кремнисто-вулканогенного типа разреза. Они входят в состав Эпильчикского (на севере) и Топельваямского (на юге) покровов. В то же время, расположение массивов внутри покровов контролируется фациалыюй зональностью островодужных толщ. Выявлено две области распространения базит-гипербазитов: 1) осевая часть островодужного вулканического поднятия; 2) нижняя часть его склона. Локализация тел базит-гипербазитов в верхних горизонтах коры происходит на уровне стратиграфической границы океанических и островодужных отложений и низов разреза последних. Время их внедрения соответствует накоплению средней и верхней частей пачки лав, залегающих в основании разреза островодужных толщ. Оно оценивается нами как ранний-средний палеоцен.

Изучение внутреннего строения массивов показало что формирование их современной структуры было длительным многоэтапным процессом. Открытый характер магматической системы обусловил неоднократную подачу примитивного расплава в камеру и периодический отток частично дифференцированной жидкости. Это привело к появлению на разных уровнях разреза массивов прослоев оливиновых и оливин-клинопироксеновых кумулятов. В некоторых случаях этот процесс прерывался пластическими деформациями сформировавшихся серий пород и сопутствовавших выводу последних в верхние горизонты коры (Сейнавский и Гальмоэнанский массивы). Структура таких массивов наиболее сложна, так как в них совмещены самостоятельные магматические тела, образовавшиеся на различных уровнях островодужной коры. Часть массивов выводилась в верхние горизонты коры в виде смеси кристаллов и расплава с большей (Итчайваямский массив) или меньшей (Эимнейнейская группа массивов) долей последнего. Они формировали лакколитоподобные тела,

залегающие среди стратифицированных океанических и островодужных отложений. В любом случае, окончательная консолидация массивов базит-гипербазитов и кристаллизация заключительных порций расплавов происходила в верхних горизонтах коры среди стратифицированных образований, с которыми массивы имеют интрузивные контакты. Вышесказанное позволяет предполагать более древний возраст пород,- дунитов, верлитов,- слагающих ядра массивов, относительно внешних оболочек массивов, сложенных оливиновыми клинопироксенитами и габбро. Сходство составов порфировых вкрапленников оливина и клинопироксена в островодужных вулканитах и в базит-гинербазитах предполагает общность их образования. Массивы рассматриваются в качестве фрагментов разноглубинных промежуточных магматических камер, в которых происходила частичная дифференциация расплавов, дающих начало островодужным вулканическим сериям (Батанова, 1991).

В современной структуре базит-гипербазитовые комплексы Олюторской зоны находятся в аллохтонном залегании и входят в состав Эпильчикского и Топеяьваямского покровов. В ходе формирования покровного пакета и его шарьирования они были переработаны деформациями этого этапа, усложнившими их внутреннее строение. Они залегают в замковых частях и ядрах запрокинутых и лежачих складок, образованных при шарьировании аллохтона.

Проведенное исследование доказывает островодужную природу базит-гипербазитовьгх комплексов Олюторской зоны и их связь с магматическими процессами, протекающими в корневых зонах энсиматических островных дуг. Возникновение подобных комплексов отражает эволюцию системы кора-мантия в зоне перехода океан-континент. Аналогичное происхождение приписывается концентрически-зональным комплексам юго-восточной Аляски, являющихся формациошшми аналогами изученных габбро-клинопироксенит-дунитовых комплексов Олюторской зоны юга Корякин.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ:

1. Тектоническая структура фронтальной части Ватынского покрова (Корякское нагорье).// Проблемы эволюции литосферы. М.: Наука, 1985, с.20-21 (совм. с А.Д. Казимировым, К.А. Крыловым, П.И. Федоровым).

2. Положение гипербазит-габбровых комплексов в структуре Олюторской зоны (Корякское нагорье).// Офиолиты восточной окраины Азии: Тез. дохл. Хабаровск, ИГиГ ДВНЦ АН СССР, 1986, с.50-52 (совм. с А.Д. Казимировым, К.А. Крыловым, П.И. Федоровым).

3. Структурное положение Итчайваямского габбро-пироксенитового массива (Корякское нагорье).// V Конференция молодых ученых ГИН АН СССР; Тез. докл.. М., 1986, с.7.

4. Положение гипербазит-габбровых комплексов в структуре Олюторской зоны (Корякское нагорье).// Офиолиты востока Азии.; Тез. докл., Хабаровск, 1986, с.50-52 (совм. с А.Д. Казимировым, К.А. Крылоиым, П.И. Федоровым).

5. Тектоника северной части Олюторской зоны.// Очерки по геологии СевероЗападного сектора Тихоокеанского тектонического пояса. М.: Наука, 1987, с.161-183 (совм. с А.Д. Казимировым, A.M. Хейфецем).

6. Тектоническое строение фронтальной части Ватынского покрова (Корякское нагорье).//Докл. АН СССР. 1987. т. 295, N 1, с. 157-160 (совм. с А.Д. Казимировым, К.А. Крыловым, П.И. Федоровым).

7. Аккреционные комплексы северной части Олюторской зоны (Корякское нагорье).// Вопросы региональной геологии СССР: Тез. докл.. М., Наука, 1987 (совм. с A.M. Хейфецем).

8. Платиноносная формация зональных массивов Олюторской зоны Корякского нагорья.// Проблемы магматизма, метаморфизма и оруденения Дальнего Востока: Сб. докл., .Южно-Сахалинск, 1988 (совм. с Ф.Ш. Кутыевым, B.C. Резниченко, B.J1. Семеновым, Е.Г. Сидоровым, Л.С. Симоновой).

9. Крупномасштабное картирование бескорневых покровов юга Корякин (опыт картирования аккреционных комплексов).// Тектонические исследования в связи со средне- и крупномасштабным геокартированием. М.: Наука, 1989, с.94-109 (совм. с Л.Б. Афанасьевой, А.Д. Казимировым, К.А. Крыловым, Г.В. Полуниным).

10. Дунит-клинопироксенит-габбровые комплексы южной Корякин.// Тектоника, энергетические и минеральные ресурсы Северо-Западной Пацифики: Тез. докл.. Хабаровск: 1989, с. 14 (совм. с В.Г. Батановой).

11. Петрология и тектоническое значение дунит-ютинопироксенит-габбровых комплексов юга Корякин.// Тектоника и минерагения Северо-Востока СССР: Тез. докл.. Магадан. 1990, с. 19-22 (совм. с В.Г. Батановой).

12. Структура аккреционных покровов Олюторской зоны (Корякское нагорье).// Региональная геология (тектоника, литология и стратиграфия): Сб. докл. молодых ученых ГИН АН СССР. М.. 1990, с.23-25.

13. Дуниты Гальмоэнанского гипербазит-габбрового массива (Корякское нагорье).// Изв. АН СССР, сер. геологич., 1991, N1, с.24-35 (совм. с В.Г. Батановой, Е.Г. Сидоровым).

14. Строение Гальмоэнанского дунит-клинопироксенит-габбрового массива (Южная Корякия).// Геотектоника, 1991, N2, с.47-62 (совм. с В.Г. Батановой,

A.С. Перфильевым).

15. Тектоническое положение и генезис зональных мафит-ультрамафитовых плутонов севера Олюторской зоны (Корякское нагорье).// Геотектоника, 1992, N2, с.87-103 (совм. с В.Г. Батановой).

16. Petrology of island arc ultramafic-mafic plutonic complexes from Northern Kamchatka.// EU6IV, abs., Strasbourg, 1991 (совм. с В.Г. Батановой).

17. Zoned ultramafic-mafic plutons of Koruak highland// ICAM, abs., Anchorage, Alaska, 1992, р.З (совм. с В.Г. Батановой).

Island-arc mafic-ultramafic plutonic complexes of North Kamchatka.// Proc. 29-th Int'l. Geol. Congr., Part D, pp. 129-143, Ishiwatari et al. (Eds), VSP 1994 (совм. с

B.Г. Батановой).