Геология и металлогенические особенности трансструктурной мегазоны северной части Тихоокеанского сегмента Земли

Калягин, Анатолий Никандрович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геология и металлогенические особенности трансструктурной мегазоны северной части Тихоокеанского сегмента Земли
ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Геология и металлогенические особенности трансструктурной мегазоны северной части Тихоокеанского сегмента Земли"

На правах рукописи

Калягин Анатолии Ннкандрович

ГЕОЛОГИЯ II МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ТРАНССТРУКТУРНОН МЕГАЗОНЫ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ТИХООКЕАНСКОГО СЕГМЕНТА ЗЕМЛИ

Специальность: 25.00.28-"0кеанология"

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Владивосток 2006

Работа выполнена в Тихоокеанском океанологическом институте им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, А.М.Петрищевский доктор геолого-минералогических наук, В.В. Голозубов доктор геолого-минералогических наук, Л.А. Изосов

Ведущая организация

Дальневосточный государственный технический университет (ДВПИ им. В.В. Куйбышева)

Защита состоится 12 мая 2006 г в 14 ч на заседании диссертационного

совета Д 005.017.02 при Тихоокеанском океанологическом институте

им. В.И. Ильичева (ТОЙ) ДВО РАН

690041, Владивосток, ул. Балтийская, 43, ТОЙ

Тел: (4232)311400

Факс:(4232) 312573

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ТОЙ ДВО РАН Автореферат разослан 17 марта 2006 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, к

Ф.Ф. Храпченков

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. Современная геологическая наука и поисковая практика призваны обеспечить расширенное воспроизводство минерально-сырьевых ресурсов в новых рудных провинциях и районах, содержащих крупные и уникальные скопления минерального сырья. Резкое сокращение месторождеий, выходящих на поверхность, обосновывает необходимость прогноза и поиска скрытых рудных залежей. Существующие методы прогноза таких месторождений не всегда достаточно высоки и поэтому снижают эффективность поисков месторождений на континенте, в переходной зоне континент-океан и на дне океана. В геотектонике и металлогении этот недостаток в известной мере восполняется разработкой специализированных геотектонических концепций или гипотез, позволяющих наиболее полно изучить конкретную геологическую структуру. При анализе геолого-геофизических данных в северной части Тихокеанского сегмента Земли автором впервые выделена Трансструктурная мегазона, как тектоническая и металлогеническая структура планетарного типа. Эта мегазона прослеживается в широтном направлении от Азиатского материка до Американского континента. Изучение глубинного строения и металлогенических особенностей Трансструктурной мегазоны позволит в значительной мере расширить площади, перспективные в отношении ряда ценных видов полезных ископаемых.

Цель и задачи исследований. Основная цель - исследование глубинного геологического строения Трансструктурной мегазоны и разработка научной основы системного регионального прогноза ресурсов полезных ископаемых в пределах субширотного сегмента Тихоокеанской плиты и континентальных окраин Востока Азии и Северной Америки.

Достижение цели обеспечивалось решением следующих задач:

1 - оценка состояния проблемы, разработка методики исследований, выявление признаков и критериев выделения Трансструктурной мегазоны в литосфере Тихого океана и континентальных окраин со стороны Востока Азии и Северной Америки, тектоническое районирование мегазоны, систематизация и классификация образующих ее геологических структур;

2 - выявление и изучение региональных дизъюнктивных, пликативных и блоковых дислокаций в докембрийских, палеозойских и мезозойско-кайнозойских комплексах северной части Тихоокеанского сегмента Земли;

3 - установление закономерностей размещения месторождений в типовых структурах Восточно-Азиатской и Северо-Американской континентальных окраин и дна северной части Тихого океана, их классификация по структурам рудных полей, минеральным и геохимическим ассоциациям, типам зональности, степени эродированности, промышленным и геологическим запасам руд;

4 - составление сводных геологических, металлогенических карт, схем и разрезов Трансструктурной мегазоны и графическое отображение глубинных структур мегаблоков и рудно-магматических узлов на основе геолого-геофизических и минералого-геохимических данных.

Методика исследований включала: научное обобщение и систематизацию геолого-геохимических, геофизических, геодинамических и сейсмотектонических данных по региону; графическое отражение двухмерных и трехмерных неоднородностей геосреды простыми геометрическими формами; увязку геометризованных физических неоднородностей со структурно-вещественными

комплексами литосферы по данным обобщенных глубинных разрезов и интегральных колонок-срезов; составление специальных обзорных, региональных и детальных геологических, геохимических и структурно-формационных карт и схем на основе теории распознания образов; экспериментальные и опытно-методические измерения на эталонных объектах в горнорудных районах и в акваториях Тихого океана; картографическое построение и описание эталонных природных систем рудно-магматических узлов и месторождений; создание новых программ автоматической обработки аналитических геохимических данных; построение геохимических карт с отображением зональности и металлоносности рыхлых отложений и "коренных" пород. Научная новизна:

- впервые намечена лентовидная субширотная мегазона продольных, поперечных и диагональных дислокаций литосферного уровня, включающая различные мегаблоки Тихоокеанской плиты, окраин континентов и подвижного пояса со стороны Востока Азии и Северной Америки;

- доказано, что мегазона отграничена от смежных геоблоков сквозными глубинными разломами шовного типа древнего заложения;

- показано, что мегазона включает систему секторов, представляющих непрерывный ряд мегаблоков, возникших в результате разрастания и дробления земной коры;

- выяснено, что внутренняя часть мегазоны со стороны Востока Азиии и Северной Америки испытывает смещение в сторону Тихого океана;

- дополнена и усовершенствована классификация тектонических структур и рудоносных площадей в пределах Трансструктурной мегазоны;

- установлено, что геохимические аномалии и аномальные поля мегазоны, обладают закономерным дифференцированным спектром сквозных рудных элементов, характеризующих пространственные и генетические типы региональной и локальной зональности по латерали и вертикали;

- усовершенствована классификация ландшафтов Сихотэ-Алиня применительно к условиям пробоотбора и обработки аналитических данных по вторичным ореолам рассеяния для прогноза и количественной оценки оруденения;

разработаны геохимические методы прогнозирования парагенетических минеральных ассоциаций полезных ископаемых и их геологических ресурсов;

- составлены обобщенные глубинные разрезы литосферы и земной коры, обосновывающие картографические схемы распространения структурно-вещественных комплексов и металлогенических зон.

Основные защищаемые положения:

1. Установлено сходство геологического строения и характера размещения рудных месторождений в прилегающих к Тихому океану регионах Центрально-Азиатского и Западно-Калифорнийского мобильных поясов (глава 1, 2).

2. В северной части дна Тихого океана выявлена устойчивая система субширотных линеаментов, связывающая Центрально-Азиатские и Западно-Калифрнийские структурно-формационные комплексы и металлогенические зоны в единую Трансструктурную мегазону (глава 3).

3. Трансструктурная мегазона . характеризуется совокупностью геодинамических факторов, контролирующих размещение комплексного оруденения в пределах краевых швов, ослабленных зон фундамента и диагональных разломов в течение нескольких металлогенических эпох (главы 3, 4).

4. Аномальные ассоциации сквозных рудных элементов мегазоны являются прямыми признаками глубинности и зональности металлогенических зон. Эти свойства выражены в смене типов руд их состава и возраста по мере перехода из области океана в область подвижного пояса, что обеспечивает прогноз рудоносных площадей и месторождений по формационной принадлежности, эрозионному срезу и ресурсам (главы 5, 6).

Практическая значимость работы. Строго обособленная и отчетливо выраженная зональность в размещении месторождений в пределах мегазоны позволяет эффективно осуществлять прогноз, поиск и оценку минерального сырья в региональных зонах высокого ранга Установленная зависимость между главными типами геологических структур и металлогеническими зонами и связанный с ними природный комплекс сквозных рудных элементов значительно расширяют перспективы Дальневосточного и Азиатско-Тихоокеанского регионов для выявления крупных, в том числе, новых типов рудных месторождений.

Фактический материал н личный вклад автора. Фактический материал собран лично автором в процессе многолетних полевых и научно-тематических исследований. Основные результаты получены автором при проведении в Приморье крупномасштабных геологических съемок и геологоразведочных работ, специализированных металлогенических и геохимических исследований на Sn, W, Pb, Zn, Си, Hg, Аи, Ag и др. металлы. В пределах Тихоокеанской окраины и вдоль Трансструктурной мегазоны выполнен специальный комплекс геологических исследований, реализованый в основных рудных районах Сихотэ-Алиня, Центральной Монголии, на Восточно-Тихоокеанском поднятии, в системе Тонга-Кермадек, в Новых Гебридах, на подводных горах Карин, возвышенности Обручева и др. По результатам авторских исследований разработана методика составления прогнозно-металлогенических карт и карт оценки различно проявленного оруденения для металлогенических провинций и районов. Составлены и проанализированы детальные и среднемасштабные структурно-формационные и геохимические карты, карты и кальки-накладки геохимических полей, глубинные геолого-геофизические разрезы, колонки-срезы и картографические модели литосферы эталонных мегаблоков. В завершающую стадию (1985-2005 г) работа выполнялась в рамках совместной Советско-Американской программы "GEMS" (Геохимия морских осадков), где автор был ответственным от России за раздел "Вулканизм и гидротермальные системы", и Федеральной целевой программы "Мировой океан", по проектам 4.3.4. (Строение геосфер и оценка минеральных ресурсов дальневосточных морей и западной части Тихого океана).

Реализация в производстве. Научно-практические разработки соискателя применялись при составлении перспективных планов и оперативных проектов (19602004гг.) и рекомендованы (2003г) МПР России к использованию при планировании геологоразведочных работ в ' Восточноазиатском (российском) секторе Трансструктурной мегазоны. По разработкам соискателя (1960-2004гг.) проведены опытно-методические и производственные исследования более 50 месторождений и 500 геохимических аномалий и рудопроявлений различных рудных формаций на площади более 150000 км2; выполнен подсчет запасов и промышленное освоение коренных и россыпных месторождений вольфрама (Цаган-Даба), касситерита (кл. Сойкина и Дальнего), ильменита (Санчаза), фарфорового камня (Горелое), строительных материалов (Куэнца), составлена серия листов масштаба 1:200 000

специальных прогнозных карт рудных районов Сихотэ-Алиня (1975-1985гг.). Соискателем проведены исследования с целью повышения эффективности химико-аналитических методов на этапе поисков и оценки рудных месторождений на суше и дне Тихого океана и окраинных морей [Калягин, 1979; Стащук, Калягин, Грамм-Осипов и др., 1988; Калягин, 1999; и др.]; разработана методика и составлены среднемасштабные карты оценки рудных районов и месторождений юго-восточного Приморья (листы L-53-XXXIII, XXXIV; K-53-II, VI); в соавторстве[Калягин, Бураго, 1980] разработан алгоритм и комплекс программ оценки геохимических аномалий (ОГА), которые используются при автоматизированной обработке геохимических данных (1975-2003гг.). Результаты, полученные автором при проведении геологоразведочных, поисковых, геологосъемочных и научно-обобщающих работ, использованы: 1) при подготовке к изданию XXXII тома "Геология СССР"; государственной геологической карты Кавалеровского рудного района; 2) проведении детальных поисков, на основе которых выявлены и освоены новые месторождения олова (Искра), полиметаллов (Красногорское); 3) доразведке и приросте запасов на флангах Высокогорского месторождения и рудопроявлениях Медвежье, Каменные Ворота, Таежный и др. (Sn, W, Pb, Zn, Au, Hg).

Апробация работы. Основные научные результаты и основные защищаемые положения диссертационной работы докладывались и обсуждались; на Всесоюзных металлогенических и картосоставительских совещаниях во Владивостоке (1977, 1979), Хабаровске (1979), Магадане (1982), Новосибирске (1986) и Москве (1986); на первом (1987) и третьем (1989) советско-китайских симпозиумах по геологии, геофизике и геохимии континентальных окраин и морей; на четвертом международном междисциплинарном (1998), восьмом международном (1995) и других международных (1998, 2000, 2002, 2005) геологических симпозиумах во Владивостоке, Хабаровске и Тайбее; на МГК в Рио-де-Жанейро (2000); на региональной конференции геологов Сибири в Иркутске (2000), Всероссийском Съезде геологов в Санкт-Петербурге (2000); при выполнении российско-американской программы "GEMS" (Сан-Франциско-Владивосгок, 1989-1994); на Школах по морской геологии и геофизике во Владивостоке (1987), в Геленджике (1990) и Москве (1998, 1999, 2001, 2003); на международных конференциях и симпозиумах по проблемам угольного и нефтегазового ТЭК(а), экологии и безопасности жизнедеятельности во Владивостоке (2002, 2003, 2005); на геолого-геофизических и геохимических конференциях и заседаниях НТС Приморгеолкома, Хрустальненского и Приморского ГОК(ов); на заседаниях Ученых Советов ИГЕМ РАН и Госгеолслужбы в Москве (2003), Дальневосточного геологического института и Тихоокеанского океанологического института ДВО РАН.

Публикации. Основные результаты и положения диссертации опубликованы в четырех монографиях, в том числе, одной авторской, 47 статьях, 22 тезисах докладов, в 15 геологических (1959-1985) и 7 научно-обобщающих (1980-1992) отчетах по плану НИР РАН и МинГео.

Структура и объем работы. Диссертация общим объемом 347 с. состоит из введения, шести глав и заключения. Она включает 67 рисунков, 15 таблиц и список использованной литературы из 579 наименований.

Главы посвящены: 1) общим сведениям по геологии и металлогении северной части Тихоокеанского сегмента Земли и трансструктурной направленности в развитии глубинных региональных дислокаций и металлогенических зон

континентальных окраин и дна Тихого океана, заложенных в докембрии (глава 1); 2) методике объемных моделирований в пределах лентовидных мегазон, принципам картирования трансструктурных мегазон, прямым и косвенным признакам Трансструктурной мегазоны, с использованием, геодинамических, эндогенных, сейсмотектонических и неотектонических данных при моделировании глубинной структуры литосферы Трансструктурной мегазоны (глава 2); 3) глубинной модели литосферы Трансструктурной мегазоны и ее секторов (глава 3); 3) минерагении мегазоны, развитию рудной минерализации в типовых эталонных звеньях, рудно-геохимической зональности, формационной принадлежности и развитию оруденения в эталонных металлогенических звеньях мегазоны, обобщенной объемной модели рудно-магматической системы (главы 4, 5); 5) принципам регионального и локального трансструктурного районирования, прогнозу и оценке ресурсов рудоносних площадей при металлогенических исследованиях, планировании и производстве геологосъемочных, поисковых и разведочных работ (глава 6).

Благодарности. Автор выражает благодарность Э.П. Изоху, М.И. Ициксону, И.Н. Томсону, М.А. Фаворской, В.А. Баскиной, И.К. Волчанской, которые способствовали развитию мировозрения автора и внесли огромный вклад в разработку идей линеаментной металлогении Тихоокеанского сегмента Земли. Выполнению исследований по теме диссертации оказали научные консультации и методическая помощь со стороны чл.-кор. д.г-м.н. Е.А. Радкевич, д.г-м.н., профессора В.А. Абрамова, д.г-м.н., профессора Н.П. Васильковского, д.г-м.н., профессора А.Б. Вистелиуса, д.г-м.н., профессора Н.И. Говорова, д.г-м.н., профессора A.M. Смирнова, д.г-м.н., профессора А.П. Соловова, д.г-м.н. И.И. Степанова, д.г-м.н., профессора М.Ф. Стащука, д.г-м.н., профессора С.С. Зимина, д.г-м.н., профессора П.Г. Недашковского, д.г-м.н. С.М. Родионова, д.г.-м.н. JI.A. Изосова, д.г-м.н. A.M. Петрищевского, д.г-м.н. профессора Б.В. Преображенского, д.г-м.н. В.П. Уткина, д.г-м.н Г.Л. Кирилловой, д.г-м.н. Р.Г. Кулинича, д.т.н., профессора Н.Г. Шкабарни. Автор благодарит к.г.-м.н. В.П. Василенко, д.г.-м.н. Б.И. Васильева, д.г.-м.н. А.И. Бурдэ, д.г.-м.н. профессора JI.M. Грамм-Осипова, В.Г. Мельника, д.г.-м.н. А.И. Обжирова, к.г.-м.н. И.К. Пущина, к.х.н. П.Я Тищенко, которые способствовали выполнению экспедиционных и научно-исследовательских работ. Особая благодарность за высокопрофессиональные критические замечания и исключительную доброжелательность академику РАН П.Я. Бакланову, к.г-м.н. М.Я. Боровскому, д.г-м.н. Б.В. Бурову, д.г-м.н. Е.А. Долгинову, д.г-м.н., профессору В.И. Исаеву, д.г-м.н. A.M. Лешшкову, д.г-м.н. М.А. Мишкину, к.г-м.н. П.Л. Неволину, д.г-м.н., профессору И.А. Одесскому, д.т.н., профессоруВ.М. Петухову, д.г-м.н. Б.Г. Саксину, к.г-м.н. Т.В. Чепкасовой, д.г-м.н. Э.К. Швыдкину, д.ф-м.н. Г.Ш. Цициашвили. Автор благодарен за помощь своим коллегам по трудовой деятельности: О.Н. Бабич, Т.Ю. Бутенко, Т.И. Волковой, H.H. Волковой, H.H. Калягиной, C.B. Коваленко, Н.Я. Коварскому, Л.Н. Куриленко, Г.Ю. Павловой, И.Г. Родзик, C.B. Точилиной, Р.В. и М.Р. Чичкиным.

Автор выражает благодарность всем соавторам научных публикаций.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

В главе 1 "Общие сведсмпя о геологии и металлогении Трансструктурной мегазоны Тихоокеанского сегмента Земли", рассмотрены особенности региональной геологии и металлогении и намечено обоснование дислокаций трансструктурного плана в северной части Тихоокеанского сегмента Земли (ТСЗ).

В пределах ТСЗ расположен самый крупный бассейн Мирового океана и Тихоокеанский подвижный пояс (ТПП), окружающий в виде кольца мегавпадину Тихого океана (рис. 1). По результатам личных наблюдений с учетом опубликованных работ В.В. Белоусова [1954-1982], Ю.А. Билибина [1955, 1961], Б.И. Васильева [1988-1995], Г.М. Власова [1971-2000], В.И. Головинского [1984], М.И. Ициксона [1979], Ю.А. Косыгина [1983], Г.Ф. Макаренко [1997], E.H. Меланхолиной [1988], М.А. Мишкина [1981, 1999], Ю.М. Пущаровского [19722004], Е.А. Радкевич [1971-1988], Н.П. Романовского [1999], С.С. Смирнова [1946], A.M. Смирнова [1963, 1985], М.В. Стоваса [1963], И.Н. Томсона, МА. Фаворской [1963], И.К. Туезова [1985, 1994], В.Е. Хаина [1968-1996] и др., в литосфере мегавпадины и ТПП установлено закономерное распространение субширотных трансокеанических и трансконтинентальных глобальных дислокаций и металлогенических зон линейно-лентовидного типа (рис. 1-3).

Рис. 1. Схема расположения Трансструктурной мегазоны в тектоническом каркасе Тихоокеанского сегмента Земли. Геологическая основа по Б.И. Васильеву [1992].

1-древние платформы; 2-складчатые и складчато-глыбовые структуры Тихоокеанского пояса; 3, 4-котловины окраинных морей: З-Тихоокеанской зоны перехода континент-океан, 4-Индо-Австралийской зоны перехода континент-океан; 5-Тнхоокеанская мегавпадина; 6, 7-глубоководные желоба: 6-Тихоокеанской зоны перехода континент-океан; 7-Индо-Австралийской зоны перехода континент-океан; 8-пассивная граница Тихоокеанской мегавпадины; 9-осевая зона Восточно-Тихоокеанского поднятия. Линии с зубцами-границы Трансструктурной мегазоны.

Глобальные субширотные дислокации, включающие различные структурные комплексы, доминирующие коромантийные сейсмофокальные зоны и структуры центрального типа, характеризуются ранним заложением, длительным периодом развития, высокой сейсмичностью и альпинотипной складчатостью. В продольном и в вертикальном разрезах литосферы таких структур выделяются три типа земной коры: а) континентальный - мощностью до 70 км; б) зоны перехода - 8-40 км; в) океанический - 6-16 км [Косыгин,1983; Туезов,1994]. Тенденция уменьшения мощности коры намечается по направлению от ранних к поздним структурно-вещественным комплексам и от "положительных" форм рельефа к "отрицательным". В геофизических разрезах Охотского и Японского морей, Северо-Западной котловины, Императорских гор, возвышенностей Обручева, Шатского и вала Зенкевича выделяются осадочный чехол и акустический фундамент с блоками предположительно континентального типа, что позволяет [Смирнов, 1963] рассматривать ТСЗ как погруженную часть материка. Крупные погружения древней коры намечаются и вдоль Североамериканского континента [Фролова, Бурикова, 2002]. Данное обстоятельство может свидетельствовать о наложении желобов и островных дуг на континентальное основание [Волобуев, 1987; Васильев, 1992].

На границах Тихоокеанского подвижного пояса (ТПП) с континентом и океаном происходит стык различно проявленных напряжений в тектоносфере и возможные структурно-вещественные преобразования, способствующие развитию нескольких активных поясов. Для восточной части Азии основными поясами являются Монголо-Охотский и Иншаньский. Указанные субширотные (продольные) структурные пояса ограничивают поперечные к ним глубокие сейсмоактивные разломы разных типов: сдвигового (Танлу), сдвиго-надвигового (Сихотэ-Алинский), взбросо-сдвигового (Сахалинский) и надвиго-поддвигового (Курило-Камчатский). Со стороны Северной Америки аналогичными продольными поясами являются: Мексиканско-Калифорнийский, Северо-Американский и Южно-Канадский, с разломами сдвигово-надвигового (Сан-Андреас), взбросо-надвигового (Каскадный) и раздвигового (Хуан де Фука) типов [Калягин, Абрамов, 2003].

В разрезе земной коры ТПП по сейсмическим данным можно выделить несколько вещественных комплексов (базальтовый, гранулито-гнейсовый, гранито-гнейсовый и осадочно-вулканогенный). Сейсмотомографический разрез предполагает: а) существование глубоких "корней" Североамериканского и Азиатского континентов вдоль внешних границ ТПП [Gossler, Kind, 1996] с общим крутым погружением под континенты аномальных повышенных сейсмических скоростей до глубин 500 км; б) пологий наклон мощной и протяженной мантийной аномалии повышенных скоростей от подводной возвышенности Шатского в сторону Японской и Курило-Камчатской островных дуг и континента, переходящей в крутонаклонную аномалию на глубинах 1000-1200 км в районе Байкальского рифта. Глубинные геоэлектрические разрезы ТПП имеют более сложное строение. Для верхней части литосферы характерны маломощные (10-12 км) проводящие слои на глубинах до 30-35км. В глубинных частях литосферы и верхней мантии проводящие слои могут иметь гидротермальную (для литосферного уровня) и геотермальную (для верхнемантийного уровня) природу, связанную с частичным плавлением субстрата. Наименьшие глубины (10-25 км), где возможно частичное плавление вещества, присущи рифтовой долине Хуан де Фука, узлу разломных зон Сервейер-Мендосино, Япономорской глубоководной котловине, впадине Дерюгина Охотского

моря, Татарскому проливу, вдоль Курило-Камчатского желоба, в Северо-Западной котловине. По данным И.К. Туезова [1994] на стыке Императорского хребта с возвышенностью Обручева и от Центральной Камчатки до возвышенности Обручева намечаются "каналы-воронки" глубиной более 225 км. Каналы-воронки указывают на наличие неких "трасс" для перемещения вещества.

По интенсивности теплового потока в регионе выделяются блоки трех типов:

а) континентальный - со спокойным и слабо дифференцированным полем с осредненным значением потока 58 мВт/м2; б) переходный - со сложно дифференцированным полем с колебаниями осредненных значений потока от 32 до 85 мВт/м2; в) океанический - со спокойным полем, где значения теплового потока составляют 40-50 мВт/м2. Максимальный тепловой поток интенсивностью до 1214 мВт/м2 зарегистрирован в районах предполагаемых магматических камер. По возрастанию теплового потока намечен следующий ряд структур: глубоководные желоба—» подводные хребты—» подводные возвышенности—» островные дуги—» шельфовые зоны—» глубоководные котловины. В рифтовых зонах тепловой поток интенсивный и резко дифференцированный [Туезов, 1988, 1994].

Подвижный пояс Тихого океана имеет докембрийское основание [Смирнов, 1963], состоящее из нескольких подкомплексов. В пострифейское время происходило его дробление в двух направлениях: а) переработка в геосинклиналях;

б) присоединением краевых частей мегавпадины к платформам, что допускает взаимозависимое развитие Тихого океана и ТПП уже в докембрии. Геосинклинальные серии осадков складчато-надвиговых поясов включают перекрытые комплексы континентальных окраин [Муре, 1984]. В формировании надвиговых поясов главная роль принадлежит сутурам широтного простирания. Субширотные сутуры рассекают континенты и океаны, они сопровождаются раннекоровыми гранулитами, гранит-зеленокаменными комплексами и вулкано-плутоническими постройками поясового типа с широким распространением структур течения, изгиба, кручения и дробления. Для крупных тектоносферных структур зоны перехода характерен "вращательный сдвиг" с неизбежным вертикальным и горизонтальным блоковым перемещением, проявлением структур вращения, включая кольцевые и очаговые объекты [Романовский, 1985; Ежов, 1995]. В материковых и окраинно-материковых областях для подобных структур установлена радиально-концентрическая раздробленность и повышенная проницаемость. Тектоносферные воронки и магматогенно-купольные структуры характерны для рудных районов и месторождений. Дислокации и потоки вещества в таких структурах развиваются по сложному механизму конвекции и диапиризма в условиях прогрессивной или регрессивной стадий. К ним возможно применение представлений Л.Д. Павленкина и др. [1999] о "газово-жидком и твердом" переносе вещества в пластической катазоне и жесткой эпизоне. Газово-жидкое развитие эндогенных систем вероятно в океанических мегаблоках. Более сложное развитие эндогенных систем происходит в мегаблоках системы "континент-океан".

В эволюции Тихого океана и его континетального обрамления наблюдается закономерное развитие геологических структур вдоль крупных неоднородностей на стыке платформ с Тихоокеанской плитой. Для таких структур установлена глобальная субширотная мегатенденция линеаментных дислокаций, осложненных ортогональными и меридиональными разломами. Эти тектонические системы, несмотря на некоторые различия, имеют сходство по геологическому строению,

истории развития, рудной нагрузке и закономерностям распространения месторождений. Тектонические структуры таких сложных систем имеют древнее заложение, блоковое строение и субширотное распространение. От обрамляющих платформ и поперечных к ним мезозойско-кайнозойских геосинклиналей они отграничены шовными поясами и магистральными разломами, сохраняющими тектоническую и магматическую активность в настоящее время (рис. 2).

ШН [§§¡2 ЕЗЗз Е2£234[Щ]5 ЕйЭе ЕЭ7 ЕЕЬ ЕЭэ

Рис. 2. Положение Восточпоазиатского сектора мегазоны и позиция обрамляющих платформ, складчатых поясов и внутриплатного магматизма Использованы данные В.Н. Шатского [Тектоника Евразии, 1966]; М.А. Мишкина [1981, 1999]; А.Г. Владимирова и др., [2003]; М.И. Кузьмина и др., [2003]

А. 1-щиты: 2-4-области с архейско-раннепротерозойским (2), среднепротерозойским (3) и неопротерозойским (4) возрастом коры; 5-7-геологические структуры Тихоокеанского (5), Яно-Колымского (6) и Центрально-Азиатского (7) складчатых поясов; 8-горячие точки позднепапеозойско-мезозойского возраста; 9-границы Трансструктурной мегазоны.

Б. Внутриплитные магматические ассоциации: 1-кайнозойские, 2-позднемезозойские, 3-4-раннемезозойские: 3-рифтогенных зон Центральной Азии, 4-Хэнтэйского батолита; 5-6-пермь-раннетриасовые: 5-Сибирской трапповой провинции, 6-рифтовых зон Центрально-Азиатской рифтовой системы; 7-8-позднекаменноугольные-раннепермские: 7-рифтовых зон Центрально-Азиатской рифтовой системы, 8-Ангаро-Витимского батолита; 9-Центрально-Азиатский складчатый пояс; 10-платформы; И-границы Трансструктурной мегазонь[; 12-внутриплитные области и провинции: 1-Баргузино-Витимская; П-раннемезозойская Центрально-Азиатской рифтовой системы.

В распространении и контроле локализации подобных структур главенствующая роль принадлежит разломным зонам, в том числе и скрытым разломам фундамента. Вполне естественно, что преобладающая масса потока вещества проходила вдоль уже существующих глубоких разломов, что допускает нелинейное протекание процесса. Нелинейность процессов обеспечивается векторными составляющими тектонических напряжений, а их отражение в земной коре проявляется в аномальных трассах рудных зон, геохимических спектров, тепло-

А. 1 - миогеосинклинальный комплекс; 2 - эвгеосинклинальный мезозойский комплекс; 3 - граниты мезозойские; 4 - вулканиты третичные; 5 - месторождения рудные; 6

- разломы трансформные на дне океана и их предполагаемое продолжение на континенте. Секторы: I - Канадский, II - запада США, III - Мексиканский, IV -Центральноамериканский.

Б. 1 - вулканиты третичные; 2 — грашггоидные батолиты, 3 - границы структурных элементов; 4 - разломы трансформные на дне океана (а), на континенте (б); 5 -диагональная зона Сан-Хуан; 6 - меденосный пояс береговой эвгеосинклинали; 7 -золотоносные пояса дуги Айдахо; 8 — полиметаллические пояса; 9 — молибденовые зоны; 10

- оловоносные зоны; 11 - разломы с хромитовым и ртутным оруденением в ультрабазитах; 12 - флюоритовый пояс; 13 - месторождения1. 1 - Кер де Ален (РЬ), 2 - Карлин (Au), 3 -Бингем (Си), 4 - Тшггик (РЬ), 5 - Хомстэйк (Au), 6 - Кляимакс (Мо), 7 - Крипл-Крик (Au), 8

- Джером (Си). Зоны и блоки: Бч — батолит Берегового хребта, О — золотоносная зона Оминска, Б - прогиб Боусер, П - массив Парсел, Ах- дуга Айдахо, СП - массив Сьерра-Невада, Бк - блок Бассейнов и хребтов, Кр - массив Колорадо, ЮА - Южно-Аризонский массив. Разломы: КЖ - Южно-Канадский, ЛК - Льюис и Кларк. У - Уинта (Юта). Линии с зубцами - границы мегазоны

флюидопотоков, гравитационных аномалий и сейсмодислокаций, ориентированных субширотно (рис 3). Такие структуры нарушают поясовую зональность Тихоокеанского рудного пояса. Благоприятными рудолокализующими структурами на таких трассах являются: а) области сквозных дислокаций, б) ослабленные зоны фундамента, в) блокоразделяющие разломы. Модель флюидопотока по трехмерным векторным составляющим обеспечивает многообразие металлогенических зон. В таких структурах тепловой и радиационный поток [Смыслов и др., 1979], глубинные

преобразования вещества и связанные с ними рудные процессы [Пономарев, Трифонов, 1987; Мишкин, 1999] пространственно объединены и тесно сопряжены с гравитационной нестабильностью и неустойчивостью [Стовас, 1963], что согласуется с представлениями Р.З. Тараканова (1981) о потоках вещества из верхней мантии, минующих участки значительного скопления магматических продуктов. По этим признакам рассмотрена реконструкция глубинных литосферных деформаций согласно концепции унаследованного развития линеаментных геоструктур - главных направляющих в эволюции Земли [Муравьев, 1999].

В главе 2 "Методика, принципы и аспекты объемного изучения структуры литосферы Трансструктурной мегазоны" рассмотрены основные теоретические положения, методы и способы картирования линейных систем в тектоносфере океанов и континентов. Решение указанной проблемы сводится к комбинированному подходу, который заключается в применении и использовании: а) апробированных способов картирования структур земной коры и верхней мантии, обусловленных согласованностью и унасладованностью геодинамичсских и геохимических процессов трансструктурного уровня [Власов,1971-2000; Белоусов, 1954-1982]; структурно-формационный, рудно-формационный и петрохимичсский анализ, распознавание эталонных образов и др., б) новых подходов геологического изучения, обеспечивающих эффективное расчленение геологической среды литосферы с последующим построением объемного разреза мегазоны.

Трансструктурное геологическое изучение мегазон и их составных элементов включает (рис. 4-8): а) составление обобщенных глубинных геологических разрезов литосферы; б) построение геологических интегральных колонок-срезов; в) составление сферическо-радиальных срезов тектоносферы с отображением результатов на объемных блок-диаграммах; г) автоматизированную обработку данных геохимических съемок, построение специальных геохимических карт металлоносности и карт оценки разнотипного и различно проявленного орудснения. Суть предлагаемых новых методик основана: а) на аппроксимации мозаичных двухмерных и трехмерных неоднородностей (геофизических, тектоносфсрных, геохимических и др.) простыми геометрическими формами; б) на увязке геометризованных физических неоднородностей со структурно-вещественными комплексами; в) на привязке структурно-вещественных комплексов к различным уровням многослойного разреза литосферы и тектоносферы по данным поперечных и продольных зональных разрезов и колонок-срезов. Комплексный подход позволяет на заданном глубинном уровне рассмотреть: общую структуру литосферы; главные деформации и дислокации; правомочность выделения тектонических границ мегазоны; формирующиеся магматогенно-рудные системы и распределение крупных рудных месторождений в областях глубинного структурного среза на этапе прогнозирования не выходящих на поверхность сырьевых ресурсов [Калягин, 1999].

Особенность концепции состоит в признании направленного развития субширотной зоны Земли, отграниченной от смежных геоблоков протяженными коромантийными разломами шовного типа, наследующих пояса критических деформаций Земли [Стовас, 1963]. Центральное место среди субширотных зон принадлежит Трансструктурной мегазоне в северной части ТСЗ (рис. 4).

Трансструктурное направление в науках о Земле, развивает принципы общей и региональной геотектоники при изучении глубинного строения, динамики, эволюции и металлогении линеаментных структур планеты [Фаворская, 1974]

трансконтинентального и трансокеанического типов. Под термином "трансструктура" подразумевается лентовидная геозона глубинных дислокаций литосферы, которая пересекает континентальные или океанические плиты, включая переходную зону "континент-океан". В тектоническом смысле "трансструктура" характеризует особую пространственно-геологическую форму залегания горных пород коры и верхней мантии Земли в виде линейной метасистемы пликативных и дизъюнктивных дислокаций, проявленных на тектоносферном уровне в различные эпохи геотектонических циклов активизации и относительного геологического покоя. В геоструктурном и в геодинамическом плане понятие "трансструктура" может быть отождествлено с термином "геотектоноген" [Щерба, 1970], но имеет ряд отличий и занимает более низкий уровень в ранге классификаций.

Рис. 4. Обзорная схема расположения профилей геолого-геофизических разрезов литосферы (А-Е), земной коры (G) и срезов структурно-вещественных комплексов (I-V1II): Восточноазиатского (1-Ш), Тихоокеанского (IV-VI) и Североамериканского (VII-VIII) секторов Трансструктурной мегазоны и ее флангов.

Трансструктура, включает блоки и разломы, определяющие и контролирующие распределение подвижных поясов, провинций и областей с различной историей развития и металлогенической специализацией. Трансструктура ограничивается от смежных геоблоков сквозными глубинными разломами -краевыми швами. В частном случае краевые швы в океане могут совпадать с трансформными разломами первой величины. Краевые швы являются главными направляющими элементами в развитии мегазоны. Они отличаются длительностью и унаследователыюстыо развития с архея, наибольшей глубиной проникновения в мантию, пространственно совпадают с дислокациями на критических параллелях, разграничивают подразделения структурно-формационных и динамических комплексов осадочных и магматических пород, характеризуются широким геохимическим спектром рудных элементов с закономерным их распределением по интенсивности и ассоциациям проявления.

В ряду геологических факторов и аспектов Трансструктурной мегазоны ключевыми являются: а) структурно-вещественные комплексы; б) структурно-вещественные неоднородности; в) взаимоотношения структурно-вещественных комплексов с глубинными и приповерхностными неоднородностями, которые выражаются особыми геофизическими параметрами; г) выраженная глубинная направленность механизмов формирования и принципов выделения

трансструктурных мегазон; д) скрытый и внутрилитосферный характер многих структурных элементов мегазоны. В процессе эволюции мегазоны осуществляется перестройка части системы трансструктурных дислокаций, что несколько влияет на степень геологической проявленности мегазоны в целом, ее фланговых границ и элементарных мегаблоков.

Трансструктурные свойства мегазоны (включая фланговые геоблоки) рассмотрены на региональном уровне, проверены в пределах трех секторов мегазоны (рис. 4) и отражены на глубинных разрезах, на моделях типовых мегаблоков (рис. 57) и обобщенных колонках-срезах (рис. 8) структурно-вещественных комплексов.

Обобщенные и частные данные глубинных геолого-геофизических разрезов и срезов земной коры и литосферы указывают на резкие флуктуации структурно-вещественных комплексов мегазоны, фланговых геоблоков и границ мегазоны. Различия наблюдаются (рис. 4-8) в изменениях: а) мощности земной коры до 2-8км, литосферы до10-20км, резкой ундуляции кровли астеносферы на амплитуду до 40-80 км, б) состава мантии, фаций метаморфизма, глубины залегания фундамента и скорости прохождения Рп волн в мантии, в) гипсометрических уровней и мощностей проводящих слоев, г) ундуляции границы Мохо, д) гравитационного и магнитного полей - от сравнительно спокойного положительного поля (св) к переменному полю с минимумом (+50 - (-100) млГал) и до глобальных гравитационных (отрицательных 20-50 млГал) и магнитных (положительных 2-6 гамм) аномалий в осевых частях краевых швов, е) наклона поверхности геоида с резким изменением градиента высот на границах и "подъемом" топографо-батиметрической поверхности на 1-2 км, ж) размежеванием платформ складчатыми поясами и ареалами гранитоидов, з) приуроченностью геохимических аномалий, крупных рудных месторождений и угленосных бассейнов к краевым швам и ослабленым зонам внутришовной "пластины", и) палеофлористических комплексов и палеоклиматических зон, к) теплового потока, л) состава и возраста структурно-вещественных комплексов, м) уровня геотермической астеносферы.

Указанные свойства Трансструктурной мегазоны позволяют разработать принципы картирования мегазоны, провести систематику главных тектонических структур (табл. 1, 2), разработать диагностические признаки (табл. 3), по которым можно устанавливать общие закономерности строения и развития геологических структур мегазоны. Для всех типов тектонических структур мегазоны (табл. 1, 2) диагностические трансструктурные признаки (табл. 3) рассмотрены и проанализированы с учетом особенностей структурно-вещественных комплексов, тектонических движений, физических полей, геохимических аномалий, поверхности геоида и рельефа. Такой подход обеспечил полноту охвата геологических процессов применительно к геодинамике и минерагении Трансструктурнон мегазоны.

Прямые и косвенные признаки тектонических структур мегазоны объединены в четыре группы: а) геологические, б) геохимические, в) геофизические, г) геоморфологические. Все группы признаков взаимосвязаны между собой, что позволяет уверенно диагностировать отдельные элементы мегазоны при картировании и проводить их увязку в единую структуру литосферы региона. Осложняющими факторами выделения мегазоны являются: различная степень детальности наблюдений и состояния изученности континентальных окраин, подвижного пояса и дна океана; недостаточность данных о глубинном строении.

¿ge.в. иГал Н.м

150- 1500-

О.ч

100- 20- 1000'

50- 10- 500-

0.0- 0.0ч о.о-

-60- -10- -

-100- -20- -

Рис. 5. Геолого-геофизический разрез литосферы (А-А) и модели эталонных элементарных структур (А1-А5) Восточноазиатского сектора (Буреинско-Ханкайский мегаблок) Трансструктурной мегазоны.

Условные обозначения к модели A¡ (Условные обозначения к разрезам см. далее) 1-2 — блоки земной коры преимущественно фемического (1) и сиалического (2) типа; 3 — архейский метаморфический комплекс; 4-5 - блоки верхнемантийные: 4 - относительно высокоомные (1000 Ом-м и более), 5 - низкоомные (1-50 Ом м); 6 - коромантийные разломы-вставки.

1 - осадочный чехол, первый проводящий слой; 2 - первый коровый высокоомный слой; 3 — второй (литосферный) коро-верхнемантийный проводящий слой; 4 -коромаитийный высокоомный слой; 5 - верхнемантийный проводящий слой -астеносфера; 6 - верхнемантийный высокоомный слой; 7 - высокоомный фундамент, гранитно-метаморфический слой; 8 - сейсмофокальные зоны и их проекции; 9 — зоны повышенной трещиноватости и разуплотнения мантии; 10 -высоко проводящие зоны в астеносфере (зоны предполагаемого срыва); 11 -повышенный тепловой поток и его величина в мВг/м ; 12 - удельное электрическое сопротивление (Ом'м), в модельных разрезах земной коры значения скорости продольных сейсмических волн (км/с); 13 - граница Мохоровичича; 14 - границы проводящих слоев: установленные (а), предполагаемые (в), осредненные (с); 15 -геоизотермы и значения температуры в градусах (С"; а), кровля геотермической астеносферы (б); 16 - расчетная глубина (км) до кровли астеносферы по единичным измерениям, мощность слоя в километрах (35). IIa графиках показаны вариации гравитационных аномалий в свободном воздухе (Дд C.B., мГл), в глобальной гравитационной сети GMT-10c (Ag); аномалии высот геоида построенные по гармоникам 2-22 глобальной гравитационной модели GEM-ЮС (G), по данным измерений спутником GEOSAT NAVOCEANO (GN), топографо-географическая и батиметрическая поверхность на континентах и в океане (Н), тепловой поток (Q), температура в градусах Цельсия (Т°). На модельных разрезах и частных графиках показаны вариации: электрического сопротивления (Омм); силы тяжести (мГл); теплового потока (Q); температуры (Т°, С) на уровне геотермической астеносферы в сейсмофокапьных зонах и глубинных разломах.

Использованы данные U.M. Альперовича, A.A. Андреева, P.M. Деменицкой, H.JI. Добрецова, Г.С. Гнибиденко, В.И. Головинского, E.H. Меланхолиной, К. Смута, Н.В. Соболева, П.А. Строева, И.К. Туезова, "Карта Циркум-Тихоокеанского магматизма" и др.

Признаки диагностики мегазоны могут быть сопряженными, дополнять друг друга, характеризоваться частными проявлениями, изменяться по характеру поведения с глубиной и по латерали. Для сегментов и краевых швов мегазоны все четыре группы признаков отчетливо выражены на континентах и в подвижном поясе. В Тихоокеанской плите очевидная роль первенства принадлежит геофизическим и геолого-геоморфологическим признакам (рис. 8; табл. 3).

Локальные особенности признаков включают свойства, характерные только для конкретных структур. К таким признакам относятся кимберлитовые ассоциации, метаморфические фации, состав мантии, геофизические и геохимические аномалии (рис. 6). Например, наличие в краевых швах кимберлитовых ассоциаций и куполообразных выступов астеносферы (рис. 4-5, 8) указывает на особые термодинамические условия (повышенные температуры, давления и глубины) их формирования. Состав мантии указывает на ее неоднородность, подчеркивая различия в строении и развитии мегазоны ее фланговых геоблоков. Отмеченные свойства соотнесены к конкретным типам тектонических структур (табл. 3).

Условные обозначения к разрезам (рис. 5-7)

Г~~1 3

_____

Рис. б. Геолого-геофнзический разрез (В-В) и модели эталонных элементарных структур (В1-В4) литосферы Восточноазиатского сектора (Сихотэ-Алинский мегаблок) Трансструктурной мегазоны Цифры в кружках: 1-Японское море; 2-Сино-Корейский щит. Условные обозначения, см. рис. 5.

Рис. 7. Геолого-геофизический разрез (D-D) и модели эталонных элементарных структур (D1-D5) литосферы Восточноазиатского сектора (Охотоморский мегаблок) Трансструктурной мегазоны. Цифры в кружках: I-островодужный, 2-тихоокеанский сегменты Хоккайдо-Курило-Камчатского разреза.

Условные обозначения, см. рис. 5

Таблица 1

Планетарные Трансрегиональные

Сегменты, планетарные геоструктуры Краевые швы, широтные матер иково-океанские шовные пояса (лтаеаменты) Разломы коро мантийные, диагональные к шовным поясам Разломы схвозь хоровые и внутрикоровые скрытые Разломы внугриблоковые

Основные характеристики и параметры

Сфера геоида, разграниченная шовными поясами, отвечающая началу формирования и дробления земной коры на больших площадях Протяженные (дес. тыс. км) и сравнительно широкие (1000-2000 км) Протяженные и сверхглубинные генетически однородные сквозные линеаменты, возннкакшше под влиянием критических деформаций за счет изменения угловой скорости вращения Земли; развиваются унаследоваино, предопределяя развитие первозданных стационарных ослабленных зон литосферы на протяжении всей последующей эволюции Земли Планетарные (дес. тыс. км.) и сравнительно узкие (100-500 км) Глобальная сеть крутонаклонных разломов тектонической рамы планетарного геоблока, определяйте* первичную делимость литосферы от растяжения-сжатия и сдвига; типовые разломы вдоль границ поднятий и прогибов, торцово примыкающие к шовным поясам пограничных областей 500-2000 км [Система разломов и ослабленных зон земной коры, возникающая от конкретного состояния первичных элементов геоблока - сжатие, расширение; взброс, надвиг, сброс, раздвиг, поддвиг, наследующие шовные пояса и коромантийкые разломы 100-1000 км Все типы разрывов (линейные и кольцевые, согласные н секущие, открытые и закрытыетскрытые и перекрытые тектонически), сопряженные и связанные с завершением складчатости и неотекгонкческнмн движениями и др. 5-500 км

Таблица 2

Классификация изометричных и очаговых структур Трансструктурной мегазоны

Сектора

Мегаблохи

Блоки региональные

Блоки районные и локальные

Основные характеристики и параметры

Часть мегазоны, представляющая непрерывный ряд сложных сочетаний геологических структур, возникших на месте платформ и геосинклиналей в результате разрастания и дробления земной коры

Первые млн км*

Стабильные платформенные; консолидированные, активизированные и вновь развивающиеся геосинклинальные области, примыкающие друг к другу по системе крутонаклонных коромантийных разломов с дифференцированными относительными перемещениями Сотни тысяч км2

Устойчивые к саморазрушению участки платформ, геосинклиналей и дна океана; тектонические шарьяжи и покровы, разобщенные и многократно сдвоенные; характерны уступообразные погружения и воздымзния с шарнирным скручиванием и срезом 100-100000 км2

Единичные элементарные структурные подразделения; вул капо-тектонические впадины, купола, кальдеры; флексуро-образные изгибы и коробления складок; части тектонических покровов (окна и останцы), автохтоны и аллохтоны; отдельные формы рельефа географического ландшафта 10-1000 км2

Рис. 8 (начало!

С Б В EPH А Я АМЕРИКА

Южна-Клнлл екая Кордильера, lOHJ Врангели* Кйлнфирш Ю<мю Кишискн«. (Скзя «орлпльсра Ibeperoaue xpeOrul. блок южный Орсгощш Каналы л о Некмы) ратлрмы : Береговая тона, горы Каскадные н Юамаг |Рз1лочиа* лона Ю|а Колорадо Ыюсеин Свкрюкиго. комплексы Сан-Франшк.'кни^к.-и. Великий /кмикм ( hvffa-HciüUhi

////// //////// /// ///f / / / / ///, ///////////

SpPy •Sp-Pv < .r-Pj

Iх г Г ! Г Г - Г Г Г Г г Г Г- г

Нлсгочныс асшциаиип (Всрегшюй xpcficT и Bn>-i[í.'iincc плато. Комплекс Каше-Крик Коиклсгс и аутз Айлахя. íwccvúh Ka iy мои »-Снейк Ко.юраяп • K")ia. Бассейн IOia. СГгросы Юта н Оч'дикч« до.ишы (Кслсрапсч

' / /////АЪ\/////// '///////////////////////////////////////// '///////№ S/

f í $ } ( + ; + + + АйГе.'о + + + ¿4- 4-■^WÍ-hr^T-fe

Sp-Гу ■ ■ - Of-Pi Sp-Py — (¡Г-I'I Г Sp-Pv -- C.r-Pi

Г X ГД 1 * 1 * Г * Г* ГХ Гх Гд Г* ГХ Г* Г Ж Г* Гх Г« 1 it

-------------------------------------- 1____________________

' аетвчомэеав _г

1 Ll rJ4 !üi|,i 7 - ♦ -l|a

l4 |s

3 1гл 4 6

Eggjtt El" Е328ЕЗ" 34 ИШ121 ЕЗ34 ИЗ27 Sil!30 У§3" Э]*

.«Н9

Рис. 8 (окончание). Обобщенные колонки-срезы (I-VIII, см. рис. 3) структурно-вещественных комплексов Трансструктурной мегазоны и ее фланговых (северного и южного) геоблоков [Калягин, Абрамов, 2003]. Использованы данные Г.И. Амосова, Б.И. Васильева, Г.М. Власова, В.И. Головинского, Л.П. Карсакова, .И. Красного, Г.Ф. Макаренко, E.H. Меланхолиной, Ю.М. Пущаровского, Н.П. Романовского,

В.Е. Хаина, A.J1. Яншина и др.

1-3 - тип земной коры: континентальный (1), океанический (2), переходный (3); 4-6 -состав мантии: ультрабазитовый (4), эклогит-пироксенит-перидотитовый (5), нерасчлененный (6); 7-9 - фации подповерхностные: графит-пироловая (7), шпннель-пироксеновая (8); анортит-форстеритовая (9); структурно-вещественные комплексы:

10 - ранние базальт-риолитовые, сменившиеся крупными гранитоидными пяутонами;

11 - ранние базальт-риолиовые и геосинклинальные, с многофазными и разновозрастными гранитоидными интрузиями и гранитно-метаморфическими комплексами последовательного ряда интенсивности проявления от ранних эпох, 12 -древние метаморфические и магматические, с осадками во внутриконтинентальных депрессиях, развитых на платформенных глыбовых массивах; 13-18 - комплексы геосинклинально-складчатых поясов, включающие крупные интрузии гнейсированных(13) и массивных (14) гранитоидов с зеленокаменными (15), известняково-вулканогеино-кремнистыми (16), глинисто-сланцевыми (17) и офиолитовыми (18) ассоциациями; 19 - ранние метаморфические комплексы "серых" гнейсов пояса Хида, эпиконтинентальные карбонатные отложения палеозоя, сменившиеся геосинклинальными вулканогепно-осадочными мезозойскими толщами; 20 - комплекс Врангелия: древние вулканические островодужные ассоциации океанических (?) плато, перекрытые мощными позднемезозойскими субаэральными базальтоидами, известняками, кремнистыми и углистыми сланцами; 21 - комплекс Каше-Крик: палеозойско-мезозойские аллохтонные(?) офиолитовые ассоциации океанических и субокеанических отложений с ультрабазитами, базитами, кремнями, вулканическими туфами и карбонатами; 22 - мезозойский офиолитово-сланцевый и сланцево-граувакковый комплекс Францисканский, Великой Долины и гор Кламат; 23 - поздние вулканогешю-осадочные, известковистые, туфовые и лавовые образования платформ и океанических котловин; 24 - поздние подводные покровы (платобазальты), перекрытые маломощными донными осадками; 25-26 вулканогенный комплекс базальтоидов Императорских подводных гор: гавайиты, толеиты (25); диабазы муджиериты, анкарамиты, трахиты (26), перекрытые маломощными отложениями завершающего этапа вулканической деятельности, мелководных лагун, рифовыми и карбонатными образованиями террас и замкнутых водоемов; 27-28 — комплекс базальтоидов подводных возвышенностей: толеитовых и щелочных (27), трахитов (28) мезокайнозойских, перекрытых нзвестково-кремиистыми и глинисто-сланцевыми ассоциациями; 29 - вулканогенные образования третьего слоя океанической коры, дислоцированные и метаморфизованные; 30 -вулканогенно-осадочный и гранитный слои, нерасчлененные; 31 - габброиды океанические; 32 - гранитоиды (а) и габброиды (б), батолиты; 33 - прогибы с угленосными (а) и нефтегазоносными (б) бассейнами; 34 - фации метаморфические: гранулит-гиперстен-силлиманит-мусковитовая (а) с реликтами гранулитов в наложенных (нижний архей) структурах (б); 35 - алмазосодержащие кимберлиты (а), россыпи благородных металлов (б); 36 - обобщенные графики вариаций мощности земной коры, литосферы и астеносферы.

Примечание. Использованы данные В.В. Аргентова, В.В. Белоусова, И,И. Берсенева, Б.И. Васильева, Г.М. Власова, Геологическая карта Мира..., 2000, Г.С. Гннбиденко, 11.11. Говорова С.С. Зимина, П.Ф. Иванкина, Л.П. Карсакова, Ф.Б. Кинга, Ю.Л. Косыгина, Л.И. Красного, Ю.Г. Леонова, Г.Ф. Макаренко, Ю.Ф. Малышева, E.H. Меланхолиной, Н. Менарда, М.А. Мишкина, М.С. Нагибиной, Ю.М. Пущаровского, Е.А. Радкевич, Н.П. Романовского, A.M. Смирнова, С. Смута, U.K. Туезова, В.Е. Хаина, Е. Хнллса и др.

Таблица 3

Д иагностические признаки тектонических структурТраисструкгурной мегзлопи

Тектонические структуры

Признаки Краевые Серии ме- Мета- Разломы Блоки Разломы Блоки Разрывы

швы таблоков блоки короман- региональ- сквозь- район- внутри-

сектора'4 ткйные ные коровые вые блоковые

1 2 3 4 5 6 7 8 9

Относительные глубины формирования Манти- Сверхглу- Глуби- Коромая- Земная кора Земная Коро- От метров

йные бинные нные тийные кора вые до 5-40 км

Геологические -

1. Офиолиты, гранулиты, зеленокамеяные из- * + + * ■ + - -

менения

2. Магматические и вулкано-плутоняческие

комплексы, экструзивные и поверхностные

фации вулканических поясов * + + * о о -

3. Типы разломов: а) сбросы + + * * + + +

б) взбросы + + * * + + +

в) сдвиги + + * * + + +

г) надвиги и поддвиги + * * + + + +

д)раздвиги + * * + + + +

е) трансформные * + 0 - - - -

4. Возраст Докем- Докем-

брий брий о 0 о 0 О

5. Преобладающая ориентировка геоструктур Широ- Диаго- Диаго- Субмери- О 0

6. Тектонические движения, связанные с гло- тная Широтная нальная нальная диональная

бальным перемещением структурно-вещест-

венных комплексов:

а) плихагивные и дизъюнктивные, приуро- * * + * - - -

ченные к узким поясам

б) охватывающие большие площади с альпий- + + * - +

ской изоклинальной складчатостью - -

| в) комбинированные + 1 + + о + - -

окончание таблицы 3

1 2 3 4 5 6 7 8 9

Геохимические

1. Статистически выдержанная рудно-геохи- * + + * + * - -

мическая зональность

2. Постоянство минеральных (метал; ьных)

ассоциаций с осадочными, интрузивны! щ и

эффузивными формациями * - - * + 0 - -

3. Моноэлементные и мультипликативные

аномалии, первичные и вторичные * + * * + * о о

Геофизические

1.Региональные аномалии:

а) гравитационные * ♦ * * + + - -

б) магнитные * * * • + + - -

3. Тепловой поток (существует измене? :ие с

глубиной и вариации на поверхности структур * - min max' о + О -

4. Изостазия + * - (?)* - О -

5. Сейсмическое поле * + + * + * О -

Геоморфологические

1. Ундуляции поверхности геоида и рельефа:

а) вертикальные * + ♦ * * * - -

б) горизонтальные + * * + + + - -

2. Простирания горных массивов, речных ;олин,

береговых линий:

а) субширотные * + + + + + О -

б) субмеридиональные + * * * + + О -

в) диагональные северо-восточные о * * * + 0 О -

г) диагональные северо-западные о * * * + О О -

Примечание: знах "'"-трансструктурный признак присутствует, устанавливается несомненая прямая связь; "+"-признак присутствует, предполагается парагенетичесхая или пространственная связь;признак отсутствует; "о"-признак не постоянен или не установлен; min -на платформах; шах -в рифтах. "&"- для Восгочноазиатского и Североамериканского секторов [Калягин, Абрамов, 2003]

Основные принципы выделения тектонических структур, их признаки и свойства проверены результатами моделирования. Для изучения деформаций в таких структурах литосферы применимы упруго-пластические модели [Джеффрис, 1983; Стовас, 1963]. Примером может являться топкая пластина, лежащая на идеальной жидкости, что обеспечивает возмущение длинной волны, превышающей шестикратную мощность пластины [Дубровская, 1985]. Применительно к мегазоне траектории таких возмущений напряжений могут быть рассмотрены при деформации толстой пластины [Хиллс, 1967], ограниченной системой сравнительно узких поясов. Пластина сравнивается с геоблоком литосферы "замкнутым" критическими широтными поясами Земли [Калягин, Абрамов, 2002, 2003]. Полагаем, что развитие мегазоны, замкнутой на краевые швы, происходит как закономерное состояние системы [Джеммер, 1985; Боум, 1990]. В этом случае можно оценить гравитационное взаимодействие между блоками и вероятные следствия путем сравнения подсистем (мегаблоков, длин сторон, поперечных размеров, площадей) между собой [Ли Сы Гуан, 1958; Джеффрис, 1960; Абрамов, 1993].

Объемное изучение механизмов формирования и возникновения возможных деформаций в пределах мегазоны затрагивает проблему крупных планетарных неоднородностей. Отсюда можно сделать вывод о неизбежном проявлении сопутствующих деформаций, наследующих как силы вращения Земли, так и эндогенные механизмы. Это положение вытекает из древнего заложения и унаследованного развития отдельных структур и связанных с ними металлогенических зон [Калягин, 1999]. В условиях гравитационного воздействия и всестороннего сжатия-расширения неизбежно дробление пластины-геоблока на ряд более мелких мегаблоков по ориентированной сети крутонаклонных сколов. Такой эмпирический ряд зависимостей системы сколов хорошо описывается синусоидой. В этом случае мегаблоковые сколы и краевые швы образуют каркас тектонической рамы мегазоны по подобию "стальной мостовой фермы". Из положения о древнем заложении и унаследованном развитии тектонического каркаса вытекает следствие его высокой консервативности и, следовательно, устойчивости к саморазрушению.

Всю совокупность условий динамической системы можно свести к двум главным представлениям: а) первичные напряжения и деформации при сдвигах, когда блоки перемещаются вдоль сместителей с вертикальными или субгоризонтальными плоскостями; б) напряжения и деформации вторичные, возникающие в результате критических скалывающих сил. Фланговые зоны первичных систем развиваются по принципу парных сдвиговых зон и могут быть преобразованы в раздвиги [Уткин, 1980], в структуры вращательного или центрального типов. Исходя из гипотезы деления планеты на ряд сферических слоев, которые сравниваются с толстой и протяженной пластиной, следует, что главной действующей силон фланговых зон являлся горизонтальный стресс с вертикальной главной осью. Широкая внутриграничная область развивается по модели компенсационных структур. Поэтому сферический лентовидный слой пластины будет преобразован в систему разнообразных вторичных блоков (ромбоэдров, тетраэдров и многогранников)[Калягин, Абрамов, 2003].

В природных условиях динамические напряжения часто меняются по направлению и силе. Общей тенденцией такого преобразования является развитие раздвигов в условиях платформ. На окраинах континентов вероятно формирование структур скучивания, некоторые из них имеют аллохтонную и автохтонную природу

с широким проявлением разрыва и будинажа' [Уткин, 19S2; Патрикеев, Ломтев, 1996]. В подвижном поясе и в условиях океанического дна возможно развитие поперечных и косых взбросо-сдвиговых и сбросо-надвиговых элементарных структур [Меланхолина, 1988; Фролов, 2000; Ермаков, 2002]. Применительно к мегазоне важнейшим геодинамическим свойством краевых швов является их способность рассекать и разграничивать "непрерывное" кольцо тихоокеанских структур подвижного пояса. В краевыех швах широко представлены структуры центрального типа и вулкано-купола, наблюдаются примыкания к господствующим сдвигам вторичной системы диагональных сколов и субпараллельных сдвигов, в том числе "спаянных" вулкано-плутоническими комплексами [Романовский, 2000], перекрытых донными осадками, базальтами и тектоническими чешуями с офиолитами и олистостромами.

Обобщенные данные объемного глубинного изучения и аппроксимации геофизических неоднородиостей со структурно-вещественными комплексами литосферы Тихоокеанского геоблока (рис. 2-7; табл. 1-3) доказывают правомочность выделения субширотной трансструктурной мегазоны как единого геологического образования литосферы северной части Тихоокеанского сегмента Земли (рис. 1-8), которая "связывает в виде моста" различные части литосферы Востока Азии и Северной Америки и пересекает Тихоокеанскую плиту в широтном направлении.

При трансструктурном подходе формирования мегазоны подтверждено смещение окраинно-континентальных частей литосферы и перенос глубинного тепломассопотока со стороны Востока Азии и со стороны Северной Америки в область Тихого океана. В результате такого геодинамического процесса происходит перекрытие дислокаций подвижного пояса. Горизонтально-сферическое смещение литосферы мегазоны относительно астеносферы направлено от континента к океану, амплитуда перемещения составляет более 200-400 км (рис. 5, 6; модели D3, D3). Абсолютная величина перемещения и "смещения геологических процессов" в сторону океана вдоль границ мегазоны может превышать указанные величины. Смещения мегаблоков по диагональным сколам и радиальным составляющим прослеживаются в утонении коры и литосферы от одного мегаблока к другому. В поднятых блоках наблюдается увеличение мощности коры и погружение астеносферы. Воздымание астеносферы отмечается в опущенных блоках континентальных мегаблоков. Амплитуды таких смещений и "замещении" уступают по величине сдвигам горизонтальным и крутым.

Трансструктурные мегазоны кардинально влияют: а) на глубинное строение недр региона; б) на динамику тектоносфсры; в) на перенос, перераспределение и локализацию тепломассопотоков; г) на распространение рудных месторождений. Используя трансструктурный подход, удается осуществлять корреляцию структурно-вещественных комплексов, минерагешш и рудоконтроля с континента в переходную зону континент-океан и далее в литосферу океана [Калягин, 1999].

Глава III "Глубинная модель общей структуры литосферы Трансструктурной мегазоны". В главе дана геологическая характеристика строения литосферы Трансструктурпой мегазоны, ее секторов и типовых мегаблоков, описаны параметры и геодинамическая модель, рассмотрено пространственное положение частных элементов структуры повой мегазоны.

В северной части ТСЗ, на дне Тихого океана, в Азиатской и Американской континентальных окраинах развита система разрывных и складчатых дислокаций

литосферного уровня (рис. 1, 2). Концентрированное выражение системы образует планетарно-поясовое сгущение субширотных дислокаций и рудных месторождений на срезе примерно 40-50° с.ш. в виде лентовидной полосы. Трансструктурная мегазона (рис. 8) включает в себя: часть Охотского и Японского морей; острова Сахалин и Хоккайдо; Курило-Камчатскую дугу и глубоководный желоб; рифт подводного хребта Горда - Хуан де Фука; Императорские горы и разлом; подводные возвышенности Шатского, Обручева и Хесса; Калифорнийскую и Сихотэ-Алинскую геосинклинально-складчатые области и примыкающие к ним докембрийские массивы. Характер заложения и развитие мегазоны определяется силами гравитационного воздействия на тектоносферпые геоблоки, а динамика ее мегаблоков связана с глубинными процессами, протекающими в мантии и внешнем ядре. Общий глубинный план, структурно-вещественные неоднородности, геофизические аномальные поля различаются для тектоносферы мегазоны и для смежных (северного и южного) геоблоков. Эти свойства использованы при определении тектонических границ (краевые швы) мегазоны, которые были заложены предположительно на ранних этапах формирования земной коры. Краевые швы развиваются как подвижные пояса планеты, что находит отражение в гравитационном [Geodynamic map..., 1990] и магнитном полях (Magnetic total...,1989), ундуляции поверхности геоида [Smoot,1998], топографо-батиметрических уровнях поверхности и дна океана, распределении эпицентров землетрясений и их интенсивности [Имаев и др., 1998, 2000; Lebedev, Nolet, 2003], плотностных неоднородностях мантии [Туезов, 1994], других признаках. Фланги мегазоны трассируют офиолиты, современные глубокие каньоны и рвы, свидетельствующие о высокой вероятности широкого распространения вдоль краевых швов древних рифтов, объемных поднятий и опусканий. Совокупность тектонических движений и процессов приводит к образованию крупных неоднородностей внутри мегаблоков и блоков Трансструктурной мегазоны (рис. 9).

Цифрами обозначено: 1-9 - Мегаблоки секторов: Восточпоазиатский сектор (Буреинско-Ханкайский-1; Сихотэ-Алинский-2; Хоккайдо-Сахалинский-3; Охотоморский-4), Тихоокеанский сектор (Северо-Западный-5; Чинук-6; Сервейер и Тафта-7), Североамериканский сектор (Восточнотихоокеанский-8; Калифорнийский-9). Цифрами в кружках обозначены: 1-северная и южная границы мегазоны, 2-границы мегаблоков, 3-предполагаемая южная граница мегазоны на глубине.

На Востоке Азии граница северного фланга мегазоны выражена в Монголо-Охотской системе парных сейсмофокальных зон, рассекающих основание древнего докембрийского разреза и ограничивающих северное звено Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса и мезозойско-кайнозонскне отложения Сахалина. Слегка изгибаясь, северная граница прослеживается на дне Охотского моря в Кашеваровской активной рифтовой зоне, оконтуривающей древний Охотский свод и Северо-Охотскуго геосинклиналь. Субширотная граница прослеживается в морфологии гравитационных аномалий, в тепловом потоке, аномальном магнитном поле, в рельефе кровли акустического фундамента и в изменении мощности земной коры. На восточном фланге азиатского сектора граница проходит по Ичннско-Авачинской зоне Камчатки и Авачинскому сквозному разлому. Границей южного фланга мегазоны является Иншаньский тектонический пояс, который контролировал орогенный полициклический магматизм и служил разделом подвижных и стабильных областей. Пояс имеет древнее заложение и продолжается в структурах Северного Китая и Монголии. На дне Японского моря границу трассирует Центральная глубоководная котловина с субширотной ориентировкой повышенной трещиноватости, магнитные аномалии, аномалии силы тяжести, повышенный тепловой поток и подъем (до 11-12 км) подошвы земной коры.

В пределах Тихоокеанской плиты границы мегазоны выражены в морфоструктуриых признаках, геофизических аномалиях силы тяжести [Маслов, 1996; Geodynamic map...,1990], аномальном геоиде модели NAVOCEANO [Смут, 1999], в трансокеапической субширотной тенденции трансформных разломов и глубинных разломов подводных возвышенностей Обручева, Шатского и Хесса. Эти признаки трассируют мегазону в контурах от 35-40" до 50-55" с.ш. (рис, 1, 2).

Южная граница мегазоны совпадает с зоной разломов Пайонир-Мендосино-Тускарора и границей гравиизостатической аномальной области. Аномальная область отрицательного знака прослеживается от древнего шва штата Юта до выклинивания Курильско-Камчатского желоба. На отрезке Императорского хребта (подводные горы Нинтоку-Милуоки) субширотная ориентировка границы нарушена и смещена в сторону экватора. Природа ундуляции не установлена. Она может быть объяснена; а) геометрией выхода сместителя на сферическую поверхность; б) развитием фронтальной надвиговой зоны, поперечной к осевому вращению Земли; в) Алеутским фронтом деформаций, нарушающим движение масс от континентов в океан и от полюсов к экватору. Допущение подтверждается увеличением мощности разуплотненной коры, мощным и широким "корнем" Императорского хребта [Меланхолина, 1988]. Сочленение границы с восточпоазиатским флангом проходит в зоне выклинивания Курильско-Камчатского и Японского желобов. Границей шовной зоны на этом отрезке являются впадина Хидака и разлом Тускарора.

Северная граница очерчивается Нчинско-Авачинской и Алеутской парой дислокаций, которые образуют глубоко эшелонированную разломную зону в пределах островного и океанического склонов и возвышенности Обручева [Ломтев, Ежов, 1982]. От возвышенности Обручева до Большой магнитной излучины граница прослеживается в глубоком батиметрическом уступе (по изобатам 3-5 тыс. м). К востоку уступ плавно переходит в трансформные разломы Седна-Силла, образующими с Южно-Канадской системой разломов мегашовного типа единую зону дизъюнктивных дислокаций. На тихоокеанском отрезке границы происходит размежевание и изменение векторных рисунков магнитных изохроп, торцовое

примыкание поперечных разломов мегазоны Сталмат, Рат, Амлиа [Tectonic map..., 1989], и сопряжение (по нулевому контуру) аномального поля геоида мегазоны с высокоградиентным полем Алеутского фронта деформаций [Смут, 1998].

На Североамериканском континенте границы мегазоны прослеживаются в древних шовных поясах США, разделяющих Кордильерский мегаблок от блоков Канады (юго-восточной Аляски и Аляскинский) и Мексики (центральная часть Береговых хребтов и плато Колорадо). Шовные пояса [Дрейк, Максвелл, 1984] имеют древний возраст, трассируют смену архейских - раннетхротерозойскими и фанерозойскими комплексами и продолжаются в глубь континента и океана по изменениям гравитационного и магнитного полей, мощности земной коры, проявлениям зеленокаменных фаций докембрия, развитыми среди архейских блоков [Кинг, 1959; Анализ...,1977; Муре, 1984; Авдонин, Долгииов, 2004].

Краевые швы наследуют наиболее "глубокие" критические деформации Земли, контролируют стуктурные изменения, дифференциацию вещества, изменения мощности и уровни подошвы земной коры и литосферы. Секущие, по отношению к краевым швам, разломы выступают как естественные границы структурно-формационных зон. Обе разновидности разломов несут признаки подвижных проницаемых элементов литосферы. Отсюда следует, что мера сходства или различия в размерах и глубинах заложения элементарных структур мегазоны регламентируется краевыми швами (рис. 4-8; табл. 3, 4). Краевые швы в сочетании с поперечными и диагональными разрывными дислокациями образуют мегаеистему (Трансструктурную мегазону) "глобальной трещиноватости" [Анохин, Одесский, 2001] Тихого океана и подвижного пояса (рис. 10). Мегазона имеет лентовидный облик, субширотное распространение, геоблоково-мегаблоковое строение, характеризуется высокой рудной продуктивностью и сейсмической активностью.

В процессе изучения общая структура мегазоны была системно разделена на три крупных сектора (рис. 1, 2, 3, 9): 1) Восточноазиатский, 2) Тихоокеанский, 3) Североамериканский. Восточноазиатский и Североамериканский сектора представляют фрагменты континентальных плит и переходных зон от континента к океану. Тихоокеанский сектор составляют мегаблоки глубоководных котловин и океанических плато Тихого океана. Сектора мегазоны различаются между собой на внутрикоровых, внутримантийных, литосферных и тектоносферных уровнях и заключены внутри обоймы из двух субпараллепьных между собой "трансграниц" (краевых швов), поддерживающих устойчивое состояние мегазоны от архея с унаследованным развитием в протерозое и фанерозое. Сектор мегазоны расчленяется структурно, тектонически и минерагенически на ряд мегаблоков.

Восточноазиатский сектор относится к структурам Центрально-Азиатского и Тихоокеанского складчатых поясов с главным восточным направлением движения масс [Пущаровский, 1996] и интервенцией мантии [Власов, 2000]. Стык складчатых поясов уверенно трассируется раннедокембрийскими комплексами срединных массивов [Карсаков, 1995], ареалами внутриплитного магматизма [Кузьмин и др., 2003] и запечатлен в тепловом режиме мегаблоков [Горнов, 1998] Тихоокеанского складчатого пояса [Туезов, 1998], что в комплексе с основными признаками строения мегазоны позволяет выделить четыре основных мегаблока (Буреинско-Ханкайский, Сихотэ-Алинский, Хоккайдо-Сахалинский, Охотоморский). Каждый мегаблок характеризуется индивидуальными геоморфологическими чертами, особенностями геологических разрезов и своеобразными типами земной коры (см.

рис. 4-8). При восточной ориентировке движения смежные мегаблоки оказываются в различных геодинамнческих обстановках, что способствует образованию структур раздвига, "торошения" или скучивания. Принадлежность таких региональных структур к различным мегаблокам позволяет рассматривать их как замкнутые локальные образования Земли, взаимосвязанные в своем развитии.

Продольный план Восточноазиатского сектора мегазоны (рис. 3, 9) отчётливо проявлен в последовательном наращивании докембрийских континентальных ядер геосинклинальными комплексами [Мишкин, 1999]. Уже в раннем и верхнем архее наметилась область проявления гранулитовой фации метаморфизма вдоль Монголо-Охотской и Иншаньской сутур. Такая ориентировка Восточноазиатского сектора унаследована в Буреинско-Ханкайском мегаблоке [Карсаков, 1995]. Мегаблок объединяет Буреинский, Лобэй-Хинганский, Мишанский, Нахимовский, Приханкайский и Южно-Приморский блоки, обьединенные Ю.Ф. Малышевым [1993] в докембрийские (Хингано-Буреинский, Дзямусы, Ханкайский) блоки. Буреинско-Ханкайский мегаблок может соответствовать параплатформе (Буреино-Дунбайской)[Милановский, 1988]. Юго-западная и северо-восточная части мегаблока (платформенный синклинорий Сунляо и Амуро-Зейская депрессия -Сунляо-Зейский блок-сегмент) обнаруживают типичные признаки поперечного палеорифта. Данный палеорифт имеет четкие ограничения с юга и севера, заполнен верхнемеловыми отложениями и перекрыт кайнозойским чехлом. На уровне Иншаньского шва и вдоль восточной кромки комплекса Сунляо проявлены интенсивные (Гиринские) погружения в палеозое. Значительные погружения идентифицируются и на больших глубинах под впадиной Сунляо (рис. 5).

Геодинамические признаки устойчивого продольного и трапсструктурного развития Восточноазиатского сектора прослеживается с архея до настоящего времени. Обособленность Буреинско-Ханкайского мегаблока и его смежного восточного Сихотэ-Алинского мегаблока подтверждается представлениями о тектонической природе позднеархейско-нижнепротерозойского Маньчжурского выступа [Карсаков, 1995]. Выступ отделен от расположенных восточнее складчатых систем, унаследование развивающихся в протерозое, палеозое и мезозое на раннедокембрийском основании. Следовательно, Буреинско-Ханкайский мегаблок не является частью Северо-Китайской платформы. Вероятно, уже в раннем докембрии он был связующим для Сибирской и Китайской платформ с одной стороны и Сихотэ-Алинской геосинклинальной системы - с другой. Эти свойства четко выражены в унаследованных структурных швах, разделяющих Алдано-Становой, Буреинско-Ханкайский и Китайский мегаблоки, подчёркивая их автономность [Мишкин, 1982](Рис. 3). Автономность подтверждается различиями в рисунках гравитационных и магнитных аномалий, в ареалах магматизма, в характере метаморфизма и сейсмичности [Малышев, 1993; Романовский 1999](рис. 5,6).

Естественными географическими границами Сихотэ-Алинского мегаблока (эталон окраинно-континентальных структур мегазоны) являются береговые линии Японского, Охотского морей и Татарского пролива на востоке и Уссури-Амурская депрессия с Амуро-Охотскими впадинами на западе. Мегаблок граничит на севере с акваториями Сахалинского залива и Удской губы, а на юге - с акваторией залива Петра Великого. Он включает два блока второго ранга: а) Приморский, б) Амурский. Западная и восточная географические границы совпадают с глубинными разломами, окаймляющими соответственно Буреинско-Ханкайский мегаблок и

континентальный склон Японского моря. Восточная окраина блока прослеживается: а) по аномальному градиенту гравитационного поля, б) по изменению мощности электропроводящих слоев в коре и мантии, в) по значительному сокращению мощности земной коры (до 20 км), г) по резкому погружению кровли астеносферы в прибрежной части разреза (рис. б, модель В4).

Мегаблок имеет треугольную форму с острой вершиной, обращенной на юг, и сравнительно широким основанием. В южной (Приморской) части мегаблока распространены древнейшие комплексы [Коваленко, Давыдов, 1990,1991] (2,47-2,1 млрд. лет) гранулит-амфиболитовых и эпидот-амфиболитовых пород, перекрытые континентальными, геосинклинально-складчатыми и вулканогенно-осадочными сериями палеозоя-кайнозоя. Толщи полого погружаются в северо-восточном направлении, согласно с погружением тектонического покрова надвигового пояса, дискордантно залегающего на гетерогенной фланговой зоне Буреинско-Ханкайского мегаблока, что является его особенностью. Вторая особенность мегаблока выражена в образовании асимметричных (относительно Буреинско-Ханкайского мегаблока) молодых структурно-вещественных комплексов на периферии и древних в ядерной части. Наличие в ядерных или других частях мегаблока древних комплексов допускает в разрезе вероятные значительные вертикальные перемещения.

Схема локальных структур Сихотэ-Алинского мегаблока указывает на его развитие в условиях сжатия-растяжения, что обуславливает проявление складчатости, поднятий, прогибов и разворота микроблоков с "внедрением" кислых магм из глубинных и промежуточных очагов с образованием будинированных офиолитовых серий и вулкано-купольных структур [Недашковский, 1995, 1997; Зимин, 1982]. По сравнительно узкому (60-100 км) контуру распространения архейско-кембрийских комплексов геосинклинальные толщи надвигового пояса на юге и в центральной части мегаблока образуют два аллохтонных массива, разобщенные Шовной зоной Сихотэ-Алинского надвига. Складчатость покровов запрокинута в сторону суши (от Японского моря). Надвиги и шарьяжи погружаются в северо-восточном направлении (в сторону окраинных морей)[Калягин, 1979, 1989].

Особенностью аллохтонных массивов и шарьяжей является чешуйчатое строение и широкое развитие соподчиненных мезозойско-кайнозойских вихревых и кольцевых структур, кальдер и вулканокуполов. Большинство вулкано-структур контролируется глубинными (часто скрытыми) расколами фундамента (Якутинская), а их внутренняя структура нередко подчинена спиралеобразному скручиванию и вращению отдельных сегментов против часовой стрелки (Хрустальненская, Темногорская и др.). Известны палеозойские кольцевые структуры, испытавшие на себе действие вращательного сдвига [Изосов, 1977] и купола Северо-Американского типа с развитием гравитационного скольжения [Натальин и др., 1994].

Охотоморский мегаблок Восточноазиатского сектора включает два блока: тыловой (Охотоморский) и фронтальный (Курильско-Камчатский). Мегаблок имеет форму треугольника с вершиной, образованной сочленением субмеридиональных и северо-восточных (Хоккайдо-Сахалинских и Курильско-Камчатских) разломных зон, ограничивающих мегаблок с востока и запада. Отличительным признаком фронтального блока является наложенный характер островодужных вулканических комплексов на древний фундамент [Волобуев, 1987; Патрикеев, Ломтев, 1995] и кулисообразный изгиб дуги. Кулисообразный характер дуги отражает напряженное состояние в зоне изгиба. Подтверждается это положение избыточными (0,1-0,2 г/см3)

аномалиями плотности [Туезов, Тараканов, 1966] в зоне изгиба до глубины 100 км и разуплотнением верхней мантии на участке пересечения с Курило-Камчатской сейсмофокальной зоной (рис. 6). Сейсмофокальная зона круто погружается и сопровождается изотермическим противопотоком вдоль тылового фланга. Тепловой поток характеризуется контрастной амплитудой. К югу и северу от изгиба происходит затухание избыточной плотности, синхронное увеличение сейсмоактивности [Туезов, Тараканов, 1966], ступенчатое погружение элементарных блоков и уменьшение глубины до кровли верхнемантийного электропроводящего слоя от вершинной части в северном направлении. В результате происходит изменение изостатического равновесия, что приводит к расслоению и надвигу островной дуги на океанический мегаблок [Патрикеев, Ломтев, 1995]. Эта особенность фронтального блока служит примером контрастной компенсации напряжений, что допускает глубинную природу и наложенный характер блока па соседний Северо-Западный мегаблок Тихого океана (рис.7, модель О-;).

Тихоокеанский сектор (рис. 9) мегазоны объединяет разнообразные и разновозрастные геологические структуры. Главными из них являются: а) подводные возвышенности-Обручева, Шатского и Хесса; б) вал Хоккайдо и Императорский подводный хребет; в) трансформные разломы Пайонир-Мендосино; Аджа-Силла; Чинук, Седна и Сервейер; г) Императорский внутриокеаничеекпй желоб; д) впадины-Папанина, Милуоки, Чинук; е) равнина Тафта.

Механизм развития .Тихоокеанского сектора рассмотрен на примере СевероЗападного мегаблока. Положение мегаблока четко определено диагональными Курило-Камчатским и Императорским разломами, сейсмофокальными зонами и краевыми швами на уровне возвышенностей Шатского-Хесса и Обручева (рис. 2). Для возвышенностей характерна увеличенная мощность земной коры (18-35 км) с предполагаемым реликтовым гранитным слоем * и широтной ориентировкой блоковых разломов. Форма мегаблока максимально приближена к равностороннему треугольнику с выпуклым основанием и вогнутыми сторонами. Императорский подводный хребет делит мегаблок-треугольник на пару симметричных впадин и хребтов, замкнутых в вершине. Пара впадин и хребтов развивается таким образом, что однотипные возвышенности Шатского и Хесса располагаются у основания вторичных смежных блоков, а впадины, их разделяющие, трассируют фланги и сопряженную (общую) сторону, представленную прямолинейным меридиональным Императорским хребтом. Фланговые зоны образуют пару встречных дуг с изломом в центральных частях зон. Дуги, по отношению к осевому хребту, ориентированы под острыми углами, благодаря чему морфоструктура мегаблока напоминает косоугольную призму, составленную из нескольких мелких блоков. Пара встроенных вторичных блоков с основаниями вдоль возвышенностей Шатского и Хесса образуют флексурообразный изгиб, ориентированный к экватору.

Такой кинематический рисунок возможен в "эпицентре" сжатия, когда в условиях стресса направления главных сколов ориентированы под углом, близким к 45°. Эти условия обеспечивают системе максимальную устойчивость.' Кроме того, реализуется принцип развития подвижных областей с перемещением масс от полюса в сторону экватора [Долицкий, Кийко, 1963]. Движение коровых масс к экватору можно представить как процесс выдавливания блока вдоль главных сколов-Курило-Камчатского и Императорского. Это неизбежно приводит к скучиванию коры во фронтальной зоне и к расчленению мегаблока на ряд подобных блоков более

высокого ранга. Сочетание указанных признаков для Северо-Западного мегаблока предопределяет его положение в структуре. Тихоокеанской плиты как "особо напряженное" по отношению к главным и противоположно направленным силам, действующим со стороны континентальных окраин. В этих условиях верхние части океанической коры мегаблока движутся не вдоль пограничных областей, а вдоль сколов по направлению к экватору, что неизбежно приводит к перекрытию южного краевого шва фронтальными тектоническими покровами. Тектоническая расслоенность структур дна океана распространеное явление [Разнинин, 2004].

Динамика изменения главного "простирания" напряжений Северо-Западного мегаблока (с широтного на диагональное) допускает гармоничное развитие тектонического процесса по схеме выдавливания клиньев, ориентированных в южных румбах. Указанные напряжения вызывали движения в верхних слоях литосферы под воздействием латеральных и кориолисовых сил. Вертикальные и горизонтальные перемещения в мегаблоке приводили к изменению батиметрической поверхности дна океана и усложнению гипсометрии геоида. В такой ситуации устойчивые краевые швы оказались тектонически перекрытыми на верхних уровнях литосферы. Края клиновидных пластин мегаблока приобрели выпуклую форму на поверхности дна океана и оказались смещены от проекции глубинных частей к югу, на пограничный экваториальный геоблок. Указанные особенности Северо-Западного мегаблока проявлены: а) в степени уравновешенности (изостазии) частей мегаблока; б) в чрезвычайно сложной картине распределения гравитирующих масс; в) в необычно сложной поверхности геоида. Эти особенности предопределяют флексурообразный изгиб в поперечном разрезе мегаблока и изменяют мофоструктуру северной и южной границ Трансокеанической мегазоны в пределах Алеутского звена и замыкания магистрального разлома Пайонир-Мендосино.

Североамериканский сектор (рис. 9) мегазоны объединяет: а) Калифорнийско-Аризонский мегаблок, включающий часть слабо обнаженной древней плиты с докембрийским комплексом Миннесота-Висконсин и Западной Аризоны, комплекс фанерозойского чехла и протерозойского выступа Высоких равнин от широты рек Саут - Соскачеван до 40° с.ш.; б) складчатый пояс Североамериканских Кордильер от тихоокеанского побережья до Высоких равнин, и от Канады до Береговых хребтов (Калифорнийский мегаблок); в) вулканогенно-кремнистые отложения шельфа, подножия и базальтоиды подводных хребтов и рифтовых долин Горда и Хуан де Фука до грауваккового комплекса островов Королевы Шарлотты (Восточнотихоокеанский мегаблок; рис. 1, 2, 8).

Центральное звено сектора представлено Калифорнийским мегаблоком, ограниченным древними поясами шовного типа [Муре, 1984]. Мегаблок включает Кордильеры и предгорное плато, отделяющее Великие Равнины от СевероАмериканской платформы. Вдоль побережья развита горно-складчатая цепь Скалистых гор и область подводных гор и котловин Калифорнийского бордерленда. Зона Скалистых гор входит в Кордильерский складчатый пояс. Складчатый пояс залегает на раннедокембрийском фундаменте и отражает начало (верхний рифей-венд) формирования рифтогенной окраины, сменившейся впоследствии (девон-начало карбона) надвиганием отложений склона и подножия на шельф. В перми и триасе вдоль континента формируется вулкано-плутонический пояс андского типа с последующим образованием надвигового пояса. Надвиговый комплекс отложений сорван со своего основания и перемещен в сторону кратона. В раннем мелу в зону

активных деформаций была вовлечена и часть фундамента [Хаин, 1971]. Во многих местах на складчато-надвиговые структуры (комплекс Грейт-Вали и Францисканский) наложены более поздние (мезозойско-кайнозойские) прогибы и рифты. Оба комплекса принадлежат рапнегеосинклинальному этапу и обнаруживают сложное внутреннее строение и сходство с'изоклинальными сериями Сихотэ-Алиня с характерными крупными пологими надвигами и передовыми прогибами. По аналогии с Калифорнийским бордерлендом - близким аналогом Сахалина и Хоккайдо - допускается развитие системы Хуан де Фука по аналогии с Курильско-Камчатской островной дугой, отличие заключается только в масштабах процесса [Калягин, 1989; Калягин, Абрамов, 2003].

По совокупности рассмотренных признаков составлена обобщенная структурно-тектоническая схема мегазоны (рис. 10).

н * / с е в"7е р н ы й

-__, »_„_ „ ^ _

— ___ ___ "*" """/ ^ ___ ^ _ V

-35"» ♦ / ♦ в . М - Е/ ~ Г ~ А

7 '

Г И X И

южный

г о о б л о^к " \ " м

.____"__

/____"^-¿ГХ-—

~~ V* ♦ * \ * - ■с*4 О — V Н ^ 4 * А -о ,

Ь» 4 \ . 5 - -с- -

О^К В Л^н^с" " * * к ^

геоблок V,

- з

Рис. 10. Обобщенная геолого-структурная схема мегазоны и ее флангов 1-границы: а - мегазоны, б - секторов; 2-позднеархейскис базальт-риолитовыс комплексы, сменившиеся крупными гранитоидными плугонами с эффузивными и экструзивным» фациями, офнолитово-сланцевыми и слаяцево-граувакковыми ассоциациями геосинклинальных серий: а - на континентах, б - в окраинных морях; З-раинеархсйские метаморфические и магматические комплексы с гиперстен-силлиманнтовыми и граиат-корлиеритовыми областями, осадками во внутрикоптинентальных депрессиях, развитых на платформенных блоках: а - на континентах, б - в окраинных морях; 4—ранние базальт-риолитовые геосинклинальные комплексы и слабо зональные метаморфические ассоциации поясового типа, с докембрийско-фанерозойскими гранитоидами на континентах и предполжительно в окраинных морях; 5-поздние вулканогенно-осадочныс образования преимущественно основного состава туфовые(а) и лавовые(б); б-предположителыю базальт-риолитовые ассоциации, перекрытые платобазальтами и маломощными нзвестковистыми осадками; 7-вулканогенные образования подводных площадных покровов основного и среднего состава: а - нсрасчлененные, б - то же, перекрытые осадками; 8-поздние диабазы, муджиериты, анкарамиты, перекрытые нзвестково-кремнистьши и глинисто-сланцевыми отложениями. Цифрами обозначены сектора: 1-2 -Восточноазиатский, 3 — Тихоокеанский, 4-5 - Североамериканский.

Глава IV "Структура, минерагеннн и развитие рудной минерализации в эталонных звеньях мегазоны". Содержание главы раскрывает особенности строения и рудной нагрузки эталонных мегаблоков Трансструктурной мегазоны. Основу трансструктурной минерагении региона составляют металлогенические пояса и суперпровиншш, контролируемые глубинными и приповерхностными геологическими структурами, возникшими на месте краевых швов и внутришовных разломов. В состав металлогеиических поясов и суперпровннщш входят скрытые и

открытые системы линейных или изометричных рудных провинций, районов и узлов с четко выраженным минерально-сырьевым спектром и комплексным оруденением.

Главными элементами региональной геологической модели рудных зон эталонных звеньев мегазоны являются: а) крупные рудные месторождения; б) активные и проницаемые тектоно-магматическне системы; в) узлы пересечения металлогенических зон между собой и с трансструктурными швами; г) ослабленные зоны фундамента; д) скрытые магматические очаги; е) упорядоченые элементарные структуры месторождений. Эталонная . элементарная структура месторождения сравнима с тектоносферными неоднородностями рудно-магматических колонн, в которых сосредоточен основной энергетический и рудогенерирующий потенциал, что допускает миграцию рудно-магматических расплавов и растворов с больших глубин. В рудолокализации таких структур мегазоны большое значение имеют: а) продольная субширотная ориентировка мегазоны, б) продольные краевые швы и ослабленные зоны фундамента, в) продольные коровые разломы, г) поперечные складчатые структуры, д) поперечные разуплотненные зоны, е) узлы пересечения разломов; ж) шарьяжи и надвиги; з) элементарные структуры центрального типа, испытавшие секториалыюе скручивание и срез по восстанию от сместителя пологого шарьяжа [Калягин, 1999]. В результате, вытянутая в субширотном направлении, подвижная область мегазоны значительно осложнена субширотными, субмеридиональными и диагональными дислокациями, многие из которых имеют линейный тип, древнее заложение и длительный период развития. Металлогения таких зон соответствует сквозным системам линеаментиого плана, а их сочетание определило пространственную ориентировку и размещение рудных месторождений.

В структуре Трансструктурной мегазоны были выделены Сихотэ-Алинское, Курильско-Камчатское и Калифорнийско-Кордильерское эталонные звенья. Их выбор продиктован общностью структурно-геодинамических обстановок и рудных зон конкретной территории. Все три эталонных звена являются поперечными структурными элементами в продольной системе мегазоны и расположены на границе или внутри секторов. Названные эталонные звенья отвечают "рангу рудоносной провинции" со значительным металлогеническим потенциалом [Калягин, 1999]. На основе системного анализа геолого-геофизических данных установлено, что литосфера всех эталонных звеньев мегазоны разбита серией вертикальных и наклонных разломов на блоки и микроблоки. Интенсивность тектонического дробления и разуплотнения в конкретном звене мегазоны определяет степень рудопроницаемости и масштаб промышленного оруденения. Каждая эталонная провинция подразделяется на ряд рудных районов и узлов. Эталонные звенья мегазоны рассматриваются как фанерозойские геосинклинально-складчатые области, залегающие тектонически на раздробленном древнем основании. Структура таких областей соответствует альпинотипным надвиговым поясам. Стык надвиговых поясов с континентальными и океаническими блоками может быть разобщен системой сквозных дислокаций краевых швов или перекрыт тектонически по сериям поперечных коромантийных разломов сбросо-сдвигового и надвигового типов.

В Сихотэ-Алинском, Курило-Камчатском и в Калифорнийско-Кордильерском эталонных звеньях разнотипная промышленная минерализация укладывается в рамки продольной ориентировки металлогенических провинций. На этом пути происходит усложнение типов руд путем совмещения и наложения различных минеральных генераций в непрерывно-дискретном ряду рудных месторождений от

простых к более сложным минеральным комплексам по направлению от структур океанических к структурам континентальным. Рудным зонам, районам и узлам поперечных дислокаций присущи руды с низкими содержаниями цепных компонентов и зоны рассеянной минерализации [Калягин, 1979, 1999].

Надвиговым зонам принадлежит важная роль в распределении экранированных или тектонически перекрытых месторождений на участках субширотных ослабленных зон фундамента, диагональных сколов и сдвигов и структур центрального типа. Предполагается [Калягин, 1989], что на глубине надвиги сливаются и образуют единую поверхность, приуроченную к подошве земной коры. В таких структурах глубинные разломы и ослабленные зоны фундамента создают ступенчатый каркас блоково-глыбового типа с общим погружением в сторону океана. Зависимость прослеживается: а) в закономерном изменении (уменьшении) эрозионного среза структур; б) в омоложении возраста оруденения и уменьшении эрозионного среза рудных месторождений; в) в сокращении мощности допозднепалеозойского гранитно-метаморфического слоя и мезозоид. Подобная геодинамическая ситуация развивается в пределах поперечных Сахалинского и Курило-Камчатского звеньев Охотоморского мегаблока (рис. 5-7).

Для эталонных звеньев мегазоны установлена общая тенденция смены геохимического спектра в процессе развития тектонических структур. Отмечена устойчивая последовательность по вертикали и латерали геохимического спектра рудных элементов, усложнение и телескопирование типов руд, минералого-геохимических свойств и структурно-текстурных особенностей по мере перехода из океанической области в область подвижного пояса и в континентальные окраины. Пространственное и генетическое единство рудных месторождений характерно для обширной группы формаций. Единство групп металлов может: а) совпадать с основной продуктивной стадией; б) быть совмещенным в результате наложения или телескопирования; в) проявляться на ранних стадиях рудоотложения. Из этого правила выпадает собственно ртутная минерализация ряда районов юго-восточного Сихотэ-Алиня и важных районов Калифорнии, для которых главными рудоконтролирующими структурами являются сложные плоскости надвигов, играющими роль экранов. Геохимической особенностью островодужных типов руд является обязательное сонахождение в разных количествах и отношениях меди, цинка, свинца, золота, серебра, редко олова. При этом сохраняется общая тенденция приуроченности месторождений к субширотным и диагональным линейным рудным зонам сквозных глубинных и коромантийных разломов и ослабленным зонам фундамента при "лестничном, очаговом или узловом" рисунке эпицентров максимальной концентрации минерализации [Калягин, 1999]. Таким образом, структуры, контролирующие границы рудных территорий Тихоокеанского рудного пояса, нельзя считать наложенными только со стороны Тихого океана [Калягин, 1993-1999]. Эти свойства сопровождают: а) нарушение "первоначального" плана поясовой зональности металлогенических зон вдоль Тихоокеанского подвижного пояса; б) развитие металлогенических зон, не свойственных "тихоокеанским" металлогеническим зонам; в) скрещивание субширотных и субмеридиональных металлогенических зон и структурно-тектонических элементов подвижного пояса и Трансструктурной мегазоны [Калягин, 1999]. В таком случае Трансструктурную мегазону можно отождествлять с планетарным металлогеническим поясом, в пределах которого выделяются свойственные ему рудные пояса, провинции и

районы. Важность изучения металлогенических свойств и особенностей размещения месторождений в пределах Трансструктурной мегазоны позволяет выработать нестандартные приемы оценки мннерагенического потенциала и надежные критерии прогноза месторождений в Азиатско-Тихоокеанском регионе [Калягин, 1999].

В главе V "Пространственные и генетические типы зональности рудных районов и месторождений Трансструктурной мегазоны" рассмотрены специальные вопросы обработки геохимических данных по результатам поисковых литохимических съемок на больших площадях в закрытых районах Сихотэ-Алиня и Ханкайского массива в сравнении с месторождениями Средней Азии. Соискателем разработана методика оценки геологических запасов и формационной характеристики руд [Калягин, 1994, 1999], усовершенствована классификация ландшафтно-геохимических обстановок применительно к условиям пробоотбора и рассчитаны коэффициенты остаточной продуктивности, что позволило: охарактеризовать общую металлоносность территории; изучить зональность, оценить параметры и проследить закономерности изменения и распространения различных геохимических ассоциаций (групп рудных формаций) и минеральных типов оруденения; составить средне и мелкомасштабные карты оценки разнотипного и различно проявленного скрытого и в различной степени эродировонного оруденения; разработать классификацию аномальных геохимических полей и получить эталонный ряд зональности рудных месторождений вольфрама, олова, полиметаллов, золота, сурьмы и ртути; выделить комплекс проходящих (сквозных) химических элементов, позволяющий оценивать преобладающий тип оруденения, в том числе и скрытого; дать анализ последовательности и стадийности минералообразования, рассмотреть предполагаемые источники рудного вещества, диапазон температур и абсолютного возраста руд и сопровождающих рудный процесс околорудных, дорудных, внутрирудиых и пострудных изменений. По рассмотренным признакам построена картографическая модель развития рудного процесса для широкой группы гидротермальных месторождений (рис. 11).

В пределах глубинных дислокаций Трансструктурной мегазоны рудно-магматический процесс укладывается в рамки представлений структур центрального типа, отвечающих структурам рудных полей, сформированных в условиях скручивания и среза [Калягин и др. 1979, 1999]. В таких динамических системах даже незначительный срез (в результате такого процесса на стыках блоков возрастает подвижность)[Долицкий, 1985] сопровождается резким повышением температуры, что приводит к зонному плавлению появляется возможность формирования промежуточных очагов с крутыми или пологими палеоканалами движения вещества с образованием сигмоидальпых [Хиллс, 1987] структур-трещин.

Тепломассопоток в таких "вихревых" структурах может обеспечиваться конвекцией и диапиризмом в астеносфере, литосфере и земной коре (рис. 6; см. Комсомольский купол и модель В;.). В глубинных проницаемых структурах тепломассопоток способствует развитию прогрессивных или рецессивных условий рудоотложения, что отражается на характере горизонтальной и вертикальной зональности с образованием сульфидных или карбонатных "чехлов". В этом случае мобилизация рудного вещества может осуществляться в результате дифференциации [Калягин, 1999]: а) из слабо обогащенных флюидов; б) путём перераспределения химических элементов из обогащенных пород и минералов; в) за счёт факторов "а" и "в". Региональным проявлением рудной зональности в Сихотэ-Ачинском эталонном

Рис. 11. Обобщенная модель рудно-магматической системы Сихотэ-Алинского мегаблока Трансструктурной мегазопы [Калягин, 1999]

1 - месторождения околоинтрузивной зоны: роговиков с наложенной грейзеново-жильной минерализацией (1), объемных турмалиновых метасоматитов с касситеритом (2), телескопированных касситерито-сульфидных руд с сульфосолями (3), последние иногда наложены на объемные турмалиниты или располагаются на внешнем обрамлении вулкано-куполов или жерловин. 2 - месторождения надинтрузивной зоны касситерито-силикатно-сульфидной группы: кварцево-касситеритовые турмалинового и хлоритового типов (1), сульфидные (сверху-вниз) колчеданные, галенит-сфалернтовые, арсенопирнт-кварцевые (2), кварцево-карбонатные (3). 3 - месторождения удаленные, преимущественно жильные полиметаллические с серебром и висмутом. 4 - месторождения малых орогенных структур: пирротино-сфалеритовые (1), карбонатно-силикатно-сульфидные (2), кварцево-карбонатно-арсенопиритовые и карбонатно-адуляровые (3). 5 — месторождения переходных зон: грейзеново-жильные (1), минерализованные зоны и штокверки в биотитовых роговиках с кварцевыми и кварцево-касситеритовыми прожилками (2), риолитовой формации в экструзиях и эффузиях (3), сопровождаемые осветлением-о; хлоритизацией-х; грейзенизацией-г; гидрослюдизацией-Ьс1; мусковитизацией-ши. 6 - телескопированные руды в минерализованных зонах дробления и жилах (1), скарновые залежи с наложенной сульфидной и редкометалльной минерализацией (2), прожилково-вкрапленные руды, в т.ч. медно-порфировые (3). 7 — роговики дорудные (1) биотитовые (Ы) с графитом (gp); гидротермальная "труба" с показом метасоматических минеральных замещений (по направлению стрелки) от флангов к центру рудного поля (2). 8 - типы руд и минеральные парагенезисы, главные (1), второстепенные (2). Индексами показаны: арсенопирит-аг, апатит-ар, вольфрамита, висмутин и самородный висмут-Ы, галенит^а, графиг-пг, золото самородное-аи, касситерит-кв, квapц-q, кинокарь-к1, молибденит-шо, мусковит-ти, пирит-ру, пирротин-руг, серицит-5ег, станнин-5п, сфалерит- я Л, серебросодержащие минералы и самородное cepeбpo-ag, турмалин-Ш, флюорит-П, халькопирит-сИр, хлорит-с1, шеелит-вЬ, эпидот-ер. 9 - преобладающее развитие минерализации по указанному направлению. 10 - фации вулканических построек: поверхностные удаленные (1), жерловые и околожерловые (2). 11 -интрузии, экструзии, дайки дорудные кислые (1), внутрирудные кислые и средние (2), завершения рудного этапа, предшествующие кварцево-карбонатным рудам, основные и ксенолиты указанных в контурах пород (3). 12 - контур распространения сульфидных руд (1) и гидротермально измененных пород "трубы" (2). 13 -усредненная поверхность эрозионного среза относительно гранитоидов и максимума оловянного оруденения Маргаритовской (1), Зеркальной (2) и Верхне-Уссурской (3) рудных зон. 14 - флюидо-и магмопроводящие каналы (1) и теплофлюидопоток (2). 15 - идеализированная вертикальная рудно-формационная зональность в разрезе аллохтонного массива или шарьяжа профилирующих (Аи) и второстепенных (Си) сквозных геохимических элементов. 16 - ранжированные ряды сквозных геохимических элементов оловянных месторождений: удаленной (1), надинтрузивной (2) и околоинтрузивной (3) зон; обобщенные ряды зональности: ртутных и сурьмяно-ртутных (4) и золото-серебряных (5) месторождений*.

Примечание: Эталонные ряды зональности оловянно-редкометалльных (5п,В1,Тп,РЪ,А%,\\,Си>Мо,5Ъ) и оловянно-вольфрамовых ('W,Bi,Sn,Zn,Au,Гb,Mo,Cu,Ag,Sb) месторождений Зеркальной и Маргаритовской рудных зон [Калягин, 1999].

звене для месторождений генетического ряда: редкометалльные и оловянио-вольфрамовые - оловянные и оловяино-полиметаллические - и полиметаллические с оловом соответствует свой ранжированный ряд: Sit (Iii, W, Zu) (Mo, I'b, Си) Ag, Sb (Sil, W, Iii) (Zn, l'b, Au) Mo, Си (Ag, Sb) -r>(Pb, Zn, Iii) Sn Mo, Ag, W, Си, Sb."

Обобщенная рудно-магматическая модель объединяет сложно устроенные рудно-формационные колонны полихронного спектра оруденения с различным периодом и продолжительностью развития рудных системы от ранних эпох. Она увязана со схемой потока вещества, рассмотреного ранее [Калягин, 1979, 1999] и согласуется с представлениями A.M. Ляпишева и др. [1980]. Это позволяет допустить природную основу единых (универсальных) рудно-формациониых зональных колонн для мантийных месторождений, локализованных в линейных металлогенических зонах типа "горячих линий или поясов" [Щеглов, Говоров, 19S5; Калягин, 1999]. То обстоятельство, что в сводной колонне определенная минерализация занимает конкретные уровни, не означает обязательные подобия на всех уровнях разреза и по простиранию рудных зон. В действительности различные минеральные типы могут быть: а) совмещены, б) разобщены, в) телескопированы с выпадением или появлением новых частных зон [Калягин, 1999].

Отмеченные свойства геохимических типов рудных зон, в сочетании с предполагаемым мантийным источником рудного вещества, позволяют устанавливать и прогнозировать оруденение в разрезе и по простиранию конкретной структуры мегазоны, что обеспечивает практическую направленность выводов при поисках скрытых глубокозалегающих месторождений и при оценке перспективности площадей [Калягин, 1994, 1999]. Признаки и критерии трансструктурных рудных зон разрабатывались с привлечением данных по месторождениям Сихотэ-Алиня, Хингана и Средней Азии, поэтому могут быть использованы в других регионах.

Глава VI "Прогноз и оценка перспектив рудоносных площадей трансструктурного уровня". Содержательная часть главы посвящена основным принципам металлогенического районирования, прогнозу и оценке рудных территорий с позиций трансструктурного подхода. Специфика общей закономерности размещения оруденения в мегазоне напрямую зависит от развития и строения земной коры и состояния структурно-вещественных неоднородностей жесткой и пластической частей тектоносферы. Важность учета и исследования глубинных признаков в развитии рудогенеза для Тихоокеанского региона подтверждается эволюцией: а) геосинклиналей; б) офиолитовых поясов; в) глубинной структуры литосферы; г) метаморфизма; д) очагов землетрясений; е) теплового режима; ж) гравиизостазии. Связь месторождении с липеамептпыми структурами земной коры носит локальный и региональный характер. В различных звеньях мегазоны чётко проявлены черты эволюции минерализации в соподчинении с особенностями строения блоков и мегаблоков, что согласуется с направленной тенденцией усложнения рудных провинций в результате активных и пассивных циклов движений и деформаций во времени и пространстве. Для иллюстрации закономерностей размещения различных типов оруденения проведено сопоставление тектонических структур (табл. 1, 2) и рудных площадей (табл. 5). Новые данные позволяют использовать комплексное районирование мегазоны для

*) Химические элементы, указанные в скобках, могут меняться местами. Геохимические ряды зональности ранжированы по показателю интенсивности [Калягин, 1999].

целей общей и региональной металлогении (табл. 5; 1-4 уровни) и перейти в практическую плоскость специальной металлогении и металлогении рудных районов для установления частных закономерностей размещения месторождений конкретных рудных формаций и минеральных типов (табл. 5; 5-8 уровни).

Таблица 5

Сопоставление тектонических структур и рудоносных площадей мегазоны

Уровень структуры Тектонические структуры Рудоносные площади

1 Мегазона Планетарный металлогенический пояс

2 Серия мегаблоков сектора Металлогенические суперпровинции

3 Мегаблоки Металлогенические провинции

4 Разломы коромантийные Металлогенические зоны

5 Блоки региональные Рудные области

6 Разломы сквозькоровые Рулные зоны

7 Блоки районные и локальные Рудные районы, узлы, крупные месторождения

8 Разломы внутриблоковые Залежи, жилы, минерализованные зоны дробления и брекчирования

Важной областью применения полученных теоретических данных является прогнозирование и перспективная количественная оценка месторождений полезных ископаемых. Первая задача (прогнозная) является главной в региональной металлогении. Вторая (оценочная) задача определяет актуальность первоочередного изучения рудных объектов из числа перспективных [Калягин, 1979, 1999].

Применительно к Дальневосточному региону сектор Востока Азии имеет выраженную полихронную минерализацию, проявленную на протяжении нескольких эпох с закономерным размещением месторождений в сквозных или скрытых зонах широтного и диагонального простирания. Для Сихотэ-Алиня отчетливо выражена многопрофильная минерализация взаимосвязанных оловянно-свинцовых и редкометалльных типов [Калягин,1999]. Взаимосвязь минерализации прослеживается в закономерных изменениях и особых свойствах размещения месторождений на фоне региональной (зональное расположение комплексов химических элементов), районной (зональное расположение ассоциаций химических элементов) и локальной (зональное расположение моноэлементных ореолов) геохимической зональности. Все типы зональности унифицированы в две схемы. Для многообъёмных и промышленно значимых объектов характерны широкие и протяжённые зоны закономерных ассоциаций сквозных химических элементов, ранжированных по показателю интенсивности с постепенными переходами одних в другие. Мелким месторождениям присущи узкие и чёткие аномальные зоны и моноэлементные ореолы. Основными параметрами при количественной оценке унифицированных аномалий является подуктивность в сочетании с уровнем эрозионного среза и величиной отношения общих геологических запасов к запасам в промышленных рудных залежах, минерализованных зонах или жилах (табл. б).

Установлено [Калягин, 1979, 1994], что все месторождения оловянной группы формации располагаются в контурах аномальных геохимических полей, превышающих по уровню местный геохимический фон в 1,5-2,0 раза. Это

обстоятельство определяет актуальность первоочередного изучения рудных объектов, именно в таких зонах. Несмотря на очевидность этого вывода, далеко не все рудные объекты, расположенные в аномальных полях, представляют практический интерес. По данным подсчета известных рудных проявлений на площади превышающей 100000 км2 (наиболее хорошо изученная часть Сихотэ-Алиня) установлен эмпирический ряд пространственной периодичности 1:2:8:50:650, который идет в последовательности от крупного к среднему и мелкому месторождению, рудопроявлению и знаку рудной минерализации [Калягин, 1999].

Таблица 6

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОЛОВОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ СИХОТЭ-АЛИНСКОГО ЗВЕНА МЕГАЗОНЫ ПО ЗАПАСАМ И ОБЩЕЙ МЕТАЛЛО! ЮСНОСТИ

Наименование объекта Запасы металла в рудных телах, усл. ед. Металлоносность (Дд) в контурах аномалии, усл. ед. АпРЬ Эрозионный срез

Свинец Олово

Южное 0,1 51,6 2,89 17,8 Надрудный

Трудное 0,1 189,7 105,4 1,8 Рудный

Верное 1,0 1435,0 972,1 1,5 Рудный

Верхнеуссурское 1,0 1401,0 1248,4 1,1 Рудный

Тернистое 5,0 333,0 25,8 12,9 Верхнерудный

Юбилейное 10,0 1000,0 560,0 1,8 Рудный

Лысогорское 10,0 1439,0 61,0 23,6 Надрудный

Голубое 10,0 226,8 42,3 5,4 Рудный

Дальнее 40,0 485,6 414,2 1,2 Рудный

Нижнее 40,0 500,0 90,0 5.5 Верхнерудный-рудный

Силинское 40,0 1000,0 150,0 6,7 Верхнерудный-рудный

Новогорское 5 458 133 3,42 Рудный

Наряду с отмеченной периодичностью встречаемости различных по запасам рудных проявлений, намечается общее сокращение их численности в северовосточном направлении по Сихотэ-Алинскому эталонному звену. От одной рудной территории (Маргаритовской) к другой (Зеркальной) происходит двухкратное уменьшение числа рудных проявлений выходящих на поверхность. Закономерность согласуется с погружением тектонических покровов, изменением вертикальной рудно-геохимической зональности и уменьшением эрозионного среза, оруденения. Таким образом, совмещение гидротермальных руд с геохимическими аномалиями и структурами ослабленных зон фундамента является региональной закономерностью.

На основе выявленных закономерностей разработан метод количественной оценки группы оловянно-редкометалльных месторождений [Калягин, 1999]. При разработке метода использованы данные по эталонным рудным объектам. Эталонные рудные объекты подобраны таким образом, чтобы они отражали разновидности месторождений по типам руд, геологическим и промышленным запасам и уровню эрозионного среза относительно максимума оруденения. Обобщённый вариант прогнозной оценки оловорудных полей по металлоносное™ олова представлен в таблице 7.

Таблица 7

Прогнозная оценка оловорудпых полей Сихотэ-Алинского эталонного звена _Трансструктурной мегазоны по металлоносности [Калягин, 1999]_'

Уровень эрозионного среза Оловоносность (усл. ед.)

Перспективные 11еперспективные

Надрудный >50 <1

Верхнерудный >200 <50

Среднерудный >500 <500

Нижнерудный Прямая оценка по результатам поисково-разведочной стадии

Примечание: При оценке сделаны следующие допущения: а) продуктивность и удельная металлоносность в подрудном и надрудном интервалах есть величина весьма малая; б) продуктивность и удельная металлоносность для верхней и нижней частей относительно максимума оруденения равны.

При составлении таблицы были использованы эмпирические данные по удельной металлоносности для крупных месторождений в надрудном (300-500), верхнерудном (2000-2500) и среднерудном (более 20000 усл. ед.) интервалах. Для средних (150-200; 800-1200; до 5000) и мелких (20-100; 50-200; до 500) месторождений соответствующие цифры значительно ниже. При интерпретации результатов оценки сделаны следующие допущения: 1) горные породы изпачалыю не были обогащены рудными элементами; 2) распределение Бп, РЬ, Тп и других металлов не зависит от возраста и типов пород; 3) сравнительная характеристика оловорудных месторождений по запасам металла в рудных телах и контурах аномалий определялась эмпирически по данным поисковых, геологоразведочных и эксплуатационных работ. При количественных оценках учитывается: а) степень и достоверность оконтуривания рудного поля или аномалии; б) приуроченность к тем или иным геологическим формациям; в) ландшафтно-геохимические условия (для вторичных аномалий); г) положение в региональной структуре.

Геодинамическая система Трансструктурной мегазоны рассматривается как самостоятельная система литосферы, изменяющаяся на определённых стадиях развития Земли. Следовательно, ей будут свойственны свои геологические и геохимические этапы и стадии. В процессе эволюции такой системы тектонические структуры с их геохимическими спектрами подвержены изменениям в зависимости от тех или иных геодинамических обстановок. Однако геохимический спектр сквозных рудных элементов остается постоянным [Калягин, 1999]. Различия в развитии геодинамических обстановок в мегазоне влияют на характер возникновения в геологических структурах потенциальных рудных зон и на их рудно-формационную нагрузку. Такая особенность присуща месторождениям Трансструктурной мегазоны, наследующим генетический ряд от "простых" к "сложным", из области океана в сторону подвижного пояса и далее в глубь континента (рис. 11, 12)[Калягин, 1999].

Выраженному линейному расположению месторождений характерны следующие признаки: а) трансструктурный уровень характера дислокаций; б) глубинное заложение рудных столбов; в) наличие термальных очагов; г) активизация верхней мантии; д) наличие куполов разогретых базальтов; е) дифференцированные магматические выбросы. В узлах концентрации термальных

Е31 ЕЕЗг ЕЕЬ с~]4 □□б

Рис. 12. Схема регионального прогноза эндогенного оруденения в Трансструктурной мегазоне Примечание. Пунктирная линия - предполагаемая южная граница Трансструктурной мегазоны на глубине. Пример выделения и оконтуривания рудоносных площадей в структурах 4-8 уровней рассмотрен в работах: Катагнн, 1994, 1995,1999

1-3 границы: мегазоны (1); суперпровинций (2); провинций (3); 4-5 металлогенические провинции: продольные (4); поперечные и диагональных глубинных разломов (5). Металлогенические суперпровинции (арабские крупные цифры): 1-Восточноазиатская многометалльная; 2- Тихоокеанская колчеданно-полиметаллическая, стратиформных месторождений и магматогенных месторождений в ультрабазитах; З-Североамериканская многометалльная. 1-10-металлогенические провинции сквозных продольных дислокаций (цифры в кружках), развитые в коре континентального (1-4), переходного (5-8) и океанического (9-10) типов, залегающие на эклогит-пироксенит-перидотитовой, шпинель-пироксенитовой (1-8) и ультрабазитовой анортит-форстеритовой (9-10) мантии: Джугджуро-Становая( 1), Гиринско-Западно-Приморская (2), Южно-Канадская (3), ЮжноОрегонская (4) комплексные многометалльные, крупных месторождений олова, вольфрама, молибдена, меди, полиметаллов, с районами золота, платины, урана, редкометалльных и редкоземельных элементов, алмазосодержащих кимберлитов и лампроитов; Кашеваровско-Авачинская (5), Исикари (6), Островная (7), Сан-Францисканская (8) многометалльные, железо-меденосные, медно-колчеданные, хромо-никеленосные с редкими землями, платиной, золотом и крупными россыпями редких и благородных металлов; Императорская (9), Мендосиновская (10) колчеданные, хромитовые, медно-никелевые, железо-марганцевые, редкометалльные, платиноносные и алмазосодержащие. 1-9-металлогенические провинции поперечные (цифры в квадратах): 1-Буреинско-Ханкайская многометалльная с железо-марганцевыми, оловянными, оловянно-вольфрамовыми, молибденовыми, полиметаллическими, золоторудными, мышьяковыми, сурьмяно-ртутными, ураноноеными и флюоритоносными районами; 2-Сихотэ-Алинская многометалльная с развитием комплексных многостадийных оловянно-редкометалльных, полиметаллических, вольфрамоносных, золоторудных, золото-серебряных, ртутных, меденосных и титановых рудных районов, скрытых и экранированных; З-Хоккайдо-Сахалинская многометалльная с хромо-никелевыми, ртутными и полиметаллическими районами формации зеленых туфов; 4-Охотоморская полиметаллическая с оловоносными, редкоземельными, сероносными и ртутоносными районами и районами формации зеленых туфов. 5-7- железо-марганцевые, хромо-никеленосные, кобальтоносные, колчеданно-полиметаллические: Северо-Западная (5), Чинук (6), Тафта (7); 8-Восточнотихоокеанская полиметаллическая с редкоземельными, сероносными, ртутоносными районами и районами формации зеленых туфов; 9-Калифорнийская комплексная многометалльная экранированная с ртутными и золотоносными районами. 10-17-океанические железо-марганцевые, хромово-никеленосные, кобальтоносные, колчеданно-полиметаллические, свинцово-цинковые и меденосные провинции глубинных диагональных разломов ультрабазитов Курильского архипелага (10), вала Хоккайдо (11), Северо-Западного хребта (12), Императорская (13), Чинук (14), Сервейер (15), Бланко (16), Кобба (17).

очагов, пересечения надвиговых и рифтовых зон и трансформных разломов сосредоточены большеобъемные рудные скопления. Вероятно, что продольные глубинные и долгоживущие линеаменты играют всё возрастающую рудогенерирующую роль в структурах земной коры от ранних эпох. В широком временном цикле происходят и изменения минеральных типов в направлении от монометалльных к полиметалльным. Процесс эволюции минерагении носит региональный характер и служит мерой различия оруденения в пределах мегазоны.

Анализ региональных и локальных особенностей рудоносных территорий на основе принципов картирования Трансструктуриой мегазоны позволяет выявлять скрытые закономерности и признаки размещения рудных месторождений (рис. 11)[Калягин, 1995; Калягин, 1999]. На схеме (рис. 12) показаны широтная и диагональная системы дислокаций и соответствующая им трансструктурная

металлогения [Калягин, 1999]. Провинции выделены специализированно, в зависимости от особенностей развития и структурно-вещественных свойств мегаблоков. В пределах мегазоны намечено десять металлогенических провинций в сквозных продольных дислокациях. Джугджуро-Становая, Гиринско-Западно-Приморская, Южно-Канадская, Южно-Орегонская провинции развиты в коре континентального типа. Шесть провинций продольного типа выделены в подвижном поясе и океанической части мегазоны. Поперечные провинции разделены на мегаблоковые и зон глубинных разломов. Буреинско-Ханкайская и Сихотэ-Алинская мегаблоковые рудоносные провинции характеризуются пестрым спектром комплексных многостадийных руд. Для провинций глубинных разломов (Курильского архипелага, Императорского разлома вала Хоккайдо, и др.) характерны железо-марганцевые,.колчеданные, хромо-никелевые, кобальтоносные и меденосные ассоциации с вероятным развитием месторождений платиновой группы и молибдена. Комплекс признаков и свойств мегаблоков Трансструктурной мегазоны позволяет в системе длительно развивающихся широтных и диагональных провинций 1-3 уровней (табл. 5; рис 12) выделять рудоносные территории более высокого порядка (табл. 5), что повышает геологическую эффективность прогноза и практическую направленность поисков.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В диссертации систематизированы и обобщены геолого-геофизические данные и концептуальные основы, раскрывающие главные черты и особенности глубинного геологического строения северной части Тихоокеанского сегмента Земли с трансструктурных позиций в геологии. Выполненные исследования позволили выявить комплексы признаков глубинных линеаментных структур и их металлогенических свойств. В результате создана геологическая модель строения Трансструктурной мегазоны и осуществлен системный прогноз месторождений в ее пределах, что реализует главную цель диссертационной работы.

В эволюции Тихого океана и его континеталыюго обрамления установлена сложная трансструктурная геологическая система, заложенная в докембрии вдоль крупных линейных неоднородностей, разобщающих древние платформы, надвиговые пояса континентальных окраин, островодужные системы и океанические блоки. Трансструктурной геологической системе свойственна планетарная субширотная мегатенденция ограничивающих линейных дислокаций трансшовного типа и диагональная система разрывных дислокаций отграничивающих внутришовные структурно-формациониые комплексы. Трансшвы пространственно совмещены с критическими деформациями Земли и осложнены поздними дизъюнктивными и пликативными дислокациями, сохраняющими свою тектоническую и рудно-магматическую активность по настоящее время. Тектонические структуры таких сложных геологических систем имеют древнее заложение, блоковое строение и субширотное распространение. Эти тектонические системы, несмотря на структурно-вещественные различия блоков, взаимосвязаны. Они имеют сходство по геологическому строению, истории развития, рудной нагрузке и закономерностям распространения месторождений, что позволяет увязывать их в глобальные структуры Земли, уходящими на шельф, глубоководные части окраинных морей, островных дуг и дна океана.

Намеченная планетарная система дислокаций литосферного уровня отождествляется с Трансструктурной мегазоной северной части Тихоокеанского сегмента Земли. Мегазона имеет среднюю ширину 1300-1500 км, протяженность ее с запада на восток превышает 11000 км. Она непрерывно пересекает Тихоокеанскую плиту, подвижный пояс и уходит в глубь Азиатского и Северо-Американского континентов в виде лентовидной полосы. Азиатское звено мегазоны включает в себя южную часть Дальневосточного региона России, остров Сахалин и Курильский архипелаг. Линейность и большая протяженность мегазоны свидетельствуют о глубинном уровне ее заложения и устойчивом развитии от архея.

Мегазона включает разновозрастные и разнотипные структурно-вещественные комплексы, что отражено на поверхности Земли весьма сложными интенсивными тектоническими движениями, зонами глубинных разломов, глобальными физическими неоднородностями (сейсмическими, магнитными, гравитационными), ареалами вулкано-плутонических ассоциаций, гранулито-гнейсовыми и зеленокаменными поясами, скоплениями рудных месторождений. По этим признакам общая структура мегазоны системно разделена на три крупных сектора: Восточноазиатский, Североамериканский и Тихоокеанский. Сектора различаются между собой на внутрикоровом, внутрилитосфериом и гидросферпом уровнях. В свою очередь сектора структурно, тектонически и минерагенически расчленяются на ряд поперечных звеньев, мегаблоков и блоков, которые заключены внутри двух субпараллельных "трансграниц" краевых швов, отделяющих Трансструктурную мегазону от фланговых (северного и южного) геоблоков

Структурные построения и анализ обобщенных глубинных разрезов наглядно показывают эшелонированный характер структуры литосферы и пульсационно-инверсионный режим динамики тектоносферы в Трансструктурной мегазоне, что приводит к срывам геологических блоков вдоль крупных неоднородностей и "опережающему" относительному смещению соответственно земной коры, литосферы и астеносферы со стороны Востока Азии в область Тихого океана.

Охарактеризованные геологические процессы кардинально влияют на перенос, перераспределение и локализацию тепломассопотоков, а также на концентрацию рудных месторождений в глубинных структурах земной коры и литосферы Трансструктурной мегазоны. Сквозные и скрытые ослабленные зоны фундамента глубинных структур фиксируются устойчивым спектром сквозных рудных элементов. Аномальные поля устойчивых ассоциаций сквозных элементов отражают природное свойство рудной специализации и металлогенической зональности на больших площадях. Данные по зональности аномальных геохимических спектров и концентрациям сквозных рудных элементов содержат важную информацию о закономерностях распространения месторождений и общей направленности развития рудного процесса в металлогенических зонах системы "континент-океан". Они обеспечивают модельное обоснование рудно-магматической системы, прогнозные оценки формационной принадлежности, уровня эрозионного среза, общих и промышленных ресурсов металлогенических зон и месторождений. Намеченный подход указывает на устойчивость и унаследованность геологических и геохимических процессов в трансструктурных провинциях Тихоокеанского сегмента Земли, дополняет принципы формирования региональных рудовмещающих структур и систему прогнозно-поисковых критериев эндогенных месторождений в Тихоокеанском рудном поясе и Трансструктурной мегазоне.

В итоге работы констатируется теоретическое решение крупной геологической проблемы в изучении глубинных геологических структур и важной народнохозяйственной задачи, связанной с повышением эффективности прогноза месторождений в северной части ТСЗ, включая Дальневосточный сектор России.

Основные положения диссертации опубликованы в следующих работах:

1. Прогнозная оценка геохимических аномалий // Геохим. методы поисков олова, вольфрама и ртути. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 46-61.

2. Определение рудной формации по основным ореолообразующим элементам первичных ореолов // Минералогия и геохимия оловорудных месторождений. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 56-68. (Совместно с Бураго А.И.).

3. Зональность вторичных ореолов в рудных районах юго-восточного Приморья // Научные основы геохим. поисков. М.: ИМГРЭ АН СССР, 1982. С.27-29.

4. Геохимические модели рудных месторождений как основа решения обратных задач прикладной геохимии // Геохимические поиски месторождений. Новосибирск: Наука, 1982. С.82-94. (Совместно с Бураго А.И., Карауловым С.С.).

5. Применение геолого-геохимических карт для локального прогноза в условиях Приморья (Сихотэ-Алинь) // Геохимия в локальном металлогеническом анализе. Новосибирск: СО АН СССР, 1986. С.44-49.

6. Вторичные ореолы олова и свинца в ландшафтах центрального и юго-восточного Приморья // Тихоокеан. геология. 1988. №5. С.83-91.

7. Гидрохимические аномалии Восточно-Тихоокеанского хребта над рудным полем вблизи 13° с.ш. // Геология, геофизика, геохимия и минеральные ресурсы окраинных морей Тихого океана (Тр. III Советско-Китайского симпозиума). Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 224-229. (Совместно с Коварским П.Я., Родзик Н.Г.)

8. О соотношении аллохтонных и автохтонных структур в Приморье // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 60-69.

9. Растворенные металлы в морской воде в зонах действующих черных курильщиков // Тихоокеан. ежегодник 1989-1990. Владивосток: ТОП ДВО АН СССР, 1990. С. 96-108. (Совместно с Коварским Н.Я., Родзик И.Г.).

10. Геохимия морской воды и железо-марганцевой минерализации юго-западной части Тихого океана (Кермадек). Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. 38с. (Совместно с Бутенко Т.Ю., Куриленко Л.Н. и др.).

11. Современное рудообразование на Восточно-Тихоокеанском поднятии // Тихоокеан. геология. 1993. № 2. С. 20-27. (Совместно с Коварским Н.Я., Родзик П.Г., Кустовым В.Н.).

12. Геохимический метод оконтуривания рудных полей и зон II Вестник ДВО РАН. 1994. № 2. С. 22-28.

13. Минерапого-геохимические особенности железо-марганцевой минерализации в юго-западной части Тихого океана // Тихоокеан. геология. 1995 № 1. С. 16-23. (Совместно с Пущиным U.K., Можеровским A.B., Куриленко Л.II.)-

14. Влияние геотектонических процессов на условия образования и распространение рудных месторождений Приморья // Всстник ДВО РАН. 1995. № 4. С. 66-78.

15. Распределение концентраций ртути в атмосфере над акваторией западной части Тихого океана // Вестник ДВО РАН. 1997. № 3. С. 48-56. (Совместно со Степановым H.H.).

16. Закономерности размещения месторождений в континентальных окраинах северозападной части Тихого океана // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 1998. С. 215-218,

17. Алеутский линеамепт - главная трансструктурная провинция Тихоокеанского подвижного пояса И Геология морей и океанов. М.: 1998. Т. 11. С.249-250

18. Трансструктурная металлогения северной части Тихого океана. Владивосток: Далънаука, 1999. 143с.

19. Алеутская трансструктурная зона // Труды Профессорского клуба. № 5. Владивосток: Уссури, 1999. С. 72-76. (Совместно с Абрамовым В.А.).

20. Динамика и сейсмичность тектоносферы Дальневосточного региона и переходной зоны к Тихому океану // Региональная геология Сибири. Том 1. Томск: МПР РФ, 2000. С. 92-93. (Совместно с Абрамовым В.А., Абрамовой В.А.).

21. Новые типы железо-марганцевой минерализации на шельфе моря Лаптевых // Труды Арктического регионального центра. Т. I, Ч. 1. Владивосток: Дальнаука, 2000. С. 8189. (Совместно с Тищенко П.Я., Гуковым А.Ю. и др.).

22. Тихоокеанский рудный пояс. Обоснование выделения // Сознание и наука: взгляд в будущее. Владивосток: ДВГТУ, 2000. С. 128-138. (Совместно с Абрамовым В.А.).

23. Сейсмичность тектоносферы Дальневосточного региона и АТР // Геологическая служба России на пороге XXI века. С.-Петербург: МПР РФ, 2000. С. 253-254. (Совместно с Абрамовым В.А., Абрамовой В.А и др.).

24. Поля и модели развития рудного процесса в трансструктурных системах Пацифики // Труды ДВГТУ. № 128. Владивосток: ДВГТУ, 2001. С. 107-111. (Совместно с Абрамовым

B.А., Абрамовой В.А., Тищенко П.Я.).

25. О природе железо-марганцевых образований моря Лаптевых // Тихоокеан. геология. 2001. Т.20, № 2. С. 87-96. (Совместно с Тищенко П.Я., Волковой Т.Н. и др.).

26. Экологические и геохимические последствия тепломассопереноса в Алеутской трансструктурной зоне Северной Пацифики // Труды ДВГТУ. Владивосток: ДВГТУ, 2001.

C. 102-106. (Совместно с Абрамовым В.А., Абрамовой В.А.).

27. Особые геологические принципы и критерии трансструктурного уровня при прогнозе скрытых глубокозалегающих угольных и нефтегазовых месторождений в пределах трансокеанической системы Пацифики (на примере Дальневосточного региона) // Проблемы угольного и нефтегазового ТЭК(а). Владивосток: ДВГТУ, ТАНЭБ, 2002. С. 75101. (Совместно с Абрамовым В.А.).

28. Трансструктурные аспекты экологии, сейсмологии и рудогенеза в пределах трансконтинентальных и трансокеанических геозон Пацифики // Приморские зори. Владивосток: ТАНЭБ. МАНЭБ, 2003. С. 10-15. (Совместно с Абрамовым В.А.).

29. Основы трансструктурной геологии в океанологии и металлогении. Владивосток: Дальнаука, 2003. 348с. (Совместно с Абрамовым В.А.).

30. Сейсмотектонический и эколого-металлогенический потенциалы трансструктурных и транспланетарных геозон Земли // Приморские зори-2005. Владивосток: ТАНЭБ. 2005. Вып. первый. С. 37-40 (Совместно с Абрамовым В.А.).

31. Рудоносные и нефтегазоносные провинции Калабрской трансокеанической мегазоны и ее роль в экологии АТР // Приморские зори. Владивосток: ТАНЭБ. МАНЭБ, 2005. С. 56-61. (Совместно с Абрамовым В.А.).

32 New data on geology of the New Hebrides Arc-Trench Tectonic system. SOPAC Tehnical Secretariat. Suva, Fiji. 1990. 74p. (Jointly with: Pushchin I.K., Ablaev A.G. et al.).

33. Cooperative Program in the Geochemistry of Marine Sediments (GEMS). USGS - POI. Menlo Park, CA - Vladivostok, Russia. 1994. 292p. (Jointly with: Hein J.R., Bychkov A.S., Gramm-Osipov Lev M. et. al.)

34. Mineralogy and Geochemistry of Ferromanganese Deposits in the southwestern Pacific // Geol. of Рас. Ocean. V.12. Malaysia, 1995. P. 17-25. (Jointly with: Pushchin I.K, Butenko T.Yu. Kurilenko L.N. at al.).

35. Ore system of continental margins: Principles of delineation and estimation // 8<h Intern. Symposium on water-rock / Rotterdam: 1995. P. 635-637.

Анатолий Никандрович КАЛЯГИН

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Изд. лиц. ИД № 05497 от 01.08.2001 г. Подписано к печати 01.03.2006 г. Формат 60x84/16. Печать офсетная. Усл.п.л. 3,06. Уч.-изд.л. 2,89. Тираж 100 экз. Заказ 43

Отпечатано в типографии ФГУП Издательство «Дальнаука» ДВО РАН 690041, г. Владивосток, ул. Радио, 7

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Калягин, Анатолий Никандрович

Введете.

Глава 1. Общие сведения о геологии и металлогении Трансструктурной мегазоны Тихоокеанского сегмента Земли.

1.1. Геологические концепции и модели строения северного сектора Тихоокеанского сегмента Земли.

1.2. Основные геофизические признаки трансструктурного плана северной части Тихоокеанского сегмента Земли.

1.3. Особенности рудоносных территорий региона исследований.

1.4. Выводы.

Глава 2. Методика, принципы и аспекты объемного изучения структуры литосферы Трансструктурной мегазоны.

2.1. Основные теоретические положения.

2.2. Принципы выделения трансструктурных мегазон литосферы на основе сводных геологических разрезов и колонок.

2.3. Геодинамический и эндогенный признаки при картировании Трансструктурной мегазоны.

2.4. Сейсмотектонический и неотектонический признаки Трансструктурной мегазоны.

2.5. Выводы.

Глава 3. Глубинная модель общей структуры литосферы

Трансструктурной мегазоны.

3.1. Пространственное положение, тектонические границы и основные черты строения.

3.2. Восточноазиатский сектор мегазоны.

3.3. Тихоокеанский сектор мегазоны.

3.4. Североамериканский сектор мегазоны.

3.5. Выводы.

Глава 4. Структура, минерагения и развитие рудной минерализации в эталонных звеньях мегазоны.

4.1. Сихотэ-Алинское эталонное звено.

4.2. Курило-Камчатское эталонное звено.

4.3. Калифорнийско-Кордильерское звено.

4.4. Развитие рудной минерализации в эталонных звеньях мегазоны.

4.5. Выводы.

Глава 5. Пространственные и генетические типы зональности рудных районов и месторождений мегазоны.

5.1. Оценка продуктивности и зональности оруденения по вторичным ореолам рассеяния на примере Сихотэ-Алинского звена мегазоны.

5.2. Рудно-геохимическая зональность и рудно-формационные ряды эталонных металлогенических звеньев мегазоны.

5.3. Последовательность и стадии рудного процесса в эталонных трансструктурных провинциях.

5.4. Источники рудного вещества в рудных районах мегазоны.

5.5. Объемные модели рудно-магматических узлов и месторождений.

5.6. Выводы.

Глава 6. Прогноз и оценка перспектив рудоносных площадей трансструктурного уровня.

6.1. Принципы трансструктурного районирования при металлогенических исследованиях.

6.2. Черты унаследованности в развитии трансструктурных рудных зон.

6.3. Критерии прогнозирования и количественных оценок рудных зон по геохимическим данным.

6.4. Общие принципы регионального прогноза минеральных ресурсов в Трансструктурной мегазоне.

6.5. Выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геология и металлогенические особенности трансструктурной мегазоны северной части Тихоокеанского сегмента Земли"

Актуальность проблемы. Современная геологическая наука и поисковая практика призваны обеспечить расширенное воспроизводство минерально-сырьевых ресурсов в новых рудных провинциях и районах, содержащих крупные и уникальные месторождения минерального сырья. Резкое сокращение месторождеий, выходящих на поверхность, обосновывает необходимость прогноза и поиска скрытых месторождений. Существующие методы прогноза таких месторождений не всегда достаточно высоки и поэтому снижают эффективность поисков и оценки месторождений на континенте, в переходной зоне континент-океан и на дне океана. В геотектонике и металлогении этот недостаток в известной мере восполняется разработкой специализированных геотектонических концепций или гипотез, позволяющих наиболее полно изучить конкретную геологическую структуру. При анализе геолого-геофизических данных в северной части Тиоокеапского сегмента Земли автором выделена Трансструктурная мегазона, которая является тектоническим и металлогеническим элементом Земли принципиально нового типа. Эта мегазона прослеживается в широтном направлении от Азиатского материка до Американского континента. Изучение глубинного строения и металлогенических особенностей Трансструктурной мегазоны позволит в значительной мере расширить площади, перспективные в отношении ряда ценных видов полезных ископаемых.

Цель и задачи исследований. Основная цель исследований - разработка модели глубинного геологического строения Трансструктурной мегазоны как научной основы системного регионального прогноза ресурсов полезных ископаемых в пределах субширотного сегмента Тихоокеанской плиты и континентальных окраин Востока Азии и Северной Америки.

Достижение цели обеспечивалось решением следующих задач: 1 - оценка состояния проблемы, разработка методики исследований, выявление признаков и критериев выделения Трансструктурной мегазоны в литосфере Тихого океана и континентальных окраин со стороны Востока Азии и Северной Америки, тектоническое районирование мегазоны, систематизация и классификация образующих ее геологических структур;

3 - установление закономерностей размещения месторождений в типовых структурах Восточно-Азиатской и Северо-Американской континентальных окраин и дна северной части Тихого океана, их классификация по структурам рудных полей, минеральным и геохимическим ассоциациям, типам зональности, степени эродированное™, промышленным и геологическим запасам руд;

Методика исследований включала: научное обобщение и систематизацию геолого-геохимических, геофизических, геодинамических и сейсмотектонических данных по региону; математическую аппроксимацию двухмерных и трехмерных неоднородностей геосреды простыми геометрическими формами; увязку геометризованных физических неоднородностей со структурно-вещественными комплексами литосферы по данным модельных глубишгых разрезов и интегральных колонок-срезов; составление специальных обзорных, региональных и детальных геологических, геохимических и структурно-формационных карт и схем на основе теории распознания образов; экспериментальные и опытно-методические измерения на эталонных объектах в горнорудных районах и в акваториях Тихого океана; картографическое моделирование, построение и описание эталонных моделей рудно-магматических узлов и месторождений; создание систем новых программ автоматической обработки геохимических данных; построение геохимических карт металлоносности рыхлых и "коренных" пород.

Научная новизна:

- разработаны геохимические методы прогнозирования парагенетических минеральных ассоциаций полезных ископаемых и их геологических ресурсов;

Основные защищаемые положения:

3. Трансструктурная мегазона характеризуется совокупностью геодинамических факторов, контролирующих размещение комплексного оруденения в пределах краевых швов, ослабленных зон фундамента и диагональных разломов в течение нескольких металлогенических эпох (главы 3,4).

4. Аномальные ассоциации сквозных рудных элементов мегазоны являются прямыми признаками глубинности и зональности металлогенических зон. Эти свойства выражены в смене типов руд их состава и возраста по мере перехода из области океана в область подвижного пояса, что обеспечивает прогнозные оценки рудоносных площадей и месторождений по формационной принадлежности, эрозионному срезу и ресурсам (главы 5, 6).

Практическая значимость работы. Строго обособленная и отчетливо выраженная зональность в размещении месторождений в пределах мегазоны позволяет эффективно осуществлять прогноз, поиск и оценку минерального сырья в региональных зонах более высокого ранга. Установленная зависимость между главными типами геологических структур и металлогеническими зонами и связанный с ними комплекс сквозных рудных элементов, значительно расширяют перспективы Дальневосточного и Азиатско-Тихоокеанского регионов для выявления крупных, в том числе и новых типов месторождений.

Фактический материал и личный вклад автора. Фактический материал собран лично автором в процессе многолетних полевых и научно-тематических исследований. Основные результаты получены автором при проведении в Приморье крупномасштабных геологических съемок и геологоразведочных работ, специализированных металлогенических и геохимических исследований на Бп, XV, РЬ, Тп, Си, Н& Аи, А% и др. металлы. В пределах Тихоокеанской окраины и вдоль Трансструктурной мегазоны выполнен специальный комплекс геологических и геохимических исследований, реализованый в основных рудных районах Сихотэ-Алиня, Центральной Монголии, на Восточно-Тихоокеанском поднятии, горах Карин и др. По результатам авторских исследований разработана методика составления прогнозно-металлогенических карт и карт оценки различно проявленного оруденения для металлогенических провинций и районов. Составлены и проанализированы детальные и среднемасштабные структурно-формационные и геохимические карты, карты и кальки-накладки геохимических полей, глубинные геолого-геофизические разрезы, колонки-срезы и модели литосферы эталонных мегаблоков. В завершающую стадию (1985-2005 г) работа выполнялась в рамках совместной Советско-Американской программы "GEMS" (Геохимия морских осадков), где автор был ответственным от России за раздел "Вулканизм и гидротермальные системы", и Федеральной целевой программы "Мировой океан", по проектам 4.3.4. (Строение геосфер и оценка минеральных ресурсов дальневосточных морей и западной части Тихого океана).

Реализация в производстве. Научно-практические разработки А.Н. Калягина применялись при составлении перспективных планов и оперативных проектов (1960-2004гг) и рекомендованы (2003г) МПР России к использованию при планировании геологоразведочных работ в Восточноазиатском (российском) секторе Трансструктурной мегазоны. По разработкам автора (1960-2004гг) проведены опытно-методические и производственные исследования более 50 месторождений и 500 геохимических аномалий различных рудных формаций на площади более 150000 км2; выполнен подсчет запасов и промышленное освоение коренных и россыпных месторождений вольфрама (Цаган-Даба), касситерита (кл. Сойкина и Дальнего), ильменита (Санчаза), фарфорового камня (Горелое), строительных материалов (Куэнца). Для реализации трансструктурного подхода составлена серия (16 листов масштаба 1:200 000) специальных прогнозных карт рудных районов Сихотэ-Алиня (1975-1985гг). Автором проведены исследования с целью повышения эффективности химико-аналитических методов на этапе поисков и оценки рудных месторождений на суше и дне Тихого океана и окраинных морей [Калягин, 1979; Стащук, Калягин, Грамм-Осипов и др., 1988; Калягин, 1999; и др.]; разработана методика и составлены среднемасштабные карты оценки рудных районов и месторождений юго-восточного Приморья (листы L-53-XXXIII, XXXIV; K-53-II, VI); в соавторстве разработан алгоритм и комплекс программ оценки геохимических аномалий (ОГА-1, 2), которые используются при автоматизированной обработке геохимических данных (1975-2003гг). Результаты, полученные автором при проведении геолого-разведочных, поисковых, геологосъемочных и научно-обобщающих работ использованы при подготовке к изданию XXXII тома "Геология СССР"; государственной геологической карты Кавалеровского рудного района; проведении детальных поисков на основе которых выявлены и освоены новые месторождения олова (Искра), полиметаллов (Красногорское); доразведке и приросте запасов на флангах Высокогорского месторождения и рудопроявлениях Медвежье, Каменные Ворота, Таежный и мн. др. (олово, вольфрам, полиметаллы, золото, ртуть).

Апробация работы. Основные научные результаты и отдельные положения диссертационной работы докладывались и обсуждались: на Всесоюзных металлогенических и картосоставительских совещаниях во Владивостоке (1977, 1979), Хабаровске (1979), Магадане (1982), Новосибирске (1986) и Москве (1986); на первом (1987) и третьем (1989) советско-китайских симпозиумах по геологии, геофизике и геохимии континентальных окраин и морей; на четвертом международном междисциплинарном (1998), восьмом международном (1995) и других международных (1998, 2000, 2002, 2005) геологических симпозиумах во Владивостоке, Хабаровске и Тайбее; на МГК в Рио-де-Жанейро (2000); на региональной конференции геологов Сибири в Иркутске (2000), Всероссийском Съезде геологов в Санкт-Петербурге (2000); при выполнении российско-американской программы "GEMS" (Сан-Франциско-Владивосток, 1989-1994); на Школах по морской геологии и геофизике во Владивостоке (1987), в Геленджике (1990) и Москве (1998, 1999, 2001, 2003); на международных конференциях и симпозиумах по проблемам угольного и нефтегазового ТЭК(а), экологии и безопасности жизнедеятельности во Владивостоке (2002, 2003, 2005); на геолого-геофизических и геохимических конференциях и заседаниях НТС Приморгеолкома, Хрустальненского и Приморского ГОК(ов); на заседаниях Ученых Советов ИГЕМ РАН и Госгеолслужбы в Москве (2003), Дальневосточного геологического института и Тихоокеанского океанологического института ДВО РАН.

Структура и объем работы. Диссертация общим объемом 347 стр. состоит из введения, шести глав и заключения. Она включает 66 рисунков, 15 таблиц, список использованной литературы из 579 наименований и изложена на 273 стр. машинописного текста.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Калягин, Анатолий Никандрович

Основные результаты выполненных исследований сформулированы в следующих выводах:

1-Установлена впервые новая устойчивая мегасистема литосферных блоков субширотного плана, названная Трансструктурной мегазоной северной части Тихоокеанского сегмента Земли. Мегазона в сегменте между 40° и 50° с.ш. субширотно пересекает литосферу Тихоокеанской плиты и уходит вглубь Азиатского и Североамериканского континентов. Мегазона имеет ширину свыше а

1500 км, протяженность более 11000 км, площадь свыше 17 млн. км , объем ее тектоносферной рамы до глубины 300 км составляет более 5,1 млрд. км ; Она комплексно прослеживется с запада на восток от отрогов Большого Хингана (Азия) до отрогов Скалистых гор (Америка),

2-Трансструктурная мегазона в геоструктурном плане представляет собой мощную и единую геодинамическую систему продольных и поперечных разрывных и складчатых дислокаций, унаследованных с архея и сохраняющих в ноозое свою тектоническую, геодинамическую и рудно-магматическую активность на всю мощность тектоносферы до глубины в 300 и более км. Крупные элементы мегазоны способны к равновесной самоорганизации и неравновесной самодезорганизации под воздействием космических и внутриземных физических и геофизических сил и процессов.

3-Трансструктурная мегазона дважды пересекает Тихоокеанский подвижный пояс, по отношению к которому она является субширотной геоструктурой трансструктурного плана и более высокого порядка. Тектонические узлы пересечения мегазоны с азиатским и американским звеньями подвижного пояса обладают особой сейсмотектонической и гравитациошюй динамической активностью, высоким магмообразующим и рудогенерирующим потенциалом, огромным стресс-экологическим катастрофизмом, вплоть до разрушительных извержений вулканов, разрядки очагов губительных землетрясений и внезапных гидротермальных, газовых и плюмовых выбросов. По комплексным геолого-геофизическим и аэро-космическим данным Трансструктурная мегазона прослеживается к западу от Большого Хингана вглубь Евразиатского материка и картируется далее к востоку от Скалистых гор вглубь Североамериканского континента;

4-Мегакорреляционные построения и комплексное объемное моделирование показывают эшелонированный характер структуры литосферы в секторах мегазоны и подчеркивают смещение окраинно-континентальных и глубинных частей тектоносферы мегазоны со стороны Востока Азии и Северной Америки в сторону Тихого океана с перекрытием дислокаций подвижного пояса, что в итоге влияет на перенос и перераспределение рудного вещества в структурах земной коры;

5-Основу минерагении мегазоны региона составляют транспланетарные металлогенические пояса и суперпровинции с трансрегиональными рудными зонами, провинциями и районами, контролируемые сложными глубинными и приповерхностными геологическими структурами, возникшими на месте краевых швов и внутришовных структур. В состав металлогенических поясов и провинций трансструктурного уровня входят скрытые и открытые системы линейных или изометричных рудных областей и районов с четко выраженным полихронным оруденением и уникальным ресурсным потенциалом. Трансструктурная направленность развития металлогенических зон и провинций способствует принципиально новому подходу к производству прогнозно-поисковых работ;

6-Установленная прямая связь геохимических аномальных полей и месторождений с активными и проницаемыми тектоническими системами предполагает миграцию рудно-магматических расплавов и растворов к поверхности земной коры с больших глубин. При этом области развития разнотипных аномальных полей и крупных месторождений укладываются в рамки продольной, поперечной и диагональной ориентировки ослабленных зон. Комплексные закономерности распределения месторождений в трансструктурных зонах свидетельствуют о решающей роли ослабленных зон в распределении подавляющего числа "мантийных" эндогенных месторождений, районов и областей в надвиговых поясах континентальных окраин. Сходство в развитии надвиговых поясов и металлогенических зон Калифорнийских Кордильер и Сихотэ-Алиня придает этим мегаблокам свойства однотипной тектонической и магматической природы. Вероятно, это является геодинамическим следствием трансструктурного процесса в ходе развития морских окраин Азиатского и СевероАмериканского континентов после заложения впадины Тихого океана.

7-Корреляция промышленной минерализации с отмеченными структурами наглядно представлена в распределении аномалий главных рудных элементов в эталонных узлах и мегаблоках Трансструктурной мегазоны. Строение аномалий и совокупность распределения содержаний указывают на строгую последовательность ассоциаций химических элементов и ранжированное их поведение в тектонических структурах. Региональным проявлением мегазональности в эталонном Сихотэ-Алинском звене мегазоны является смена типов руд от редкометалльных и оловянно-вольфрамовых к преимущественно оловянным и оловянно-полиметаллическим и далее к полиметаллическим с оловом и собственно полиметаллическим, по направлению от континента к океану. Каждой минерагенической группе соответствует свой геохимический ряд зональности, а главные рудные элементы эталонного звена мегазоны сопоставляются с главными минералами руд. Признаки и критерии выделения ранжированных эталонных рядов зональности различных типов трансструктурных рудных зон обоснованы геохимическим родством сквозных рудных элементов и минералов и отличительными свойствами ассоциативных комплексов на месторождениях Сихотэ-Алиня, Хингана и Средней Азии, поэтому в прогнозных целях могут быть перенесены на другие регионы. Продольная и поперечная ориентировка металлогенических зон и провинций Трансструктурной мегазоны с краевыми швами и внутришовными ослабленными зонами фундамента, уходящими в литосфере на шельф и глубоководные котловины, предполагают высокую перспективность дна окраинных морей подвижного пояса для поисков коренных и россыпных месторождений эшелонированного типа.

8-Дополнена классификация тектонических структур и металлогенических зон и составлены прогнозные картографические схемы контроля оруденения в связи с общим развитием Земли. В классификационных таблицах приведены характерные геологические, геофизические, геохимические и геоморфологические признаки, позволяющие устанавливать взаимосвязь и проводить трансструктурные сопоставления тектонических структур с металлогеническими областями. При класификации и формулировке содержания типов структур мегазоны были использованы следующие основные принципы: а) глубинная структура мегазоны отвечает модели сферического слоя, подверженного двустороннему сжатию-расширению вдоль краевых швов, ориентированных вкрест простирания к оси вращения Земли; б) краевые швы соответствуют первичным планетарным структурам трансшовного типа; в) трансшвы пространственно совмещены с критическими деформациями Земли от гравитационного воздействия Луны и Солнца; г) внутришовные напряжения и деформации способствуют развитию региональных крутонаклонных сколов и срезов, что приводит к последующему распаду и дроблению транспланетарной структуры мегазоны на ряд фиксированных мегаблоков; д) сферический слой мегазоны стремится к достижению максимального равновесия взаимодейсивующих объектов по подобию самоорганизующейся и замкнутой системы; ж) краевые швы относятся к типичным планетарным разломам сквозьлитосферного и сквозьмантийного уровня с согласной ориентировкой дислокаций относительно траектории орбиты вращения Земли; з) структурирование и физикодинамические напряжения сферического слоя мегазоны зависят от циклов пульсаций всестороннего сжатия и растяжения, что приводит к образованию разноуровневых деформаций и сейсмодислокаций по направлению, траектории и амплитуде; к) закономерная ортогонально-узловая и решетчатая сеть разломов сферического слоя способствует развитию косоориентированных напряжений и поступательно-вращательных движений, что вызывает перекос блоков и горизонтальный срез литосферы.

В итоге работы констатируется решение крупной народнохозяйственной задачи, связанной с повышением эффективности прогноза и поисков скрытых и глубокозалегающих месторождений минерального сырья в Дальневосточном и Азиатско-Тихоокеанском регионах.

Из диссертационных разработок вытекает ряд научных следствий, которые могут составить предмет самостоятельных углубленных исследований: обнаружение новых трансструктурных и трансокеанических мегазон в Тихоокеанском сегменте Земли и на планете; генезис и динамика мегазон; минерагения мегазон Земли.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В диссертации систематизированы и обобщены геолого-геофизические данные и концептуальные основы, раскрывающие главные черты и особенности глубинного геологического строения северной части Тихоокеанского сегмента Земли. Основополагающим теоретическим принципом или доктриной трансструктурного анализа является учение о мегакорреляционных реконструкциях трансграничных литосферных деформаций в геосистеме "континент-океан". Проведенный анализ позволил выявить комплексы универсальных глубинных тектонических структур и их структурно-вещественных и геолого-геофизических неоднородностей и скрытых дислокаций, присущих трансокеаническим и трансконтинентальным мегазонам.

Глубинным тектоническим структурам свойственны типовые рудоносные площади различных трансструктурных уровней в применении к минерагении, что позволило провести районирование мегазоны для целей общей, региональной, районной, локальной и специальной металлогении. При изучении региональных закономерностей рудоносных площадей и месторождений установлен эмпирический ряд зависимостей геохимических ресурсов и продуктивных руд в аномальных полях оловорудных и редкометалльных месторождений, что служит надежной основой при разработке прогнозных и металлогенических построений.

Эволюционный ряд рудных систем проявлен во взаимосвязи с развитием глубинных структур. Концентрированное вовлечение вещества в рудный процесс наблюдается в узлах сквозных дислокаций и над скрытыми разломами фундамента (Сихотэ-Алинь, Курило-Камчатская островная дуга, подводные хребты Горда и Хуан де Фука). Для таких структур были разработаны универсальные комплексные критерии оценки степени рудоносности и были сформулированы общие принципы прогнозирования эндогенного оруденения. На основе общих и комплексных принципов и критериев прогнозирования выделены новые рудоносные территории и составлены перспективные схемы на поиски многоуровневых скрытых рудных месторождений в Трансструктурной мегазоне северного сектора ТСЗ.

В процессе исследований обоснованы сформулированные элементы научной новизны и доказаны основные защищаемые научные положения, заключающиеся в создании геологической модели глубинного строения Трансструктурной мегазоны как научной основы системного прогноза ресурсов эндогенных руд.

Глубинное моделирование трансструктурных мегазон предполагает построение обобщенных картографических схем, отражающих пространственно-временные, геолого-динамические, структурно-вещественные, ландшафтно-геохимические и другие зависимости, получаемые прямыми наблюдениями или эмпирическими способами на частных, незначительных по площади или объему, эталонных объектах. Главные элементы зависимостей "снимаются" с оригиналов в условиях природной среды или по обобщениям литературных данных. Описание эталонов выполняется на основе разработанных критериев с учетом признаков и параметров, что позволяет реконструировать в трехмерном пространстве вероятные звенья в рабочих или прогнозируемых системах. Основа методического подхода к изучению Трансструктурной мегазоны заключается в геодинамических реконструкциях, получаемых с помощью обобщенных геологических разрезов и их последующей увязкой в единые прерывисто-непрерывные системы литосферы. Согласно разработанным критериям, прямым и косвенным признакам прогнозируемые системы "достраиваются" с использованием логических, эмпирических или функционально полученных зависимостей, в том числе и реализованных в алгоритмах программ для ЭВМ. Реконструкция параметров указывается в легенде. Это обеспечивает любому исследователю, по мере накопления нового материала абстрагироваться от возможных случайных ошибок и вероятных логических отклонений.

Система признаков мегазон меняется в зависимости от типа глубинных структур, степени их изученности, возраста, фациального состава и рудно-магматического спектра, других свойств. Распознание "образов" структурных элементов изучаемой мегазоны северного сектора Тихоокеанского сегмента Земли обеспечивает выработку новых надежных критериев выделения и признаков картирования трансокеанических и трансконтинентальных мегазон, в том числе, и в других областях планеты.

Принятый подход позволяет на глубинном уровне рассмотреть: энергетические источники (включая скрытые и тектонически перекрытые), главные деформации и дислокации, формирующиеся магматогенно-рудные системы литосферы, пространственное размещение крупных рудных месторождений, объемную область структурного моделирования на этапе металлогенического прогнозирования и предварительной оценки сырьевых ресурсов.

Глубинные модели литосферы и связи геофизических неоднородностей с приповерхностными структурно-вещественными комплексами подтверждают правомочность выделения лентовидных трансструктурных мегазон в литосфере северной части Тихоокеанского сегмента Земли, как единых планетарных геологических структур, которые связывают "разобщенные" Тихим океаном части тектоносферы и мантии Востока Азии и Северной Америки. В иерархии структур они не имеют аналогов. Среди других геологических структур они отмечаются высокой активностью и рудной продуктивностью.

В северной части Тихоокеанского сегмента Земли впервые установлена мощная и протяженная лентовидная система дислокаций, ограниченная разломами шовного типа и литосферного уровня, которая отождествляется с Трансструктурной мегазоной тектоносферы Тихого океана и континентальных окраин со стороны Востока Азии и Северной Америки. Вновь выявленная мегазона представляет собой мощную и единую геодинамическую систему пликативных и дизъюнктивных дислокаций, унаследованных предположительно с архея и сохраняющих свою тектоническую и рудно-магматическую активность в настоящее время на всем протяжении и глубину заложения.

Общая структура мегазоны системно разделена на три крупных сектора: Тихоокеанский, Восточноазиатский, Североамериканский, которые различаются между собой на внутрикоровом, внутрилитосферном и гидросферном уровнях. Сектора мегазоны структурно, тектонически и минерагенически расчленяются на ряд поперечных звеньев, мегаблоков и блоков которые заключены внутри двух субпараллельных "трансграниц" или "незаживающих" краевых швов.

Краевые швы, отражены в сквозных системах дислокаций древнего заложения. Вероятно, они возникли как планетарные системы в ранний период консолидации протопланетного вещества. Поэтому для их развития не требуется зарождения новых систем. Наследуя структурные связи в развитии земной коры и мантии, краевые швы подвержены трансформации по простиранию и падению. В процессе эволюции швы видоизменяются от полного угасания динамики геологической перестройки до возрождения активных областей, могут включать дислокации различных типов и возрастов. Сопутствующие границам мегазоны складчатые и разрывные дислокации и вторичные вещественные изменения трассируются: 1) поясами углеобразования; 2) палеофлористическими зонами; 3) гранулито-гнейсовыми и зеленокаменными комплексами; 4) наложенными и унаследованными крупными поднятиями и прогибами; 5) региональными гравитационными аномалиями; 6) разноплановыми магнитными полями; 7) сейсмодислокациями и землетрясениями; 8) концентрированной разгрузкой рудного вещества в земной коре. Начиная с раннего архея вдоль краевых швов наметились области проявления гранулитовой фации метаморфизма, которые развивались унаследованно в областях проявления герцинского метаморфизма. По совокупности признаков эволюция мегазоны свидетельствует о закономерных циклах и фазах тектогенеза, охватывающих весь земной шар.

Поперечные дислокации и структурные краевые швы, разграничивающие мегазону на ряд устойчивых к саморазрушению мегаблоков, образуют систему тектонического каркаса по подобию синусоиды лестничной матрицы. Это обеспечивает упругие свойства и деформационную прочность мегазоны. В результате такого процесса в верхних структурных этажах континентальных окраинах происходит разрыв, в переходной зоне континент-океан формируются окраинные моря, островные дуги и архипелаги, в Тихоокеанской плите накапливаются ориентированные поля тектонофизических напряжений и возникают явления сжатия и коробления, приводящие к появлению продольных тектонических покровов, поперечных подводных хребтов, поднятий и впадин. Сочетание этих признаков с региональными геофизическими полями отражает фундаментальную особенность краевых швов.

Пространственное сочетание структурно-тектонических и рудно-магматических факторов в мегазоне является своеобразным показателем унаследованности и устойчивости минерагенических процессов в трансструктурных металлогенических провинциях северной части Тихоокеанского сегмента Земли. В результате констатируется теоретическое решение крупной геологической проблемы, связанной с обнаружением рудных объектов под дном Тихого океана и с повышением эффективности прогноза и поисков скрытых и глубокозалегающих крупных месторождений минерального сырья на континентах.

Минерагения региона определяется наличием планетарного металлогенического пояса, отождествляемого с Трансструктурной мегазоной северной части Тихоокеанского сегмента Земли. В пределах его можно выделить металлогенические пояса и провинции, контролируемые сложными глубинными и приповерхностными геологическими структурами, возникшими на месте краевых швов и внутришовных разломных зон мегазоны.

В пределах металлогенического пояса Трансструктурной мегазоны продуктивные рудные районы, узлы и крупные месторождения укладываются в рамки северной и южной тектонических границ (краевых швов) мегазоны, поперечных разломов и скрытых зон фундамента. Отмеченные свойства носят региональный характер и представляет важную закономерность в локализации месторождений начиная с архея. Трансструктурные рудные провинции в пределах глубинных дислокаций мегазоны подчинены структурам скручивания и среза. Тепломассопоток в таких структурах обеспечивается конвекцией и диапиризмом в астеносфере и литосфере и может сопровождаться развитием активизированных и вновь развивающихся промежуточных очагов в земной коре, что обеспечивает многоярусный и скрытый характер многих рудно-магматических систем с "прямым или обратным" типом зональности.

В структуре металлогенического пояса были выделены Сихотэ-Алинское, Курило-Камчатское и Калифорнийско-Кордильерское эталонные звенья, их выбор продиктован различиями глубинных структурно-геодинамических обстановок и сходством минерагенического ранга конкретной территории. Все три эталонных звена являются поперечными структурными элементами мегазоны, расположены на границе или внутри секторов и отвечаютют "рангу рудоносной провинции" со значительным металлогеническим потенциалом. Структура таких областей во многих случаях соответствует альпинотипным надвиговым поясам, которым принадлежит важная роль в развитии "автохтонных и аллохтонных" месторождений, а интенсивность тектонического дробления в конкретном звене мегазоны определяет степень рассеяния и концентрации рудных элементов.

Главными элементами региональной геологической модели рудных зон эталонных звеньев Трансструктурной мегазоны являются: а) крупные рудные месторождения; б) активные и проницаемые тектонические системы; в) узлы пересечения металлогенических зон между собой и с трансструктурными швами; г) ослабленные зоны фундамента; д) скрытые магматические очаги; е) линейно упорядоченные элементарные структуры месторождений, испытавшие секториальное скручивание и срез по восстанию шарьяжа. Элементарная структура месторождения сравнима с тектоносферными воронками разноранговых рудно-магматических колош, в которых сосредоточен основной энергетический и рудогенерирующий потенциал, что служит предпосылкой миграции рудно-магматических расплавов и растворов с больших глубин. Свойства рудной специализации конкретных рудных проявлений указывают на вероятность движения тепломассопотока вдоль продольных и поперечных разломов. При этом происходит усложнение минеральных типов руд путем совмещения и наложения по направлению от структур океанских к структурам континентальным и от структур глубинных к структурам близповерхностным.

Следовательно, современные границы рудных территорий нельзя считать наложенными только со стороны океана. Этот вывод указывает на: а) несостоятельность тезиса независимости развития рудоконцентрирующих структур и структур земной коры; б) перспективность площадей в обстановках скрытых геологических структур, не свойственных уровню "тихоокеанских" рудных провинций; в) возможность применения новых принципов прогнозных построений и металлогенического анализа в Азиатско-Тихоокеанском регионе.

В итоге констатируем: черты унаследованного развития эталонных звеньях мегазоны с архея сохранены в развитии минерагении. Кольцевая зональность Тихоокеанского рудного пояса является не ординарной. Общие черты поясовой зональности вдоль Тихого океана намечаются только в первом приближении. Концентрированная промышленная минерализация, представленная обширной группой гидротермальных месторождений, приурочена к рудному поясу, отождествляемому с Трансструктурной мегазоной субширотного простирания.

Разработанный трансструктурный подход в геологии и металлогении по своей сути являются новым направлением и разделом естественнонаучного знания в комплексе наук о Земле. Понятие "трансструктурная металлогения" расширяет представление о закономерностях распределения и концентрации месторождений в Тихоокеанском рудном поясе.

В трансструктурном аспекте познания недр планеты можно выделить следующие элементы научной новизны: а) обосновано трансструктурное направление в изучении глубинных геологических и геодинамических структур и в уточнении критериев локализации металлогенических зон и провинций в северной части тектоносферы Тихоокеанского подвижного пояса, Тихоокеанской плиты и в азиатско-американской переходных зонах континент-океан; б) впервые выделена глобальная Трансструктурная мегазона продольных, поперечных и диагональных дислокаций литосферного уровня, включающая различные отрезки Тихоокеанской плиты, окраинно-континентальных структур подвижного пояса и стабильных платформенных блоков Востока Азии и Северной Америки; в) доказано, что мегазона ограничена особой системой сверхглубинных линеаментов, или сквозных планетарных субширотных дислокаций шовного типа в ранге первичных подвижных поясов (краевых швов), унаследовавших свое заложение и развитие с докембрия; г) краевые швы пространственно совмещены с критическими деформациями земной коры, вызванные воздействиями приливных гравитационных сил и сопровождаются движениями и потоками масс вещества и тепловой энергии в земной коре, литосфере, тектоносфере; д) впервые показано, что Трансструктурная мегазона включает сектора, представляющие непрерывный ряд мегаблоков, возникших на месте докембрийских и дорифейских платформ и геосинклиналей в результате конструкции и деструкции земной коры системы континент-океан; е) предполагается, что внутришовная часть литосферы и коры мегазоны со стороны Востока Азии и Северной Америки по палеоканалам и наклонным разуплотненным палеопутям испытывает смещения в сторону океана в результате струйно-мегазонального течения и косоориентированного массотеплопотока из под континентов в океан. В результате такого процесса в континентальных окраинах происходит разрыв (рифтинг), в переходной зоне континент-океан (азиатской и американской) формируются окраинные моря, разрастающиеся островные дуги и архипелаги, в литосфере и коре Тихоокеанской плиты накапливаются ориентированные поля тектонофизических напряжений и возникает явление сжатия и коробления, приводящее к появлению поперечных подводных хребтов, впадин, поднятий и котловин; ж) обосновано и аргументировано положение, что развитие рудной минерализации в верхних структурных этажах мегазоны контролируется коромантийными и сквозькоровыми разломами и сопровождается преимущественно восходящими вертикальными и наклонными (континенты), нисходящими и косо ориентировашгыми (океаны) и дифференцированными (зона перехода континент-океан) движениями вещества и тепла; з) установлено, что потоки рудного вещества, выраженные в спектрах геохимических аномалий и аномальных геолого-геофизических полей характеризуют металлогенический профиль конкретных рудных зон или провинций в коре океана и в литосфере системы "континент-океан"; и) геохимический спектр главных сквозных рудных элементов позволяет оценивать общую направленность развития рудного процесса, рудно-формационную принадлежность и продуктивность.

Полученные данные свидетельствуют: а) об ограниченности масштаба относительного перемещения континентальных окраин и Тихоокеанской плиты; б) устойчивости продольных дислокаций, наследующих широтную мегатенденцию трансформных разломов океана; в) о геохимическом и металлогеническом сходстве Восточноазиатского, Тихоокеанского и Североамериканского секторов мегазоны. Отмеченные признаки свидетельствуют: о жесткости Тихоокеанской плиты; о подвижности ее структурных мегаблоков; об универсальном металлогеническом потенциале мегазоны в целом; о наличии и развитии планетарных трансструктурных геозон и региональных мегазон в литосфере и тектоносфере Земли как особых геотектонических и металлогенических элементов.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Калягин, Анатолий Никандрович, Владивосток

1. Абрамов В.А. Моделирование структуры тектоносферы. Киев: КФ ИПК, 1987. 34с.

2. Абрамов В.А. К вопросу о глубинном строении дна окраинных морей и прилегающих континентов по геофизическим данным (на примере сочленения Алданского щита и Охотоморской плиты)//Тихоокеан. геология. 1989. №1. С.86-95.

3. Абрамов В.А. Тектоносферная геофизика ДВР и ТПП. Якутск: ВНТГеО, 1990. 84с.

4. Абрамов В.А. Структура и динамика тектоносферы Алданского щита. Владивосток: Дальнаука, 1993. Часть 1.162с. Часть 2. 216с.

5. Абрамов В.А., АбрамоваВ.А. Тектоносферные воронки на геотраверсе через Алданский щит и Охотоморскую плиту // ТОЙ. Материалы годичной сессии 1994. Владивосток: Дальнаука, 1997. С.45-50.

6. Абрамов В.А., Калягин А.Н. Алеутская трансструктурная зона // Труды Профессорского клуба. Владивосток: Уссури, 1999. № 5. С.72-76.

7. Авдейко Г.И., Гаврилепко Г.М., Черткова JI.B. и др. Подводная гидротермальная активность на северо-западном склоне о-ва Парамушир (Курильские острова) // Вулканол. и сейсмология. 1984. № 6. С.66-81.

8. Авдонин A.B., Долгинов Е.А. Глобальные широтные линеаментыо и их значение для оценки общей структуры, развития и геодинамики Земли. М.: РУДН, 2004. 100с.

9. Аверьянов В.Н. Глубинная сейсмотектоника островных дуг (Северо-Запад Тихого океана). М.: Наука, 1975. 219с.

10. Александров A.A. Покровные и чешуйчатые структуры в Корякском Нагорье. М.: Наука, 1978. 122с.

11. Алексеев A.C. Глобальные биотические кризисы и массовые вымирания в фанерозойской истории Земли // Биотические события на основных рубежах фанерозоя. М.: МГУ, 1989. С.22-47.

12. Алъперович U.M., Никифоров В.М. Электропроводность осадочной толщи о. Сахалин // Тихоокеан. геология. 1984. №2. С.67-76.

13. Алъперович U.M., Никифоров В.М., Харахинов В.М. Электропроводность верхней мантии о. Сахалин // Тихоокеан. геология. 1987. №1. С.38-47.

14. Алъперович И.М., Чернявский Г.А. Мощность осадочных отложений Северного Сахалина по данным магнитотеллурических зондирований // Геология нефти и газа. 1973. №6. С.55-59.

15. Анализ космических снимков при тектоно-магматических и металлогенических исследованиях. М.: Наука. 1979. 164с.

16. Андреев A.A., Злобин Т.К. Глубинное строение и гравитационное поле Курильской системы дуга-желоб//Тихоокеан. геология. 1990. №2. С. 16-22.

17. Андреев A.A., Красный М.Л., Кругляков A.A., Рагозин H.A. Исследование разлома вблизи осевой части Курильского желоба//Тихоокеан. геология. 1990. №4. С.33-37.

18. Андреев A.A., Воробьев В.М. О тектонике Охотоморского региона в свете геомагнитных данных // Тихоокеан. геология. 1991. №1. С.27-33.

19. Андреев A.A. Трансформные разломы земной коры северо-запада Тихого океана // Тихоокеан. геология. 1993. №3. С. 14-19.

20. Андреев A.A., Сваричевский A.C. Трансформные разломы северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса // Тихоокеан. геология. 1994, № 2. С. 11-17.

21. Андреев A.A., Немченко Г.С. О происхождении разлома Хоккайдо (Северо-Западная котловина Тихого океана) //Тихоокеан. геология. 1995. Т. 14, №2. С. 145-149.

22. Анохин В.М., Одесский И.А. Характеристика глобальной сети планетарной трещиноватости //Геотектоника. 2001. № 5. С.3-9.

23. Апрелков C.E., Ежов Б.В. О мезозойско-кайнозойском развитии Курило-Камчатской островной дуги // Региональная морфотектоника, геоморфология и четвертичная геология Дальнего Востока. Владивосток: 1977. С.60-67.

24. Аргептов В.В., Гнибидепко Г.С. Попов A.A., Потапьев C.B. Глубинное строение Приморья (по данным ГСЗ). М.: Наука 1976. 90с.

25. АртюшковЕ.В. Геодинамика. М.: Наука, 1979. 327с.

26. Бабошина В.А., Терещенкова A.A., Харахинов В.В. Глубинное строение Охотоморского региона по геофизическим данным. М.: ВНИИГазпром. 1984, Вып.З. 42с.

27. Барсуков B.J1. Основные черты геохимии олова. М.: Наука, 1974 150с.

28. Барсуков B.JI., Куршьчикова Г.Е О формах переноса олова в гидротермальных растворах//Геохимия. 1968. №8. С.943-949.

29. Барсуков В.Л., Дмитриев JI.B. О верхней мантии Земли как возможном источнике рудного вещества//Геохимия. 1972. № 12. С.1515-1540.

30. Баскина В.А. Магматизм рудоконцентрирующих структур Приморья. М.: Наука. 1982. 260с.

31. Бахтеев М.К., Морозов В.А., Тихомирова С.Р. Строение безофиолитового коллизионного шва восточной Камчатки зоны надвига Гречишкина // Геотектоника. 1997. № 3. С.74-85.

32. Безверхний B.JI., Берсенев И.И., Ващенкова Н.Г, и др. Геологическое строение северного замыкания Центральной глубоководной котловины Японского моря // Тихоокеан. геология. 1988. №2. С.29-41.

33. Безверхний B.JI., Берсенёв В.П. О тектоническом районировании дна Охотского моря // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 36-52.

34. Безверхний B.JI. Островодужные системы дна Охотского моря // Мат. годичной сессии 1994 ТОЙ ДВО РАН, 1997. С.21-29.

35. Белостоцкий И.Н. Строение и формирование тектонических покровов. М.: Недра, 1972. 238с.

36. Белоусов В.В. Основные вопросы геотектоники. М.: Госгеолтехиздат, 1954. 606с.

37. Белоусов В.В. Проблема происхождения складчатости // Складчатые деформации земной коры их типы и механизм образования. М.: АН СССР, 1962. С.3-8.

38. Белоусов В.В. О строении и развитии тектоносферы материков // Закономерности размещения полезных ископаемых. М.: Наука, 1967. С.5-39.

39. Белоусов В.В. Земная кора и верхняя мантия океанов. М.: Наука 1968. 255с.

40. Белоусов В.В. Эндогенные режимы материков. М.: Недра, 1978. 232с.

41. Белоусов В.В. Переходные зоны между континентами и океанами. М.: Недра, 1982.

42. Беляевский H.A., Громов Ю.Я. Центральный Сихотэ-Алинский структурный шов // Докл. АН СССР. 1955. Т.103, №2. С.109-111.

43. Берсенев ИИ. О надвиговых и сдвиговых структурах южной части Сихотэ- Алиня // Докл. АН СССР. 1964. Т. 158, №4. С.846-849.

44. Берсенев И.И., ЛеликовЕ.П., Пущин И.К Геологическое строение дна Японского моря // Геология дальневосточной окраины Азии. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1981. С.21-29.

45. Беспалов В.Ф. Система тектонических покровов Казахстана // Геотектоника. 1980. №2. С.78-94.51 .Бшибин Ю.А. Вопросы металлогенической эволюции геосинклинальных зон // Изв. АН СССР, Сер. Геол. 1948. №4. С.51-66.

46. Бшибин Ю.А. Металлогенические провинции и метоллогенические эпохи. М.: Госгеолтехиздат, 1955. 88с.

47. Бшибин Ю.А. Общие принципы регионального металлогенического анализа. Избр. Труды. T.III. M.: Изд-во АН СССР, 1961. С.16-60.

48. Богатиков O.A., Симон А.К., Пухтель И.С, и др. Ранняя кора Земли: её состав и возраст. М.: Наука, 1991. С. 15-26.

49. Бонатти Э., Булычёв A.A., Гшод Д.А., Зителлини Н. и др. Детальные геомагниные исследования точки тройственного сочленения литосферных плит в регионе острова Буве // Океанология. 1997. Т.7, № 6. С.897-909.

50. Бормотов В.А., Войтенок A.A. Закономерности миграции землетрясений Приамурья // Тихоокеан. геология. 1998ь Т.17, №2. С.51-60.

51. Бормотов В.А., Войтенок A.A. Взаимоотношение литосферной и верхнемантийной сейсмичности Приамурья и Приморья // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН, 19982. С.70-73.

52. БоумА. Квантовая механика: основы и приложения. М.: Мир, 1990. 720с.

53. БраушоуА.Х. Геохимия,-М.: Недра, 1984. 164с.

54. Буалло Г. Геология окраин континентов. М.: Мир, 1985. 156с.63 .Бузыко М.И. Тепловой баланс океанов // Второй международный океанографический конгресс. М.: Наука, 1966. С.71.

55. Булгатов А.Н., Зайцев П.Ф., Турунхаев В.И. Восточно—Забайкальская покровно-складчатая дуга // Геология и геофизика. 1996. Т.37, № 6. С.61-68.

56. Бураго А.И., Караулов С.С., Калягин А.Н. Геохимические модели рудных месторождений как основа решения обратных задач прикладной геохимии. //Геохимические поиски рудных месторождений. Новосибирск: Наука, 1982. С 82-94.

57. Быховер М.А. Распределение мировых ресурсов минерального сырья по эпохам рудообразования. М.: Госгеолтехиздат, 1963. 450с.

58. Варпавский В.Г. О меловых эпохах угленакопления Востока России // Тихоокеан. геология. 1994. № 6. С. 156-159.

59. Васшъев Б.И. Новые данные о времени и механизме формирования впадин окраинных морей и глубоководных желобов северо-западного сектора Тихого океана // Докл. АН СССР. 1975. Т.225, №4. С.899-901.

60. Васильев Б.И., Удипцев Г.Б. Новые данные о континентальной природе возвышенности Обручева//Докл. АН СССР. 1982. Т.267, №3. С.694-698.

61. Васшъев Б.И. Основные черты геологического строения северо-западной части Тихого океана. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. 192с.

62. Васшъев Б.И. Вопросы строения и развития ложа Тихого океана // Тихоокеан. геология. 1989. №4. С.3-10.

63. Васильев Б.И. Некоторые закономерности геологического строения глубоководных желобов северо-запада Тихого океана // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: ДВО АН СССР. 1989. С.4-12.

64. Васильев Б.И. Основы региональной геологии Тихого океана. Владивосток: ДВО АН СССР, 1992. 4.1. 176с., 4.II. 242с.

65. Васильев Б.И. Основные черты геологического строения Тихоокеанского сегмента Земли //Труды Профессорского клуба. Владивосток: Уссури, 1995. С.27-35.

66. Васильев Б.И, Чой Д.Р. Геология глубоководных желобов и островных дуг Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 2001. 183с.

67. Васильев Б.И, Сигова К.И., Обжиров А.И, Югов ИВ. Геология и нефтегазоносность окраинных морей северо-запада Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 2001. 309с.

68. Васильковский Н.П. Направленность развития земной коры в области перехода от Азиатского континента к Тихому океану // Геология дальневосточных окраин Азии. Владивосток: ДВНЦАНСССР, 1981 С. 120-136.

69. Васильковский Н.П. Палеогеология Северо-Востока Азии. М.: Наука, 1984. 175с.

70. Ващилов Ю.Я. Блоково-слоистая модель земной коры и верхней мантии. М.: Наука. 1984. 240с.

71. Вейль П. Популярная океанография. Д.: Гидрометеоиздат, 1977. 136с.

72. Ветренников В.В. Геологическое строение и основные этапы развития южной и центральной частей Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса / Автореф. дис.канд. геол.-минерал. наук. Владивосток: 1973. 31с.

73. Винтерер К, Керрей Дж.Р., Петерсон М. Геологическая история района пересечения океанической зоны разломов и глубоководного конуса выноса в северо-восточной части Тихого океана // Второй международ, океанограф, конгресс.- М.: Наука, 1966. С.94.

74. Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Руднев С.Н., Хромых С.В. Геодинамика и гранитоидный магматизм коллизионных орогенов. //Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 12. С.1321-1338.

75. Власов Г.М., Василевский М.М. Металлогенические особенности Курило-Камчатской дуги //Геология и металлогения советского сектора Тихоокеанского рудного пояса. М.: АН СССР, 1963. С.574-582.

76. Власов Г.М. Минерагенические особенности вулканических зон различного типа в Тихоокеанском поясе // Основные проблемы металлогении Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: АН СССР ДВНЦ, 1971. С.46-66.

77. Власов Г.М. Эволюция колчеданного рудообразования в Курило-Камчатской и Японской дугах. //Докл. АН СССР. 1974. Т. 215, № 1. С. 163-166.

78. Власов Г.М. Типы геосинклиналей // Тихоокеан. геология. 1983. № 6 С.80-93.

79. Власов Г.М. О закономерности эволюции рудообразования // Геология рудных месторождений. 1985. № 2. С.83-85.

80. Власов Г.М. Черты унаследованности от Архея в Фанерозойском развитии Земли: практические следствия // Тихоокеан. геология. 1991. № 6. С. 100-109.

81. Власов Г.М. Что же такое офиолиты? // Тихоокеан. геология. 1995. Т. 14, № 6. С. 121129.

82. Власов Г.М. Проблема террейнов и общая оценка крайнего мобилизма // Тихоокеан. геология. 1996. № 4. С.109-116.

83. Власов Г.М. Глубинно-геосинклинальная концепция тектогенеза (на примере древних и молодых гранит-зеленокаменных поясов). Владивосток: Дальнаука, 2000. 113с.

84. Вовна Г.М., Мишкин М.А. Геологическая природа гранулитового комплекса Сутамского блока // Геодинамика и металлогения. Владивосток: Дальнаука, 1999. С. 194-205.

85. Волобуев М.И. Стутикова Н.И. Зыков С.И. Глубинное строение Курильской островной дуги по данным свинцово-изотопных исследований // Вестн. МГУ, Сер.4. Геология. 1987. № б! С.23-35.

86. Волчанская И.К., Кочнева Н.Т., Сапожникова Н.Т. Морфоструктурный анализ при геологических и металлогенических исследованиях. М.: Наука, 1975. 235с.

87. Волчанская И.К. Морфоструктурные закономерности размещения эндогенной минерализации. М.: Наука. 1981.235с.

88. Гаврилепко Г.М., Бондаренко В.И. и др. Исследования на вулкане Ушишир (Курильские острова) в августе 1983 г//Вулканол. и сейсмология. 1986. № 1. С.3-12.

89. Гайпанов А.Г. и др. Гравиметрические исследования тектоносферы переходных зон от Азиатского материка к Тихому и Индийскому океанам // Геология морей и океанов. ТI.: Тез. докл.XIV Международ. Школы морской геологии. М.:ГЕОС, 2001. С. 147-148.

90. Геологическая карта дна Японского моря: / Ред. И.И. Берсенев, Л.И.Красный. Л.: Мингео СССР, ВСЕГЕИ. 1988.

91. Геологическая карта Мира масштаба 1:15 000 000: / Гл. редактор Яцкевич Б.А — Санкт-Петербург: 2000.

92. Геоморфологическая карта Тихого океана масштаба 1:15 000 000: ГУПС.1984.

93. Геолого-геофизический атлас Курило-Камчатской островной системы. Мингео СССР ВСЕГЕИ. Л: 1987. 36 л.

94. Геология, минералогия и геохимия Комсомольского района. М.: Наука, 1971. 328с.

95. Геология, минералогия и геохимия Кавалеровского района. М.: Наука, 1980. 252с.

96. Геология СССР. Т.32. Приморский край. М.: Недра, 1969. 695с.

97. Геология СССР. Т. 31. Камчатка, Курильские и Командорские острова: Полезные ископаемые. М.: Недра, 1977. 351с

98. Геология океана. Геологическая история океана. / Ред. Монин A.C., Лисицин А.П. М.: Недра, 1980. 464с.

99. Гидрометеорология и гидрохимия морей. T.IX. Охотское море. Санкт-Петербург: Гидрометеоиздат, 1998. 342с.

100. Глуховский М.З., Ставцев A.A., Коген B.C. Тектоника и магматизм Витимо-Охотской области //Геотектоника. 1972. № 4. С.76-89.

101. Глуховский М.З. Кольцевые структуры юго-востока Сибири и их возможная природа // Геотектоника. 1978. № 4, С.50-63.

102. Глуховский М.З., Моралёв В.И., Кузьмин М.И. Горячий пояс ранней Земли и его эволюция // Геотектоника. 1994. № 5. С.3-15.

103. Гпибиденко Г.С. О рифтовой системе дна Охотского моря // Докл. АН СССР. 1976. Т.229, № 1.С. 163-165.

104. Гнибиденко Г.С. Рифтовая система дна Охотского моря // Роль рифтогенеза в геологической истории Земли. Новосибирск: Наука, 1977. С.206-211.

105. Гнибиденко Г.С. Тектоника дна окраинных морей Дальнего Востока. М.: Наука, 1979. 164с.

106. Говоров H.H., Левашов Г.Б., Радкевич Е.А., Стрижкова A.A. Позднемезозойские гранитоидные серии Приморья и их петрогеохимическая специфика // Докл. АН СССР. 1972. Т.205, № 2. С.418-421.

107. ГоворовИ.Н. Геохимия рудных районов Приморья. М.: Наука. 1977. 233 с.

108. Говоров И.Н. Физико-химические свойства глубинных рудогенерирующих систем // Основные параметры природных процессов эндогенного рудообразования. Новосибирск: Наука, 1979. С. 82-91.

109. Говоров И.Н., Илупин И.П., Харькив А.Д. и др. Геохимия глубинных вулканических пород и ксенолитов. М.: Наука, 1981. 331с.

110. Головинский В.И. Тектоника Тихого океана. М.: Наука, 1984. 196с.

111. Голозубов В.В., Мельников Н.Г. Тектоника геосинклинальных комплексов южного Сихотэ-Алиня. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. 125с.

112. Голубева Э.Д. Геохимия и петрология толеитовых базальтов провинций Тихого океана. / Автореф. дис., д.г.-м.н. Владивосток, 2004. 49с.

113. Горкуша C.B., Морин А.О. Сейсмичность, блоковая делимость и тектонический стресс юга Дальнего Востока России // Тихоокеан.геология. 1998. Т.17, № 2. С.42-50.

114. Горнов Ю.П. Тепловой режим земной коры Дальнего Востока России // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН, 1998. С.86-89.

115. Горжевский Д.М., Лазько КМ. Монголо-Охотский глубинный разлом // Докл. АН СССР. 1961. Т. 137. №5. С.

116. Грамберг И.С., Горяинов И.М., Колосов Д.В. и др. К вопросу о пространственной периодичности проявлений эндогенной активности на Восточно-Тихоокеанском поднятии//Докл. АН СССР. 1985. Т.284, №6. С. 1448-1451.

117. Григорян C.B., Янишевстй Е.М. Эндогенные геохимические ореолы рудных месторождений. М.: Недра, 1968. 198с.

118. Григорян C.B. Первичные геохимические ореолы гидротермальных месторождений, методы их изучения и практическое использование / Автореф. дис. докт. геол.-минерал. наук. М.: ИМГРЭ, 1971. 52с.

119. Гурикова 3. Ф. Строение течений северной половины Тихого океана в летне-осенний сезон: Второй международный океанографический конгресс. М.: Наука, 1966 С. 132-133.

120. Данченко В.Я. Золото-серебряная минерализация Большой Курильской гряды. Южно-Сахалинск. 1991. 63 с.

121. Демешщкая P.M., Иванов С.С., Литвинов Э.М. Естественные физические поля океана. JL: Недра, 1981. 272с.

122. ДемидовН.Т. Закономерности пространственного размещения оруденения северной Камчатки. // Основные проблемы металлогении Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1971. С.269-272.

123. Джеффрис Г. Земля, ее происхождение, история и строение. М.: ИЛ. 1983. 485с.

124. ДжеммерМ. Эволюция понятий квантовой механики. М.: Наука, 1985. 384с.

125. Дмитриев В.Д., Декин Г.П., Демидов Н. Т. Поперечные зоны растяжения Камчатки и их сейсмичность // XIV Тихоокеанский науч. конгресс. Комитет В, секц. Bl. М.: 1979. С.41-42.

126. Дмитриев Ю.И. Островодужные черты в базальтах глубоководных желобов //Магматизм и метаморфизм как индикатор геодинамического режима островных дуг. М.: Наука, 1982. С.69-116.

127. Дмитриевский А.Н. и др. Модель формирования океанической коры: Геология морей и океанов, Т.1 // Тез. докл. XIV Международ. Школа морской геологии. М.: ИО РАН 2001. С.161-162.

128. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Применение двухслойной конвекции к структурным особенностям и геодинамике Земли // Геология и геофизика. 1993. № 1. С.3-26.

129. Добрег/ов Н.Л. Геофизические факторы глобальных изменений: значение катастроф и периодичности процессов. //Геология и геофизика. 1994. Т. 35, № 3. С.3-20.

130. Добрецов Н.Л. Мантийные суперплюмы как причина главной геологической периодичности и глобальных перестроек //Докл. РАН. 1997. Т. 357, № 6. С.798-800.

131. Долицкий A.B., Кийко И.А. О причинах деформации земной коры // Проблемы планетарной геологии. М.: Госгеолтехиздат, 1963. С.291-311.

132. Долицкий A.B. Образование и перестройка тектонических структур. М.: Недра, 1985. 219с.

133. Досанова Б. А. Прогноз скрытого оруденения при мелкомасштабном обобщении результатов поисковых литохимических съёмок // Геохим. поиски скрытого оруденения: Тез. докл. Алма-Ата: 1973. С.112-115.

134. Досанова Б.А., Соловов А.П. Оценка резервных запасов металла рудных районов по результатам поисковых литохимических съёмок // Методы количественного прогнозирования. Тез. докл. Алма-Ата, 1975. С.85-87.

135. Дубинин ЕЛ. Палеограницы плит океанической литосферы. // Тихоокеан. геология. 1994. №3. С.3-21.

136. Дубровский В.Н., Малиновский Е.П., Родионов С.М. Структура и зональность оловорудных месторождений Комсомольского рудного района. М.; Наука, 1979. 253с.

137. Дубровский В.А. Тектонические волны // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1985. №1. С.25-38.

138. Дуничев В.М. К оловоносности Курильских островов. // Металлогеническая специализация вулканических поясов и вулкано-тектонических структур Дальнего Востока и других районов СССР. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1971. С. 63-64.

139. Евланова М.А. Петрографо-минералогические особенности осадочных пород Верхне-Бикинского района в Приморье // Тез. докл. XXIV науч.-техн. конф. Владивосток. Тр. ДВПИ, 1971. С.76-77.

140. Егоров А.И. Пояса углеобразования и нефтегазоносные зоны земного шара. Ростов н/Д. 1960. 177с.

141. ЕжовБ.В., Худяков Г. И. Структуры центрального типа и глубинные геофизические разделы // Докл. АН СССР. 1982. Т.265, № 3. С.687-689.

142. Ежов Б.В., Абрамов В.А., Адамия Ш.А. Очаговые структуры подвижных и стабильных областей. Владивосток: Дальнаука, 1995. 126с.

143. Ермаков В.А. Особенности развития активной континентальной окраины: континентализация или океаногенез (на примере Курило-Камчатского региона). // Спорные аспекты тектонике плит и возможные альтернативы. М.: ИФЗ РАН, 2002. С. 158-188.

144. Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли, Луны и планет. М.: Знание, 1973. 64с.

145. Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. М.: 1983. 415с.

146. Жегалова Г.В. Явление кинкбэндинга на Камчатке и некоторые соображения об эволюции глубинных разломов // Тихоокеан. геология. 1982. № 3. С.60-69.

147. Жирмунский A.B. Морское заповедание на Дальневосточных морях России//Труды Профессорского клуба ЮНЕСКО. №1. Владивосток: Уссури, 1997. С.78-83.

148. Зайцев В.П., Логинов В.А., Литвинов А.Ф. и др. Новая крупнейшая платиноносная провинция Северо-Западной Пацифики // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН, 1998. С.206-208.

149. Закариадзе Г.С., Базылёв Б.А., Желязкова-Панайотова МД. и др. Типизация фрагментов палеоокенической литосферы из кристаллического основания Родопского массива//ДАН. 1999. Т.364, №1. С.84-87.

150. Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН. 1998. 445с.

151. Зейболд Е., Бергер В. Дно океана. М. : Мир, 1984. 320с.

152. Зимин П.С. Аномальное магнитное поле и природа магнитоактивного слоя северозападной части Японского моря / Автореф. дис. канд. геол-минерал. наук. Владивосток. 2002. 23с.

153. Зимин С.С. Гипербазиты и верхняя мантия в свете представления о парагенезисах магматических комплексов // Проблемы магматической геологии. Новосибирск: Наука. 1973. С. 13-27.

154. Зимин С.С., Грановский А.Г., Юсим Э.И. Парагенезисы офиолитов, палеомантия и металлогения. М.: Наука. 1983. 136с.

155. Зимин С.С. Офиолиты, палеомантия и металлогения Тихоокеанского пояса // Металлогения Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: ДВНЦ АНСССР, 1982. С.28-38.

156. Зимин С.С., Афанасьев Б.И., Бадрединов З.Г. и др. Магматизм ранних этапов развития складчатых регионов//Тихоокеанская окраина Азии. Магматизм. М.: Наука, 1991. С.5-43.

157. Злобин Т.К., Костюкевич С.А., ЗлобинаЛ.И. Структура земной коры Средних Курил по данным сейсмического моделирования // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, №2. С.115-121.

158. Змиевстй Ю.П. Анюйский выступ и комплексы основания мезозоид Приамурья / Автореф. дис. канд. геол.-минерал. наук. Хабаровск: 1980.—32с.

159. Золотое М.Г. Ядерно-сводовые и кольцевые структуры Приамурья // Тектоника востока советской Азии. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. С.3-33.

160. Зональность и глубинность оловянного оруденения на примере Кавалеровского района. М.: Наука, 1980.180с.

161. Зонова Т.Д., Языкова Е.А. Меловые отложения о. Шикотан (Курильские острова) // Тихоокеан. геология. 1994. № 6. С. 144-148.

162. Зябрев С.В. Раннемеловые кремни Киселёвско-Маноминского террейна наиболее молодые океанические отложения в структуре юга континентальной части Дальнего Востока России // Тихоокеан. геология. 1994. №6. С.74-77.

163. Иванкин П.Ф., Фотиади Э.Э., Щеглов А.П. Модели тектоносферы Тихоокеанского подвижного пояса//Докл. АН СССР. 1970. Т. 192, № 5. С.1103-1106.

164. Иванов Б.А. Центральный Сихотэ-Алинский разлом (сдвиг) // Докл. АН СССР 1961.Т.138, № 4. С.900-903.

165. Иванов Ю.Г. Металлогения олова Приморья. М.: Недра, 1971. 261 с.

166. Иванов Ю.Г. Геохимические и минералогические критерии поисков вольфрамового оруденения. М.: Недра, 1974.211 с.

167. Ивашов П.В. Природные ландшафты и геохимические методы поисков рудных месторождений // Ландшафты юга Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1973. С.З-23.

168. ИзосовЛ.А. О комбинированных структурах юго-западного Синегорья (Приморский край) // Тез. докл. XXIV науч.-техн. конф. Владивосток: 1977. С.75-76.

169. Изосов Л.А., Мельников Н.Г. О чешуйчато-покровных структурах Западного Приморья//Тихоокеан. геология. 1988. № 6. С.47-53.

170. Изосов Л. А., Коновалов Ю.И., Емельянова ТА. Проблемы геологии и алмазоносности зоны перехода континент-океан. Япономорский и Желтоморский регионы. Владивосток, Дальнаука, 2000. 325с.

171. Изосов Л.А., Василенко Н.Г., Мельников Н.Г., Петрищевский А.М. Вольфрамоносная олистострома Центрального Сихотэ-Алиня // Геотектоника. 1988. № 5С.76-87.

172. Изох Э.П., Колмак Л.М., Наговская Г.И., Русс В.В. Позднемезозойские интрузии центрального Сихотэ-Алиня и связь с ними оруденения. М.: Госгеолтехиздат, 1957. 250с.

173. Изох Э.П. Поперечная зональность структуры Сихотэ-Алиня // Геология и геофизика. 1966. № i. С.23-27.

174. Ильин A.B. Пространственная изменчивость морфоструктуры дна океана как отражение геологического возраста центров спрединга срединно-океанических хребтов //Геология морей и океанов. Т.1. М.: 2001. С.174-175.

175. Имаев B.C., Имаева Л.П., Козьмин Б.М. и др. Сейсмотектонические процессы на границе литосферных плит северо-востока Азии и Аляски // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № 2. С.3-17.

176. ИмаевВ.С., ИмаееаЛ.П., Козьмгш Б.М. Сейсмотектоника Якутии. M.: ГЕОС, 2000ю 226с.

177. Инструкция по геохимическим методам поисков рудных месторождений. М.: Недра, 1983. 192с.

178. Ициксон М.И. Геологические и геохимические типы оловорудных формаций подвижных поясов и областей тектоно-магматической активизации // Сов. геология. 1967. №11. С.43-53.

179. Ициксоп М.И., Бергер В.И., Егиазаров Б.Х. Главные черты металлогении северной части Тихоокеанского пояса // Основные проблемы металлогении Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: 1971. С. 19-21.

180. Ициксоп М. И. Металлогеническая зональность тихоокеанского сегмента Земли. М.: Недра, 1979. 232с.

181. Калягин А.Н. Геолого-геохимические особенности и критерии оценки оловянного оруденения в юго-восточном Приморье / Автореф: дис. канд. геол.-минерал, наук. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. 30с.

182. Калягин А.Н., Бураго А.Н Определение рудной формации по основным ореолообразующим элементам первичных ореолов. // Минералогия и геохимия оловорудных месторождений.— Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С 56-68.

183. Калягин А.Н., Бураго А.И, Василенко В.П. К вопросу о составлении прогнозно-геохимических карт рудных районов Приморья// Геохимические карты и их использование при поисках рудных месторождений. Хабаровск: ДВИМС МГ СССР, 1979. С44-46.

184. Калягин А.Н. Вторичные ореолы олова и свинца в ландшафтах центрального и юго-восточного Приморья. //Тихоокеан. геол. 1988. № 5. С.83-91.

185. Калягин А.Н. О соотношении аллохтонных и автохтонных структур в Приморье // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 60-69.

186. Калягин А.Н., Коварский Н.Я., Родзик И. Г., Кустов В. Н. Современное рудообразование на Восточно-Тихоокеанском поднятии // Тихоокеан. геология. 1993. №2. С. 20-27.

187. Калягин А.Н. Геохимический метод оконтуривания рудных полей и зон // Вестник ДВО РАН. 1994. № 2. С.22-28.

188. Калягин А.Н., Пщин И.К, Бутенко Т.Ю., Куриленко JI.H. и др. Минералого геохимические особенности железо-марганцевой минерализации в юго- западной части Тихого океана//Тихоокеан. геология. 1995. №1. С. 16-23.

189. Калягин А.Н. Влияние геотектонических процессов на условия образования и распространение рудных месторождений и минеральных вод Приморья // Вестник ДВО РАН. 1995. № 4. С.66-78.

190. Калягин А.Н. Алеутский линеамент главная трансструктурная провинция Тихоокеанского подвижного пояса // Геология морей и океанов, Т.П: Тез. докл. ХП1 Международная школа морской геологии. M.; 1998i. С.249-250.

191. Калягин А.Н. Закономерности размещения месторождений в континентальных окраинах северо-западной части Тихого океана // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: 19982. С.215-218.

192. Калягин А.Н. Трансструктурная металлогения северной части Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 1999. 143с.

193. Калягин А.Н., Абрамов В.А. Тихоокеанский рудный пояс. Обоснование выделения // Сознание и наука: взгляд в будущее. Владивосток. ДВГТУ. 2000. С. 128-138.

194. Калягин А.Н., АбрамовВ.А. Тепломассопотоки в Алеутской трансструктурной зоне // Геология морей и океанов, Том II: Тез. докл. XIV Международ. Школа морской геологии. М.: ГЕОС, 2001 ь С. 148-149.

195. Калягин А.Н., Абрамов В.А. Поля и модели развития рудного процесса в Алеутской трансструктурной мегазоне // Геология морей и океанов, Том II: Тез. докл. XIV Международ. Школа морской геологии. М.: ГЕОС, 2001г. С. 272-274.

196. Калягин А.Н., Абрамов В.А. Основы трансструктурной геологии в океанологии и металлогении. Владивосток: Дальнаука, 2003. 348с.

197. Каплун В.Б. Результаты глубинного электромагнитного зондирования в пределах Сихотэ-Алинской складчатой области // Тихоокеан. геология. 1990. № 2. С.111-115.

198. Корсаков Л.П. Покровно-складчатая структура Становой области и сопредельных территорий // Геология и полезные ископаемые Амурской области проблемы увязки со смежными районами. Зея: ДВО РАН, 1992. С. 52.

199. Корсаков Л.П., Малышев Ю.Ф. Алдано-Становой блок. // Тектоническая природа геофизических полей Дальнего Востока. М.: Наука, 1984. С.110-113.

200. Корсаков Л.П. Раннедокембрийские комплексы в структуре восточной Азии: //Автореф. дис.д-рагеол-минерал. наук. Хабаровск: ИТиГ, 1995. 88с.

201. Караулов В.Б. Палеозойские структуры Западного Приохотья (Удско-Шантарский и Тугурский районы)//Геотектоника. 1970. №1. С.69-81.

202. Карта Циркум-Тихоокеанского магматизма. Масштаб 1:10 000 000. JI.: МГ СССР ВСЕГЕИ, 1979.

203. Каттерфельд Г.Н. Лик Земли. М.: ГИГЛ, 1962. 152с.

204. Кинг Ф.Б. Геологическое развитие Северной Америки. М.: ИЛ, 1961. 273 с.

205. Кинг Ф.Б. Вопросы тектоники Северной Америки. М.: И.Л, 1969. 179с.

206. Кириллова Г.Л. Сравнительная характеристика внутриконтинентальных рифтовых бассейнов Восточной Азии: Сунляо и Амуро-Зейский // Тихоокеан. геология. 1994. №6. С.33-54.

207. Кирюхин В.А., Толстихин В.И. Особенности гидрологии Тихого океана // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток. ДВО АН СССР, 1989. С.202-207.

208. Коваленко C.B., Давыдов И.А. Новые данные о строении и возрасте древних метаморфических комплексов Сихотэ-Алиня // Докл. АН СССР. 1990. Т. 315, № 4. С.929-933.

209. Коваленко C.B., Давыдов И.А. Сергеевский выступ древняя структура Сихотэ-Алиня // Докл. АН СССР. 1991. Т.319, №5. С.1173-1177.

210. Кокоргша Д.К., Кокорин А.М. Генетические особенности оловорудных месторождений касситерит-силикатно-сульфидной формации (по данным термобарогеохимии) // Геология и металлогения рудных районов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. С.68-85.

211. Колман Р. Внедрение перидотитов верхней мантии вдоль краёв континентов в свете положений тектоники плит // Новая глобальная тектоника. М.: Мир. 1974. С.232-242.

212. Кольская сверхглубокая. М.: Наука, 1984. 490с.

213. Константинов P.M. Основы формационного анализа гидротермальных рудных месторождений. М.: Наука, 1973. С.3-17.

214. Константинов М.М., Косовец Т.Н., Зарудный H.H. Некоторые особенности рудных месторождений, контролируемых сквозными структурами // Сквозные рудоконцентрирующие структуры: Тез. докл. Всесоюз. науч. конф. М.: Наука, 1986. С.29-30.

215. Коренбаум С.А. Метаморфизм и метасоматические преобразования вмещающих пород месторождения Дубровского // Минералогия и петрография метаморфических и метасоматических пород Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1977. С.135-158.

216. Корпев О.С. Геомагнитные образования в фундаменте Охотоморской плиты // Тихоокеан. геология. 1990. № 6. С.33-42.

217. Коростелёв П.Г., Гопевчук В.Г., Кокорин А.Т. и др. Металлогения олова юга Дальнего Востока // Геология и металлогения рудных районов Дальнего Востока. Владивосток. ДВНЦ АН СССР, 1985. С. 17-27.

218. Корытов Ф.Я., Овчинников JI.H. Урало Оманский суперлинеамент и его металлогения. // Сквозные рудоконцентрирующие структуры. М.: Наука, 1986. С.30-32.

219. Космоаэрогеологическая карта Кавалеровского и Дальнегорского рудных районов масштаба 1:200 ООО. Владивосток: ППГО, 1980.

220. Косыгин Ю.А. Тектоника. 2-е изд. М.: Недра, 1983. 536с.

221. Кравцов B.C. Сводовые поднятия Приморья, методы их выявления и металлоге-ническое значение//Эндогенные рудные месторождения. М.: ЦНИГРИ, 1980. С.73-79.

222. Красный Л.И. Тихоокеанский пояс важнейшая планетарная структура // Проблемы региональной металлогении и эндогенного рудообразования: Тр. ВСЕГЕИ. Нов. Сер. Л.: 1968, Т. 155. С. 10-21.

223. Красный Л.И. Проблемы тектонической систематики. М.: Недра. 1972. 157с.

224. Красный Л.И. О великом Тихоокеанском георазделе // Докл. АН СССР. 1973. Т.242, № 5. С. 1148-1151.

225. Красный Л.И. Геология региона Байкало-Амурской магистрали. М.: Недра, 1980. 158с.

226. Краткий справочник по геохимии. М.: Недра, 1977. 184с.

227. Кулаков А.П. Морфоструктура Востока Азии. М.: Наука, 1986. 176с.

228. Кулинич Р.Г., Толмачёва Л.С., Жуковская A.B. Элементы тектоники Ханкайского массива и его обрамления (по геофизическим данным) // Восьмая конф. Молодых учёных Дальнего Востока. Владивосток: 1965. С. 19-23.

229. Кулинич Р.Г. Геофизические поля Сихотэ-Алиня и их геологическая интерпретация // Тр. Сах КНИИ ДВНЦ АН СССР. 1972, вып. 33. С.33-39.

230. Кулинич Р.Г. О геологической природе подводной возвышенности Первенца в Японском море // Тр. ТОЙ ДВНЦ АН СССР. 1976, Т.8. С.23-28.

231. Кулинич Р.Г., Маслов Л.А., Гильманова Г.З., Комова О.С. Плотностная модель и напряжения в земной коре северной части Японского моря // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № 2. С.108-114.

232. Кудымов А.В. Складчатые дислокации северной части Восточно-Сихотэ-Алинской структурно-формационной зоны.//Тихоокеан. геология. 1996. Т. 15, №3. С.130-134.

233. Кузьмин М.И., Альмухамедов А.И., Ярмолюк, В.В., Кравчинский В.А. Рифтогенный и внутриплитный магматизм, соотношение с "горячими" и "холодными" полями манти // Геология и геофизика. 2003. Т.44, №12. С. 1270-1279.

234. Левинсон А. Введение в поисковую геохимию. М.: Мир, 1976. 498с.

235. Леонов Ю.Г. Напряжения в литосфере и внутриплитная тектоника // Геотектоника. 1995. №6. С.3-21.

236. Лисицын А.П., Сагалевич А.М., Черкашев Г.А., Шашков H.JI. Изучение гидротермального источника в Атлантическом океане из аппаратов "Мир" // Докл. АН СССР. 1990. Т. 311, № 6. С. 1462-1467.

237. Ли Сы Гуан. Вихревые структуры северо-западного Китая. М.: Госгеолтехиздат, 1958. 132с.

238. Ли Сы Гуан, СунъДянь Цин, У Лей Бо и др. Вихревые и другие структуры вращения и проблемы сочетания тектонических систем. М.: Госгеолтехиздат, 1960. 120с.

239. Личков Б.Л. Природные воды Земли и литосфера. M-JI.: АН СССР, 1960. 163с.

240. Логачев H.A., Николаев В.В., Семенов РМ. Сейсмотектоника Востока России от Байкала до Охотского моря // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН 1998. С.118-121.

241. Лойтер П.П., Синюков В.И. Типы структурных взаимоотношений Сихотэ-Алинского вулканического пояса и складчатого обрамления // Глобальные палеовулканические реконструкции и тектоника. Хабаровск: ИТиГ 1979. С.23-24.

242. Ломтев В.Л., Ежов Б.В. Рельеф и структура осадочного чехла северной части Курило-Камчатского желоба // Рельеф и вулканизм Курильской островодужной системы. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С.38-53.

243. Львович М.И. Мировые водные ресурсы их будущее. М.: Мысль, 1974. 448с.

244. Магматизм и полезные ископаемые Северо-Восточной Кореи и юга Приморья. М.: Наука, 1966. 224с.

245. Ляпишев А.М., Мортанус Е.Р. Предварительные результаты магнитотеллурического зондирования юго-западной части о. Сахалин // Глубинные электромагнитные зондирования Дальнего Востока. Владивосток: 1980. С. 121-123.

246. Магницкий В.А., Мухамедиев Ш.А., Хасанов Р.Х. О возможности плавления пород земной коры при интенсивном складкообразовании (на примере Памира) // Докл. РАН. 1998. Т.363, №5. С.682-686.

247. Макаренко Г.Ф. Симметрия в размещении структур Земли и глобальные вулканические кольца мел-палеогеновой "катаструктуры" // Тихоокеан. геология. 1988. №2. С. 102-109.

248. Макаренко Г.Ф. Покровные базальты и данные сейсмической томографии // Тихоокеан. геология. 1995. Т. 14, № 3. С.60-72.

249. Макаренко Г.Ф. Периодичность базальтов, биокризисы, структурная симметрия Земли. М.: Геоинформмарк. 1997. 98с.

250. Малышев Ю.Ф. Глубинное строение Восточной Азии и размещение сырья / Автореф: дис.доктора геол-минерал. наук. Хабаровск: ИТиГ, 1993. 50с.

251. Малышев Ю.Ф., Корсаков Л.П., Носыров М.Ю. Глубинное строение алмазоносных районов Восточной Азии и перспективы Амурского региона // Тихоокеан. геология. 1995. Т. 14, №6. С.53-73.

252. Малышев Ю.Ф. Глубинное строение, геодинамика и сейсмичность в области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского подвижных поясов // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, №2. С. 18-27.

253. Малышев Ю.Ф., Подгорный В.Я. Пограничная гравитационная ступень и структура литосферы Восточной Азии // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН 1998. С. 121-124.

254. Маляренко А.Н., Съедин В.Т. Новые данные по геологии возвышенности Обручева // Геология Тихого океана, 4.1: Тез. докл. III Тихоокеан. школа морской геологии. Владивосток: 1987. С.124-126.

255. MapaKyuiee A.A. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических горных пород. М.: Наука, 1965. 327с.

256. Маракушев A.A., Граметщкий E.H., Коротаев М.Ю. Петрологическая модель эндогенного рудообразования//Геология рудн. месторождений. 1983. № 1. С.3-23.

257. Маракушев A.A., Русинов В.Л., Зотов И.А. и др. Глобальные аспекты эндогенного рудообразования // Геол. рудн. месторожд. 1997. Т.39, №6. С.483-501.

258. Мартьшюк М.В. О возрасте метаморфических и интрузивных пород Анюйского выступа фундамента Сихотэ-Алинской складчатой области // Вопросы магматизма, метаморфизма и оруденения Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1973. С.187-188.

259. Мартынюк М.В., Михалёв Ю.А., Попеко В.А. Rb-Sr возраст древнейших пород Хорского кристаллического комплекса Сихотэ-Алинской эвгеосинклинали // Тихоокеан. геология. 1986. № 3. С.91-98.

260. Мархинин E.K. Вулканизм Курильских островов // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1961. №6. С. 45-58.

261. Масленников В.В., Зайков В.В. Сульфидные трубы и металлоносные отложения на гидросольфотарных полях вулкана Баранского (остров Итуруп) // Вулканол. и сейсмол. 1995. № 3. С.45-58.

262. Маслов Л.А., Романовский Н.П. Строение Тихоокеанского подвижного пояса и его динамика по поверхностным и глубинным геолого-геофизическим данным // Тихоокеан. геология. 1989. № 3. С.3-23.

263. Материалы по тектонической терминологии. Новосибирск. АН СССР. Типы тектонических движений, циклы и фазы тектогенеза. 1963. 116с. Тектоника и ее разделы. Термины структурной геологии. 1964. 258с.

264. Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса. М.: Мир, 1977. 477с.

265. Меланхолина E.H. Тектоника Северо-Западной Пацифики. М.: Наука, 1988. 215с.

266. Мельников Н.Г., Изосов J7.A. Структурно-формационное районирование Приморья // Тихоокеан. геология. 1984. № 1. С.53-61.

267. Мельников Н.Г., Изосов JI.A. Кайнозойские тектонические покровы и перспективы угленефтегазоносности Приморья//Геотектоника. 1990. № 3. С. 80-87.

268. Менард Г. У. Геология дна Тихого океана. М.: Мир, 1966. 374с.

269. Месторождения Тихоокеанского рудного пояса (Кадастр). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1984—200с.

270. Металлогеническая карта Тихоокеанского рудного пояса / Ред. Е.А. Радкевич. М.: Наука. 1974.

271. Металлогеническая карта Тихоокеанского рудного пояса масштаба 1:10 000 000 / Ред. Е.А. Радкевич. Л.: Мингео СССР, ВСЕГЕИ. 1979.

272. Металлогеническая карта Камчатки, Сахалина и Курильских островов масштаба 1:1500000: Объяснительная записка. /Ред. В.К. Ротман. Л.: ВСЕГЕИ, 1984. С. 3-66.

273. Милановский ЕЕ. Геология СССР, Ч. 1. М.: 1987. 415 с.

274. Милановский ЕЕ. Основные черты тектонического районирования СССР и сопредельных территорий // Актуальные проблемы тектоники СССР. М.: Наука, 1988. С. 14-23.

275. Минерализованные зоны Комсомольского района. М.: Наука, 1967. 116с.

276. Михайлов В.А., Олейников A.B. Стратиграфия петрозуевского горизонта восточного Приморья//Тихоокеан. геология. 1994. № 6. С.67-74.

277. Михайлов В.А., Врублевский A.A., Юишанов Ю.П. Строение и условия становления покровных структур Прибрежной зоны // Тихоокеан. геология. 1987. №1. С.83-91.

278. Мишкин М.А. Метаморфизм в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану. М.: Наука. 1981. 286с.

279. Мишкин М.А. Эволюция метаморфизма в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану // Тихоокеан. геология. 1982. № 3. С.23-37.

280. Мишкин М.А., Чжао Чунцзин, Леликов ЕЛ. и др. Докембрий Ханкайского и Цзямусского срединных массивов. Стратиграфическая корреляция // Тихоокеан. геология. 1993. № 6. С.85-95.

281. Мишкин М.А. Ранняя кора Востока Азии. Модель фрмирования // Геодинамика и металлогения. Владивосток: Дальнаука, 1999. С.120-125.

282. Мишкин М.А., Вовна Г.М. Ранняя сиалическая кора континентального обрамления Тихого океана // Геологическое строение и происхождение Тихого океана. Владивосток: Дальнаука. 2005. С. 85-98.

283. Моисеев H.H. Расставание с простотой. М.: Агриф, 1998. 473с.

284. Молодые геосинклинали Тихоокеанского пояса, их вулканогенные и рудные формации. М.: Наука, 1978. 178с.

285. Мороз Ю.Ф. Глубинный геоэлектрический разрез области перехода от Азиатского материка к Тихому океану // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1988. № 5. С.71-75.

286. Муравьёв В.В. Структурные направляющие геологической эволюции // Наука в России. 1999. №1. С.50-57.

287. Муре Э.М. Древние шовные зоны внутри континентов // Современные проблемы геодинамики. М.: Мир, 1984. С.84-100.

288. Набоко С.И. Металлоносность кальдеры Узон // Вулканизм, гидротермальный процесс и рудообразование.—М.: Недра, 1974.

289. Нагибина М.С. Стратиграфия и формации Монголо-Охотского пояса. М.: Наука, 1969ь 400с.

290. Нагибина М.С. Тектоника и магматизм Монголо-Охотского пояса. М.: Наука, 19692. 464с.

291. Нарбут Г.Б. Основные геологические особенности Кавалеровского рудного района // Вопросы геологии рудных месторождений Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1972. С. 15-19.

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

293. Натальин Б.А., ФорМ., Монье П. и др. Анюйский метаморфический купол (Сихотэ-Алинь) и его значение для мезозойской геодинамической эволюции восточной Азии // Тихоокеан. геология. 1994. № 6. С.3-25.

294. Неверов Ю.Л. О типах рудной минерализации Южной группы Курильских островов (Кунашира, Итурупа, Урупа) // Геология и геофизика. 1964. № 7. С.34-40.

295. Неволин П.Л. Геодинамика формирования структур месторождений Кавалеровского рудного района Владивосток: Дальнаука, 1995.—132с.

296. Неволин П.Л. Этапы и механизмы формирования структуры Партизанского угольного бассейна (Южное Приморье) // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск. 1998. С.246-248.

297. Недашковский П.Г. Редкометалльные щелочно-гранитные пегматиты и фениты. М.: Наука, 1986. 88с.

298. Недашковский П.Г., Ленников А.М. Петрология и геохимия алданских рапакиви. М.: Наука, 1991. 134с.

299. Никифорова H.H., Ахмадулин В.А., Порай-Кошиц А.М. и др. Глубинные магнитотеллурические исследования в Хабаровском крае // Глубинные электромагнитные зондирования Дальнего Востока. Владивосток: 1980. С.42-43.

300. Обзор геологических понятий и терминов в применении к металлогении. М.: АН СССР, 1963. 183 с.

301. Общие принципы регионального металлогенического анализа и методика составления металлогенических карт для складчатых областей. М.: Госгеолтехиздат, 1957. С.5-9; 111-127.

302. Огибайлов П.М., Кийко И.А. Поведение вещества под давлением. М.: МГУ, 1962. 154с.

303. Огнянов Н.В. Структурные особенности Комсомольского рудного района // Геология и металлогения Приамурья. Владивосток: 1977. С.86-95.

304. Огнянов Н.В. Геология оловорудных районов и месторождений Хингано-Охотской оловоносной области // Геология оловорудных месторождений СССР. Кн.1. М.: Недра, 1986. С.340-399.

305. Оннхимовский В.В. Приамурье характерное звено Тихоокеанского пояса. // Геология и металлогения Советского сектороа Тихоокеанского рудного пояса. М.: АН СССР, 1963—С.З 65-371.

306. Оннхимовский В.В. К металлогении олова Приморья // Изв. высш.учебн. завед. Сер. геология и разведка. 1972. № 3. С.76-81.

307. Онихимоский В.В., Гаврилов В.И. Оловорудные пояса Земли. М.: Наука. 1979. 128с.

308. Ocunoea Г.А., Азарова Л.И., Чубарое В.М. и др. Хромит и минералы титана в касситерите оловорудных месторождений // Докл. АН СССР. 1982. Т.226, № 2. С.439-441.

309. Ocunoea Г.А. Связь оловянного оруденения с магматизмом // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. №4. С.84-98.

310. Основные черты геологического строения дна Японского моря. М.: Наука, 1978. 263 с.

311. Основы тектоники Китая. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 528 с.

312. Особенности геологии и металлогении Курильской островной дуги. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1971.40с.

313. Оточкин В.В., Самкотрясов А.Н. Особенности строения земной коры района подводной возвышенности Обручева // Геология дна Тихого океана, Ч.1.: Тез. докл. III Тихоокеан. школа морской геологии. Владивосток: 1987. С.28-30.

314. Оточкин В.В., Брудастов П.Л. Особенности строения осадочного чехла в районе северного звена Курильской островной дуги // Геология дна Тихого океана, Ч.1.: Тез. докл. III Тихоокеан. школы морской геологии. Владивосток: 1988. С.30-31.

315. Павленкии А.Д., Буценко В.В., Поселов В.А. Глобальная модель тектоносферы и геодинамика//Докл. РАН. 1999. Т.364, № 3. С.360-362.

316. Павлов Ю.А., Рейшиб Э.Д. Гравитационные аномалии и гранитоидный магматизм юга Дальнего Востока. М.: Наука, 1982. 82с.

317. Парфенов JI.M. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 192с.

318. Парфенов JI.M, Козьмин Б.М., Имаев B.C. и др. Геодинамика Олекмо-Становой сейсмической зоны. Якутск: ЯФ СО АН 1985. 136с.

319. Патрикеев В.Н., Ломтев В.Л. Покровная структура Курильского фронта деформации Охотоморской плиты Евразии //Геотектоника. 1996. Т. 15, № 1. С.60-66.

320. Пейве A.B. Океаническая кора геологического прошлого // Геотектоника. 1969. №4. С.5-23.

321. Перелъман А.И. Геохимия ландшафта. М.: Высш. шк., 1966. С.378-380.

322. Перелъман А.И. Геохимия элементов в зоне гипергенеза. М.: Недра. 1972. 288с.

323. Перелъман А.И. Геохимия природных вод. М.: Наука. 1982. 54с .

324. Пилипенко А.И. Тектоническая расслоённость океанической коры глубоководных котловин (по сейсмическим данным) // Геотектоника. 1994. №1. С.49-61.

325. Поликарпочкин B.B. Теория вторичных механических ореолов рассеяния и их генетическая классификация // Вторичные ореолы рассеяния и их использование при поисках рудных месторождений на территории Сибири. Улан-Удэ. 1973. С.60-80.

326. Пономарев B.C., Трифонов В.Г. Факторы тектогенеза // Актуальные проблемы тектоники океанов и континентов. М.: Наука, 1984. С.81-94.

327. Преображенский Б.В. Эфирная вихревая космология В.П. Смирнова. Владивосток: ОТВ Прим. 1999. 320с.

328. Пущаровский Ю.Ы. Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли. М.: Наука, 1972. 220с,

329. Пущаровский Ю.М., Козлов В.В., Мазарович O.A., Сулиди-Кондратьев Е.Д. Система разломов в Тихом океане // Геотектоника. 1980. № 2. С.3-16.

330. Пщаровский Ю.М. Крупные неоднородности в строении земной коры и их возможные интерпретации //Геотектоника. 1985. № 2. С.3-38.

331. Пущаровский ЮМ. Мировая рифтовая система редкое событие в геологии // Тихоокеан. геология. 1986ь № 6. С.98-101.

332. Пущаровский Ю.М. Особенности геологической истории Тихоокеанской области Земли. М.: Наука, 19862.30с.

333. Пущаровский Ю.М., Меланхолина E.H. Тектоническое развитие Земли. Тихий океан и его обрамление. М.: Наука, 1992. 259с.

334. Пущаровский Ю.М. Поиск в тектонике продолжается//Геотектоника. 1996. №6. С.43.

335. Радкевич Е.А. Металлогения рудных районов как новое направление металлогенических исследований // Закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 1. М.: АН СССР, 1958. С. 462-470.

336. Радкевич Е.А. Металлогения Южного Приморья // Тр. ИГЕМ АН СССР. Вып. 19. 1958. 110с.

337. Радкевич Е.А. Критерии глубинности и зональности // Глубинность и зональность оруденения в Тихоокеанском рудном поясе. Владивосток. АН СССР, 19711. С.5-12.

338. Радкевич Е.А. Металлогеническая карта Тихоокеанского пояса // Основные проблемы металлогении Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: 1971г. С.14-18.

339. Радкевич Е.А., Аргентов В.В., Гнибиденко Г.С. и др. Глубинное строение Приморья по данным ГСЗ и вопросы магматизма и металлогении // Геология и геофизика. 1975. №12. С.3-14.

340. Радкевич Е.А. Металлогенические провинции Тихоокеанского рудного пояса. М.: Наука, 1977.176с.

341. Радкевич Е.А. Металлогения Тихоокеанского рудного пояса. // Металлогения Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток. ДВНЦ АН СССР, 1982. С.3-16.

342. Радкевич Е.А. Металлогенические зоны Тихоокеанского рудного пояса, (объяснительная записка и металлогеническая карта Тихоокеанского рудногопояса м-ба 1:10000000). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1984. 192с.

343. РадкевичЕ.А. Региональная металлогения. М.: Недра, 1987. 256с.

344. Радкевич E.A. Планетарные разломы и их роль в эволюции Тихоокеанского рудного пояса. // Тихоокеанский ежегодник ДВО АН СССР. Владивосток. 1988. С.71-76.

345. Разницин Ю.Н. Тектоническая расслоенность литосферы молодых океанов и палеобасейнов. М.: Наука. 2004. 269с.

346. Размахнин Ю.Н., Размахнина Э.М. Систематика, зональность и металлогеническое значение метасоматитов оловоносных полей Сихотэ-Алиня // Геол. рудн. месторождений. 1973. № 1. С.52-63.

347. Региональная геология и металлогения. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ, 2003. № 17. С.13-146.

348. Родников А.Г. Соотношение астеносферы и структур земной коры окраины Тихого океана // Тихоокеан. геология. 1986. № 4. С.15-22.

349. Родников А.Г. Глубинное строение окраинных морей западной части Тихого океана и гидротермальная деятельность. // Тихоокеан. геология. 1988. № 2. С. 11-14.

350. Романовский H.H., Бормотов В.А. О глубинной структуре Комсомольского и Баджальского рудных районов //Тихоокеан. геология. 1992. № 1. С.31-37.

351. Романовский H.H., Рейнлиб Э.Л., Ващилов Ю.А. О глубинной природе рудно-магматических систем Тихоокеанского типа// Тихоокен. геология. 1992. № 2. С.66-78.

352. Романовский Н.П. Тихоокеанский сегмент Земли: Глубинное строение, гранитоидные рудно-магматические системы. Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 1999. 166с.

353. Ронов А.Б. Некоторые общие закономерности развития (колебательных движений материков (по данным объёмного веса) // Проблемы тектоники. М.: Госгеолтехиздат,1961. С.123-131.

354. Ротман В.К. Система сквозных зон поперечных дислокаций в структуре Камчатки (строение, магматизм, металлогения) // Сквозные рудоконцентрирующие структуры: Тез. докл. Всесоюз. совещ. М.: Наука, 1986. С. 191.

355. РубМ.Г. Рудоносные гранитоиды советской части Тихоокеанского пояса и характер связи с ними оруденения // Закономерности размещения полезных ископаемых. М.: Наука, 1973. Т. 10. С.109-126.

356. Руб А.К., Руб М.Г., Чистякова H.H. и др. Минералого-геохимические особенности оловянно-вольфрамовой минерализации месторождения Тигриное (центральный Сихотэ-Алинь) // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 15, № 5. С.78-88.

357. Рудные месторождения США, Т. 1. М.: Мир, 1972. 636с.

358. Рудные месторождения США, Т. 2. М.: Мир, 1973.636с.

359. Рудоконцентрирующие структуры Азии и их металлогения. М. Недра, 1983. 193с.

360. Рудоносность и геологические формации структур земной коры. Д.: Недра, 1981. 424с.

361. Рябченко В.М. Эксплозии и рудный процесс на Высокогорском месторождении // Рудные месторождения Дальнего Востока. Владивосток. ДВНЦ АН СССР, 1983. С.29-31.

362. Сафронов Н.И. Основы геохимических методов поисков рудных месторождений. Д.: Недра, 1971. 216с.

363. Сахпо В.Г., Петраченко Е.Д. Вулканические формации островных дуг и их металлогения (на примере Курильской дуги) // Металлогения Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 138-149.

364. Сваричевский A.C., Андреев A.A. Характеристика разломной зоны Мендосино к западу от Гавайский островов// Океанология. 1988. Т. XXVIII, вып. 2. С.280-285.

365. Сваричевский A.C. Проявления эрозионных процессов на дне окраинных морей северо-запада Тихого океана // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН, 1998. С.43-44.

366. Сваричевский A.C. Рельеф кровли акустического фундамента в Охотском море // Вопросы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: Дальнаука, 1999. С.77-87.

367. Сваричевский A.C. Рельеф дна Охотского моря // Проблемы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: Дальнаука, 2001. С.82-97.

368. Седых А.К., Повшок Г.Г. Глубинные разломы и Угловская угленосная структура (Южное Приморье)//Тр. ВЗПИ. Геология угля. Владивосток: 1971. Вып.71. С.77-87.

369. Седых А.К. Вероятность землетрясений на территории Приморья (по данным сдвиговых деформаций на буроугольных месторождениях). // Вестн. ДВО РАН. 1992. № 1-2. С. 123-130.

370. Сейнсбери 4.JI. Месторождения олова и бериллия в центральной части хребта Йорк на западе полуострова Сьюард, Аляска // Рудные месторождения США. М.: Мир, 1973. С.289-309.

371. Селиверстов H.H. Геодинамическая схема развития зоны сочленения Курило-Камчатской и Алеутской островной дуг. // Вулканология и сейсмология. 1997. №3. С.12-17.

372. Семенова Г.И. Модели земной коры различных структур ложа Тихого океана // Тихоокеан. геология. 1985. № 4. С.3-12.

373. Сергеев К.Ф., Аргептов В.В., Биккенина С.К. Сейсмическая модель земной коры южной части Охотоморского региона и некоторые результаты её геологическй интерпретации // Тихоокеан. геология. 1983. № 6. С.3-12.

374. Сигова К.И. Линеаменты разломных деформаций Азиатско-Тихоокеанской зоны перехода // Вопросы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: Дальнаука, 1999. С.88-107.

375. Симонов В.А., Колобов В.Ю. Особенности магматических и гидротермальных систем в районе тройного сочленения срединноокеанических хребтов в Южной Атлантике // Геол. и геофиз. 1995. Т.6, № 5. С.48-54.

376. CummepJI.У. Структурная геология. М.: ИЛ, 1960. 473с.

377. Сквозные рудоконцентрирующие структуры. М.: Наука, 1986. 216 с.

378. Слотер А.П. Хомстэйк. // Рудные месторождения США. М.: Мир, 1973. С.562-589.

379. Смирнов С.С. О Тихоокеанском рудном поясе // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1946. №62. С. 13-28.

380. Смирнов A.M. О сочленении Монголо-Охотского и Тихоокеанского складчатых поясов и Китайской платформы //Изв. АН СССР. 1958. Сер. геол. № 8. С.31-38.

381. Смирнов А.М. Сочленение Китайской платформы с Тихоокеанским складчатым поясом. М-Л.: АН СССР, 1963. 158с.

382. Смирнов A.M. Очерки металлогении тихоокеанского докембрия. М.: Наука. 1985. 88с.

383. Смыслов A.A., Моисеенко V.U., Чадович Т.Э. Тепловой режим и радиоактивность Земли. Л.: Недра, 1979.192с.

384. Современное гидротермальное рудоотложение. Фундаментальные труды зарубежных учёных по геологии, геофизике и геохимии. М.: Мир, 1974. 280с.

385. Современные проблемы геодинамики. М.: Мир, 1984. 280с.

386. Соловов А.П. Основы теории и практики металлометрических съёмок. Алма-Ата: АНКаз. ССР, 1959.265с.

387. Соловов А.П., Досанова Б., Кошелев И.А. Анализ результатов поисковых литохимических съёмок при прогнозно-металлогенических исследованиях. // Вестн. МГУ. Сер. геол. 1970. №4. С.39-55.

388. Соловов А.П. Геохимические методы // Геофизические поиски рудных месторождений. Алма-Ата, 1970. С. 268-280.

389. Соловьёв С.Л. Основные сейсмические зоны Приамурья и Приморья // Геология и геофизика. 1980. № 9. С.9-18.

390. Соловьев В.В. Структуры центрального типа территории СССР и их геологическое значение. Автореф. дис.д-ра. геол.-минерал. наук. Л., 1982. 37с.

391. Солоненко В.П. Сейсмичность зоны БАМ // Вестник АН СССР. 1975. № 9. С.50-59.

392. Спорные аспекты тектоники плит и возможные альтернативы. М.: ИФЗ РАН, 2002. 236с.

393. Справочник по климату СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1966-1971. 4.1-6.

394. Cmoeac M.B. О напряженном состоянии корового слоя в зоне между 30-40°. // Проблемы планетарной геологии. М.: Госгеолтехиздат, 1963ь С. 275-284.

395. Cmoeac M.B. Некоторые вопросы текгогенеза. // Проблемы планетарной геологии. М.: Госгеолтехиздат, 19632. С.222-274.

396. Старков Г.Н. О рудной специализации кортландитовых комплексов различных структурно-фациальных зон (на примере южной Камчатки) // Основные проблемыметаллогении Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток. ДВНЦ АН СССР, 1971. С.273-275.

397. Столов Б.Л. Глубинные аномалии естественного электрического поля Приморья и их связь с сульфидной минерализацией // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН, 1998. С.258-260.

398. Стрелырв М.И. Об эшелонированном расположении структур в южной части Курильской островной гряды//Геотектоника. 1970. №1. С. 108-116.

399. Строев П. А. Аномальное гравитационное поле Японского моря // Глубинная структура дальневосточных морей и островных дуг. Новоалександровск: СахКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1972. С.250-260.

400. Строев П.А., Ромашова О.Н. Изостатические аномалии Курило-Охотского региона // Гравиметрические и магнитные исследования на море. М.: ДВНЦ АН СССР, 1989. С. 102-110.

401. Ступак Н.К. О пульсациях Земли. // Проблемы планетарной геологии. М.: Госгеолтехиздат, 1963. С.285-220.

402. Сывороттн В.Л., Русгшова C.B. О причинах продольной петрохимической зональности Курильской островной дуги // Геология Тихого океана. 4.1:. Тез. докл. Ш Тихоокеан. школа морской геологии. Владивосток: 1987. С. 154-155.

403. Тараканов Р.З. Фокальные зоны и их роль в развитии островодужных систем // Геология Дальневосточной окраины Азии. Владивосток: АН СССР, 1981. С.53-66.

404. Тектоника Евразии. Объяснительная записка к тектонической карте Евразии, м-б 1:5000000. М.: Наука, 1966. 488с.

405. Тектоническая карта Евразии / Ред. A.JI. Яншин. М.: Наука. 1966.

406. Тектоническая расслоенность литосферы / Ред. A.B. Пейве. М.: Наука, 1980. 216с.

407. Тектоническая расслоенность литосферы новейших подвижных поясов / Ред. A.B. Пейве. М.: Наука, 1982.

408. Терехов Е.П. Фундамент подводных возвышенностей Охотского моря и Курильских островов //Геология морей и океанов T.I.: Тез. докл. XIV Международ. Школы морской геологии. М.: ГЕОС, 2001. С.216-217.

409. Токарев П.И. О фокальном слое, сейсмичности и вулканизме Курило-Камчатской зоны // Физика Земли. 1970. № 3. С. 15-19.

410. Толстихин И.Н. Изотопная геохимия гелия, аргона и редких газов. Л.: Наука, 1986. 200с.

411. Толок A.A., Федчин Ф.Г. Вертикальная метасоматическая зональность на оловянных месторождениях Дальнего Востока и её значение для оценки на глубину // Геология и геофизика. 1969. № 9. С. 17-22.

412. Томсон И.Н., Константинов P.M. О соотношении между рудными формациями на примере некоторых районов Тихоокеанского рудного пояса // Геология рудных месторождений. 1961. №4. С.38-44.

413. Томсон И.Н., Фаворская М.А. Рудоконцентрирующие структуры и принципы локального прогнозирования эндогенного оруденения // Сов. Геол. 1968. № 10. С.6-20.

414. Томсон И.Н., Полохов В.П., Селиверстов В.А. и др. Глубинное строение оловорудных районов и ярусность оруденения // Металлогения Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 150-157.

415. Томсон И.Н., Кочнева И.Т., Кравцов B.C., Сумина де Портилъя В.И. Орогенная структура и металлогения вулканических поясов Мексики и Сихотэ-Алиня // Металлогения Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С.122-130.

416. Томсон И.Н., Полохов В.П., Полякова О.И и др. Новый тип оловорудной минерализации в околоинтрузивных зонах Приморья // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1983. №4. С.91-105.

417. Туезов И.К., Тараканов Р.З. О горизонтальных и вертикальных неоднородностях земной коры и верхней мантии северо-западной части Тихоокеанского кольца // Тез. докл. Второй международный океанографический конгресс. М.: Наука, 1966. С.378-379.

418. Туезов И.К, Сергеев К.Ф., Неверов Ю.Л., Занюков В.Н. О разрывных дисловациях в пределах Курильской зоны Тихоокеанского подвижного пояса // Тектоника Советского Дальнего Востока и прилегающих акваторий. М.: Наука, 1968. С. 130-138.

419. Туезов И.К. Литосфера Азиатско-Тихоокеанской зоны перехода. Новосибирск: Наука, 1975. 232с.

420. Туезов И.К, Веселое О.В., Епанешников В.Д., Липина Е.Н. Геотермика запада Тихого океана // Тихоокеан. геология. 1982. № 3. С.90-100.

421. Туезов И.К. Карта теплового потока Тихого океана и прилегающих континентов (пояснительная записка). Хабаровск: ИТиГ ДВО АН СССР, 1988. 33с.

422. Туезов И.К. Астеносфера Азиатско-Тихоокеанской окраины и прилегающих частей Азии и Тихого океана // Тихоокеан. ежегодник. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. С.31-34.

423. Туезов И.К. Геоэлектрический разрез литосферы и астеносферы северо-восточной Азии и прилегающих частей Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 1994. 300с.

424. Усенко С.Ф., Чеботарёв М.В. Геология и оловоносность Приамурья. М.: Недра, 1973. 236с.

425. Уткин В.П. Разрывные нарушения и складчатые сооружения Восточного Приморья //Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977. № 3. С. 101-112.

426. Уткин В.П. Сдвиговые дислокации и методика их изучения. М.: Наука, 1980. 144с.

427. Уткин В.П. Сдвиговые дислокации как геодинамический процесс, определивший структуру Тихоокеанской окраины // Тихоокеанская окраина Азии. М.: Наука, 1982. С.185-217.

428. Уткин В.П. Сдвиговые дислокации, магматизм и рудообразование. М.: Наука, 1989. 164с.

429. Уткин В.П. Новая гипотеза ротационного распада Лавразии и Гондваны // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск: ДВО РАН, 1998. С. 159-163.

430. Уэда С. Новый взгляд на Землю. М.: Мир. 1980. 214с.

431. Фаворская М.А. О связи оловянного оруденения с магматизмом // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1955. №4. С.20-30.

432. Фаворская М.А. Верхнемеловой и кайнозойский магматизм Восточного склона Сихотэ-Алиня: Тр. ИГЕМ АН СССР. Вып.7. М.: 1956. С.305.

433. Фаворская М.А. О геохимических индикаторах глубинной тектоники // Сов. геология. 1971. №11. С.6-9

434. Фаворская М.А. Новое направление металлогенических исследований в ИГЕМе АН СССР // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1974. № 6. С.5-13.

435. Фаворская М.А., Томсон ИН. и др. Глобальные закономерности размещения рудных месторождений. М.: Недра. 1974. 292с.

436. Фаворская М.А. Металлогения сквозных систем дислокаций // Вестник. МГУ. Сер. Геол. 1981. №5. С. 46-48.

437. Фаворская М.А., Баскина В.А. и др. Рудоконцентрирующие структуры Азии и их металлогения. М.: Недра. 1983. 192с.

438. Фаворская М.А. О возможных причинах появления крупных месторождений полезных ископаемых в специализированных рудных провинциях. Сквозные рудоконцентрирующие структуры: Тез. докл. Всесоюз. совещ. М.: Наука, 1986. С.15-16.

439. Файф У., Прайс Н., ТомпсонА. Флюиды в земной коре. М.: Мир, 1981. 436с.

440. Филатов КВ. Гравитационная гипотеза формирования химического состава подземных вод платформенных депрессий. М.: АН СССР, 1956, 207с.

441. Филатова Н.И. Периокеанические вулканогенные пояса. М.: Недра. 1988. 264с.

442. Фплатьев ЯП. "Оленды" северо-западной Пацифики // Материалы годичной сессии ТОЙ. 1994. Владивосток: Дальнаука, 1997. С.50-60.

443. Финашин В.К. Вулканогенные месторождения олова северного Сихотэ-Алиня // Металлогеническая специализация вулканических поясов и вулкано-тектонических структур Дальнего Востока и других районов СССР. Владивосток. АН СССР, 1971. С.98-103.

444. Финашин В.К. О глубинной минерализации оловорудных месторождений Кавалеровского района // Рудные месторождения Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1983. С.3-11.

445. Финашин В.К. Минеральные ассоциации и типы серебряной и висмутовой минерализации в оловорудных месторождениях Востока Азии // Геология и металлогения рудных районов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. С.61-67.

446. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Платобазальтовый магматизм и океанообразование. // Спорные аспекты тектоники плит и возможные альтернативы. М.: ИФЗ РАН, 2002. С.30-48.

447. Хаин B.C. Об основных тенденциях в развитии земной коры // Вестник МГУ. 1968. №1. С.25-40.

448. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Северная и Южная Америка, Антарктида и Африка. М.: Недра, 1971. 546с.

449. Хаин В.Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1973. 512с.

450. Хаин В.Е. От тектоники плит к более общей теории глобального тектогенеза // Геотектоника. 1978. №3. С.26.

451. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. М.: Наука, 1994. 190с.

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

453. Ханчук А.И., Раткин В.В., Рязанцева М.Д. и др. Геология и полезные ископоемые Приморского края: очерк. Владивосток. Дальнаука, 1995. 66с.

454. Херрин Ю. Региональные изменения скорости волн Р в верхней мантии под Северной Америкой//Земная кора и верхняя мантия. М.: 1972. С.198-201.

455. ХиллсЕШ. Элементы структурной геологии. М.: Недра, 1967. 384с.

456. Хоббс С.У., Фриклунд B.C. Рудный район Кёр д'Ален, штат Айдахо // Рудные месторождения США. Т. 1. М.: Мир, 1972. С.403-422.

457. Чудаев О.В., Чудаева В.А., Челноков А.Н. Химический состав минеральных вод Приморья//Геотектоника и металлогения. Владивосток: Дальнаука, 1998. С.179-189.

458. Шевалдин Ю.В. Аномальное магнитное поле Японского моря. М.: Наука, 1978. 74с.

459. Шейдеггер А. Основы геодинамики. М.: Недра, 1987. 384с.

460. Шепард Ф.П. Морская геология. Д.: Недра, 1976.488с.

461. Шер С Д. Металлогения золота (Северная Америка, Австралия и Океания). М.: Недра, 1972. 296с.

462. Шило H.A., Умитбаев Р.Б., Гончаров В.И. и др. Геодинамика, магматическая и металлогеническая зональность северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса // Тихоокеан. геология. 1988. №3. С.3-8.

463. Шипулин Ф.К. Самостоятельные малые интрузии и их металлогеническое значение // Критерии связи оруденения с магматизмом применительно к изучению рудных районов. М.: Недра, 1965. С. 120-130.

464. Шмидт O.A. Системы разломов в структурах островных дуг северо-западной части Тихоокеанского тектонического пояса // Очерки по геологии Камчатки и Корякского нагорья. М.: Наука, 1988. С. 103-114.

465. Шмураева Л.Я., Иванов Ю.Г. Минералогическая характеристика вольфрамового месторождения Рудное (Приморье) // Минералогия и геохимия вольфрамовых месторождений. Л.: ЛГУ, 1975. С.322-326.

466. Шульдинер В.И. Докембрийский фундамент Тихоокеанского пояса и главные этапы становления континентальной земной коры //Тихоокеан. геология. 1982. № 3. С.13-22.

467. Щеглов АД. Основы металлогенического анализа. М.: Недра. 1980. 432с.

468. Щеглов АД. Нелинейная металлогения // Докл. АН СССР. 1983. Т. 271, № 6. С. 14711474.

469. Щеглов А Д., Говоров И.Н. Нелинейная металлогения и глубины Земли. М.: Наука, 1985. 325с.

470. Щеглов АД. Эндогенная металлогения и тектоносфера // Геотектоника. 1990. №5. С.9-16.

471. Щеглов АД. Оловянные месторождения, мантия и субдукция. // Докл. РАН. 1993. Т. 331, №4. С.459-462.

472. ЩербаГ.Н. Геотектогены и рудные пояса. Алма-Ата: Наука, 1970. 184с.

473. Щерба Г.Н., Сенчило Г.П., Степанов В.В. и др. Металлогенические провинции и пояса Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1983. 240с.

474. Эдмонд ДМ., Фон Дамм К.Л. Горячие источники на дне океана // Scientific American. 1986. № 6. С.46-60.

475. Юишанов Ю.П. К вопросу о тектонических движениях по Нежданкинскому разлому (Приморье) // Тихоокеан. геология. 1985. № 3. С.99-107.

476. Юишанов Ю.П., Врублевский A.A. К вопросу о тектоностратиграфическом строении Дальнегорского рудного района // Тихоокеан. геология. 1994. № 4. С. 129-131.

477. Яворский Б.М.,Детлаф A.A. Справочник по физике. М.: Наука, 1974. 942с.

478. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Иванов В.Г. Внутриплитная позднемезозойско-кайнозойская вулканическая провинция Центральной-Восточной Азии проекция горячего поля мантии // Геотектоника. 1995. № 5. С.41-67.

479. Andrews Е.С. Structural unity of the Pacific region evidence of the ore deposits // Econ.Geol. 1925. Vol.30, № 8. P.66-72.

480. Baird A.K., Vorton D.M., Baird K.W., Woodford A.O. Transverse Ranges Province: a Unique structural Petrochemical Belt across the San Andreas fold system // Bull. Geol. Soc.Amer. 1974. Vol.85, № 2. P. 107-115.

481. Baker E.T., LavelleJ.W., et.al. Episodic venting of hydrothermal fluids from the Juan de Fuca ridge // J. Geophys. Res. B. 1989. V.94, № 7. p.9237-9250.

482. Bernard D., Francois C. Bilan de matiere dans le volcanisme de subduction:donnecs geochimiques et implications geodynamiques//Mem. Soc. geol. Fr. 1993. № 163. P.129-137.

483. Bowin C. Depth of principal mass anomalies contributions to the Earth's geoidal undulations and gravity anomalies // Marine geology. 1983. V. 7, №1-4. P.61-100.

484. Burk C.A. The Aleytian arc and Alaska continental margin // Continental margins and island arc. Rept. Symp. Ottava, 6-8 September, 1965. Ottava, 1966. P.83-87.

485. Cameron A.G. W. The origin of the Moon // Lunar Sci. 1976. Vol.7. P. 120-127.

486. Campbell A.C., Bowers T.S., Measures C.I. A time series of vent fluid compositions from 21° N, East Pacific Rise (1979,1981,1985)//Ibid. 1988. Vol.93, № 5. P.4537-4549.

487. Choi D.R. plate sabduction in the Aleutian Trench questioned a new interpretation of seismic profiles // Tikhookeanskaya Geologiea (Pacific Geology). 1990. № 5. P.23-33.

488. Clague D., Dalrymple B. The Hawaiian-Emperor Chain. Tectonics, geohronology, and of the Hawaiian-Emperor volcamic chain. Special Publication. 1989i. P. 88-217.

489. Clague D., Dalrymple B.,et al The Hawaiian-Emperor Chain // The geology of North America. The Eastern Pacific Ocean and Hawaii. 19892. Chapter 12.P. 187-287.

490. Clague D., Rona P. Geology of the GR14 Site on Northern Gorda Ridge // Gorda Ridge. A Seafloor spreading center in the United States exclusive economic zone. New York, 1990. P.31-50.

491. Crane K. The distribution of geothermal fields along the mid ocean ridge // Biological Soc. Bull. 1985. №6. P.3-18.

492. De Bar! Susan M. Petrology and flied relations of a lover to upper-cristal section from a Jurassic Island arc, Vancouver Island, Canada: AGU Fal Meet. San-Francisco, Calif. 1992. Dec.7-11 //EOS. 1992. №43. P.617.

493. Edmond J.M., Von Damn K.L., Mc Duff R.E., Measures C.J. Chemistry of hot springs on the East Pacific Rise and their effluent dispersal //Nature. 1982. Vol.297. P.187-191.

494. Edmond J.M., Von Damn K.L. Hot spring on the seafloor // Scientif. Amer. 1983. Vol. 248. P.70-85.

495. Entile A., Pessagno Ir. Upper Jurassic radiolaria and radiolarian biostratigraphy of the California Cjast Range // Micropaleontology. 1977. Vol.23. P.56-113.

496. Ewing J., Ewing M., Ludwig W.S. North Pacific sediment layers measured by seismic profilling//Geophis. Monogr. Ser. 1968. Vol.12. P.147-1783.

497. Fisher D. Rare gas abundances in MORB // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1986. V.50, N12. P.2531-2541.

498. Fox P.J., Gallo D.G. A tectonic model for ridge-transform-ridge plate boundaries // Tectonics. 1984. Vol.104. P.205-242.

499. Frauchetean I., Needkam H.D., Choukraume P. et. all. Massive Sulfide ore deposits discovered by submersible on the East Pacific Rise. Project. 1979. Project Rita, 21°N // Nature. 1979. Vol.257. P.523-528.

500. Freese A. On the origin of the Sillivan ore body Kimberley, B.C. Jn: Tectonic history and mineral deposits of the Western Cordillera. Can. Jnst. Mining and Met. Montreal (Que.). 1966. Spec. Vol. N8. P.263-279.

501. Fules J. Lead-zinc deposits in British Columbia. Jn: Tectonic history and mineral deposits of the Western Cordillera. Can. Jnst. Mining and Met. Montreal (Que.). 1966. Spec. Vol. N8. P.231-237.

502. Geodynamic map of the Circum-Pacific region Northwest quadrant. M:10 000 000. Editor G. Moore. Tulsa, Oklahoma, 1985.

503. Geodynamic map of the Circum-Pacific Region (Arctic sheet). M:10 000 000. Editor G. Moore. US GS. Dallas.

504. Geology and economic minerals of Canada. / Ed. Doyglas R.J. Ottawa, 1970. 838 p.

505. Geology of the porphyry copper deposits of Southwestern North America. / Ed. Titley S.R., Hicks C.L., Nucson (Arizona): Univ. of Arizona. Press. 1966. 287p.

506. Gnibidenko H.S., Svarichevsky A.S., Sedelnikova S.P., Zhigulev V.V. The structure of Tuscarora fracture zone, northwestern Pacific // Geo-Marine letters. 1981. Vol.1, № 3-4. P.221-224.

507. Gnibidenko H.S., Svarichevsky A.S. Tectonics of the South Okhotsk deep-sea basin // Tectonophys. 1984. Vol.102. P.227-244.

508. Greene G., Clague D., Dalrymple B. Seismic stratigraphy and vertical tectonics of the Emperor seamounts, DSDP Leg 55 //Initial Reports of the DSDP, VLY. Washington. P. 759788.

509. Harper G.D. Tectonics of slow-spreading ridges and consequences of a variable depth to the brittle ductile transition // Tectonics. 1985. Vol. 4. P. 395-409.

510. Hekinian R., FevrierM., Bischoff J.L. et.al. Sulphide deposits from the East Pacific Rise near21°N, a mineralogical end geochemical study// Science. 1980. Vol. 207. P. 1433-1444.

511. Hekinian R., FevrierM., Needham H.D. et. all. Sulfide deposits, East Pacific Rise Near 13°N//EOS. 1981. Vol.62. P.913.

512. Hutchinson R.W. Metallogeny of precambriam gold deposits space and time relationships // Econom. Geol. 1987. Vol. 82, № 8. .P.2033-2044

513. Kalyagin A.N. Ore system of continental margins: Principles of delineation and estimation. // Proceedings of the 8th International symposium on water-rock. Rotterdam, 1995. P. 635637.

514. Kalyagin A.N. Lineament as the basic trans-structural province of the mobil Pacific Belt // Abstracts 31st Int. Geol. Congress. Session 17-4. Rio de Janeiro, 2000. P. 117

515. Kawahata H. Chemical properties and evaluation of mid-ocean ridge hydrothermal systems: flow system approach//J. Geochem. 1989. Vol. 23, № 5. P.255-268.

516. Kim J. et al. New bathymetry chart of Shatsky Rise, NW Pacific Ocean // Eos trans. AGU 76. F329. 1995.

517. King P.B. The evolution of Nort America // Special Publication. Princeton. New Jersey, 1959. 190p.

518. Koschmann A., Bergendahl M. Principal gold-producing districts of the United States. Geol. Surv. Profess. Pap. //U.S. Gov. Print. Off. Wash, 1968. Vol.610. P.l-283.

519. Koski R.A., Clague D.A., OudinE. Mineralogy and chemistry of massive sulfide deposits from Juan de Fuca Ridge // Geol. Soc. Amer. Bull. 1984. Vol. 95. P.930-945.

520. Koski R.A., Normarc W.R., Morton J.L. Massive sulfide on the southern Juan de Fuca Ridge: results of investigation in the USGS study area, 1980-83 // Marine Mining. 1985. Vol.5, №2. P. 147-163.

521. Kravtner H.G. Ore deposits related to submarine hydrothermal sources: genetic models and depositional models as main concepts in ore systematics // 29th Int. Geol. Congress., Kyoto, 24 Aug. 3 Sept. 1992. Kyoto, 1992. Vol. 3. P.757.

522. Kroence L and Nemato K Marine geology of the Hess Rise. 2. Basement morphology, sediment thickness, and structural geology//J. Geophysical res. 1981. Vol. 86. P,9259-9278.

523. KumazawaM., Maruyama S. Whole earth tectonics // J. Geol. Soc. Japan. 1994. Vol. 100, №1. P.81-102.

524. Kutina J. Hydrothermal ore deposits in the western United States: A new concept of structural control of distribution // Science. 1969. Vol. 165.P.1113-1119.

525. Kutina J. Regularities in the distribution of ore deposits along «Mendocino Latitude», Western United States//Global Tectonics andMetallogeny. 1980. Vol.1, №2. P.l 170-1189.

526. Lalou C., Brichet E., Hekinian R Age dating of sulfide deposits from axial and off-axial structures on the East Pacific Rise near 12° 50 N. // Earth and Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 75, N1. P.59-71.

527. Lancelot Y. ODP: Leg 129 sediments et croute oceanique d'age jurassique moyen decouverts dans le Pacifique // Geochronique. 1991. № 37. P.16.

528. Laughlin RJ., SorgD.H., Morion J.L. et.all. Paragenesis and tectonic significance of base and precions metal occurrences along the San Andreas fault at Point Delgada, California // Econom. Geol. 1985. Vol. 80. P.244-259.

529. Lowell RP., Rona P.A. Hydrothermal models for the generation of massive sulfide ore deposits//J. Geophys. Res. 1985. V. 90, №B10. P.8769-8783.

530. Ma Li, Yand Jiliang, Ding Zhendyan. Songliao Basin-an Intracratonic continental sedimentary basin of combination type // Chinese Sedimentary Basins. Elsevier Sciense Publ. B.V. 1989. P.77-87.

531. MalahoffA. Massive submarine polymetallic sulfides and their continental connections // American Mining Congress, International Mining Show. Washington-Las Vegas, 1982. P.l-12.

532. Malahoff A. Hydrothermal vents and polymetallic sulfides of the Galapagos and Gorda-Juan de Fuca Ridge systems and of submarine volcanoes // Biol. Soc. Wash. Bull. 1985. № 6. P. 19-41.

533. Malyshev Yu. F., Romanovsky N.P. Deep structure and ores of the Amur geoblock in the Central Asian fold belt // Bull, of the Shenyang Institute of Geology and Mineral Resources. China, Shenyang, 1995.P.1-8.

534. Mammerickx J., Sharman G.F. Tectonic Evolution of the North Pacific During the Cretaceous Quiet Period // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 93, № 134. P.3009-3024.

535. Markevich V.S., Golosubov V.V. Early cretaceous changes of vegetation and enviroument in East Asia // Abstracts 30th Int. Geol. Congress. Beijing, China, 1996. P.73.

536. Martynov Yr.A., Kalyagin A.N. et. al. Rock types and their distribution from Detroit seamount (Obruchev Rise) // Cooperative Program in the Geochemistry of Marine Sediments (GEMS). Menlo Park-Vladivostok, 1994. P.243-248.

537. Measured and Estimated Seaflor Topography. / Editor W. Smith, D. Sandwel. National Geoph. Data Center. 1997 NJAA, E/GCS.

538. Nakanishi M. Topographic expression of five fracture zones in the northwestern Pacific ocean // Geophysical Monograph 77. American Geophysical Union. Washington, 1993. P.121-136.

539. Nemato K. and Kroenke L. Marine Geology of the Hess Rise. 1. Bathymetry, Sarface sediment distribution and environment of deposition // J. Geophysical Res. 1981. Vol. 86, NB11. P. 10734-10752.

540. Ore deposits of the United States. N.Y., 1970. Vol.1. 970 p.

541. Rona P.A. Exsploration for hydrothermal minerals deposits at seafloor // Marine Mining. 1983. Vol. 4, № 1. P.7-38.

542. Rona P., Clague D. Geologic controls of hydrothermal discharge in the northern Gorda Ridge//Geology. 1989. V. 17. P.1097-1101.

543. Smoot C. The trans-Pacific Chinook Trough megatrend // Geomorphology. 1998. № 24. P. 333-351.

544. Speer K., Rona P. A model of on Atlantic and Pacific hydrothermal plume // J. Geophys. Res. 1989. Vol.94, № 5. P 6213-6220.

545. Stakes D., Moore W. Evolution of hydrothermal activity on the Juan de Fuca Ridge: Observations, mineral ages, and Ra isotope rations // J. Geophys. Res.B. 1991. Vol. 96, N13. P.2173 9-21752.

546. Structural map of Jilin Province. Scale 1: 1 000 000 // Burean of Geol. And Miner. Resour.of Jilin Province. Beidjin: Geol. Publ. House, 1988.

547. Tectonic map of the northeast Pacific ocean. Scale 1:10 000 000 (Editor H.W. Menard) // U.S. of Geological Survey, Univ. of California. Santa Barbara, 1989.

548. Vallier T., Rea D., Dean W., et al. The geology of Hess Rise, central North Pacific ocean // Initial Reports of the DSDP. VLXII, Washington, 1981. P. 1031-1072.

549. Watts A.B., Kogan M.G. Gravity of the Northwest Pacific Ocean basin and its margin Kuril-Japan Island Arc and trench system // Geol. Soc. Amer. Spec. Map fnd Chart Ser., 1977. MC-14. P. 19-23.

550. Werts G.B. The Texas lineament and its economic significance in Southeast. Arisona Econom. // Geology. 1970. Vol. 65, № 2. P.32-35.

551. Wise D.U. An origin of the moon by rotational fission during formation of the earths core // J. Geophys Res. 1963. Vol. 68. P. 1547-1557.

552. Wong K., Wells R., Mazzotti S., et al. A revised dislocation model of interseismic deformation of the Cascadia sabdaction zone // J. Geophys. Res. Vol. 108 № Bl. P. 1-23.

553. Xu Jiawei et all. An outline of the pre Jurassic tectonic framework of East Asia // J. Of Southeast Asian Earth Sei. 1989. Vol. 3, № 1-4. P.29-45.

554. Zierenberg R.A., Shanks W.C., Bischoff J.L. Massive sulfide deposits at 21° N, East Pacific Rise: chemical composition, stable isotopes and phase equilibria // Geol. Soc. Amer. Bull. 1984. Vol.95. P.922-929.

555. Zierenberg R.A. The formation of massive sulfide at 21°N // Geochem. Explor. 1986. Vol.25. P.250.

Информация о работе

Калягин, Анатолий Никандрович
доктора геолого-минералогических наук
Владивосток, 2006
ВАК 25.00.28

Диссертация

Геология и металлогенические особенности трансструктурной мегазоны северной части Тихоокеанского сегмента Земли - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы