Палеомагнетизм геологических комплексов Камчатки и юга Корякии

Коваленко, Дмитрий Вячеславович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Палеомагнетизм геологических комплексов Камчатки и юга Корякии
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Палеомагнетизм геологических комплексов Камчатки и юга Корякии"

На правах рукописи

РГ5 ОД ¿Г Ш ПГ.:1

КОВАЛЕНКО Дмитрий Вячеславович

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ КАМЧАТКИ И ЮГА КОРЯКИН

Специальности 04.00.01 -общая и региональпая геология,'и 04.00.22-физика твердой Земли

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва, 2000

Работа выполнена в лаборатории тектоники океанической литосферы Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН

Официальные оппоненты

докт. геол.-мин. наук А.Н.Храмов докт. геол.-мин. наук Н.И.Филатова докт. геол.-мин. наук А.Н.Диденко

Ведущая организация: Геологический институт РАН

Защита состоится "¿Г " 1М-Р {А часов

на заседании диссертационного совета Д.003.50.01 при Институте литосферы окраинных и внутренних морей РАН по адресу: 109180, Москва, Старомонетный пер., д.22.

Отзывы просьба направлять ученому секретарю диссертационного совета.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН.

Автореферат разослан " уххЛ г.

Ученый секретарь диссертационного совета, канд. геол.-мин. наук / > -------Н.К.Власова

<£)3 РЖ - 9 А:*«* ^¿/К 0 <£) 2./</. г/б-, О

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность работы. Настоящая диссертационная работа выполнена в рамках двух научных направлений: 1) конвергентные границы континентальных и океанических литосферных плит и 2) тектоника краевых морей. Одной из наименее изученных проблем в этих направлениях является неоднородность строения активных континентальных окраин (АКО), проявляющаяся в сложном распределении структурных элементов и некоторых геофизических параметров, характеризующих магнетизм горных пород, гравитационные и термальные поля и другие. Очевидно, что неоднородное строение активных окраин (АКО) связано со сложными геодинамическими процессами в этих районах, и знание закономерностей в распределениях структурных и геофизических параметров в них и прхгчин возникновения этих закономерностей является основой для понимания геодинамической эволюции активных окраин и положения в них многочисленных и разнообразных месторождений полезных ископаемых (нефти, газа, рудных месторождений и других). Ярким примером активной континентальной окраины являются районы Камчатки и юга Корякин. В этих районах при геологическом картировании и тематических исследованиях была выявлена сложная неоднородная геологическая структура, сформированная в разное время. Палеомагнитные исследования этих районов несомненно актуальны в рамках поставленной выше проблемы. Многие задачи этой проблемы могут быть решены только с помощью палеомагнитного метода, который дает качественно новую информацию о широтах формирования комплексов горных пород, о структурном развитии районов АКО, а также о закономерностях распределений магнитных параметров горных пород, важных для геодинамического анализа.

Целью работы являлось палеомагнитное и геологическое изучение сложной и неоднородной структуры АКО Северо- Востока России (на примере районов Камчатки и юга Корякин) и выяснение геодинамических процессов, ответственных за ее формирование. При этом планировалось решить следующие задачи:

1)Палеомагнитным методом рассчитать количественные оценки широт формирования экзотических геологических комплексов, находящихся в различных структурных зонах Камчатки и юга Корякин, оценить величины их широтных перемещений и время тектонического совмещения с материком;

2)Используя склонения векторов намагниченности пород, оценить величины и направления вращений геологических блоков пород в различных структурных зонах АКО юга Корякин и Камчатки;

3)На основе совместного анализа палеомагнитных и геологических данных разработать тектонические модели, объясняющие формирование структурных особенностей АКО;

4) Выяснить закономерности распределений палеомагнитных параметров пород в структуре Камчатки и юга Корякин и оценить геодинамические факторы, объясняющие эти закономерности.

Фактический материал. Палеомагнитные коллекции собирались автором в течение 11 полевых сезонов на Камчатке и юге Корякин. Всего было отобрано из обнажений и обработано около 2900 образцов. Отбор палеомагнитных образцов сопровождался детальным описанием геологических разрезов и их структурного положения. Проведено описание более 1000 прозрачных шлифов горных пород. По 92 образцам проведены микрозондовые исследования магнитных минералов, в среднем- по 20 зерен из образца. По 113 образцам были измерены параметры

петель гистерезиса- Is, Irs, Irs/Is, He, Hcr/Hc, Her, no 93 образцам сняты зависимости Js-T, Jrs-T. Для 600-700 образцов замерены значения магнитной восприимчивости. Все материалы приведены в таблицах, на стереограммах и диаграммах. В работе также использованы литературные данные но палеомагнетизму пород Камчатки, полученные сотрудниками ГИН РАН,. ИФЗ РАН и других организаций, а также опубликованные данные о геологическом строении Камчатки и юга Корякин.

Практическое значение. Результаты исследований были использованы при составлении тектонической карты Охотоморского региона масштаба 1:2500000 (ответственные редакторы Н.А.Богданов и В.Е.Хаин), которая может служить основой для геологического картирования и анализа распределений месторождений полезных ископаемых в структуре Камчатки и юга Корякин.

Научная новизна. В работе впервые приведены результаты детальных палеомагнитных исследований геологических комплексов пород из различных структурных зон АКО Камчатки и юга Корякин. Рассчитаны кривые широтной миграции островодужных террейнов Камчатки и юга Корякин и определено время их коллизии с материком. Предложены модели, объясняющие формирование структурной неоднородности этих районов. Выяснено распределение перемагничешшх и неперемагниченных пород в структуре Камчатки и юга Корякин, оценено время перемагничивания пород и проведено исследование возможных механизмов, приводящих к перемагничиванию пород. Выявлены пояса перемагниченных пород в различных регионах Мира и проведен анализ положения поясов перемагничивания в глобальных геологических структурах.

Апробация работы. Основные положения работы докладывались на осенней сессии Американского Геофизического Союза (Сан- Франциско, 1995); на 8 и 9 сессиях Европейского Геологического Союза (Страсбург, 1995, 1997); на 31 Международном Геологическом Конгрессе (Пекин, 1999); на И, III, IV, V Международных совещаниях по тектонике плит (1989, 1991, 1993, 1995); на тектоническом совещании Межведомственного Тектонического Комитета (Москва, МГУ, 1997, 1998, 1999); на семинаре "палеомагнетизм и тектоника" (Санкт- Петербург, 1989); на палеомагнитных семинарах ИФЗ РАН (1989, 1997,1998,1999,2000); на тектонических семинарах ГИН РАН (1989, 1998); на Всесоюзном съезде по геомагнетизму (Суздаль, 1991).

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения, списка литературы и приложений. Она включает 18 таблиц, 140 рисунка, общий объем работы- 370 страниц.

Благодарности. Автор глубоко признателен Н.А.Богданову и В.Д.Чеховичу за научное руководство и поддержку'в период сбора фактического материала и подготовки работы, а также за критические замечания при обсуждении различных аспектов работы. Я благодарю Д.М.Печерского, С.Д.Соколова, Ю.Б.Гладенкова, В.С.Вишневскую, И.А.Басова, А.Е.Шанцера, М.Л.Баженова, Г.З.Гурария, В.С.Буртмана, В.Э.Павлова, С.В.Шипунова за обсуждение моих работ и полезные советы, сотрудников обсерватории "Борок" за предоставление аппаратуры для иетромагнитных исследований, М.И.Ильина за помощь в проведен™ микрозондовых исследований. Я искренне благодарен Е.Е.Чернову, Л.Л.Ремизовой, Я.Ю.Ярославцевой, Е.А.Ширяевскому за помощь в обработке материала, а также другим сотрудникам лабораторий тектоники океанической

литосферы и биостратиграфии Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН и соавторам моих публикаций за поддержку и сотрудничество.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ КАМЧАТКИ И ЮГА КОРЯКИН И ПРОБЛЕМА ВЫДЕЛЕНИЯ ЭКЗОТИЧЕСКИХ

ТЕРРЕЙНОВ

Геологические схемы Камчатки, юга Корякин, а также акваторий Берингова и Охотского морей, являющиеся главными объектами исследований данной работы, представлены на рис. 1,2.

Геологическое строение Камчатки и юга Корякин характеризуется сложной, неоднородной тектонической структурой. В этих районах выделяются следующие структурные зоны (рис. 1,2):

Западно-Камчатская зона [Нижний палеоген...,1997; Эоцен...., 1991; Богданов и Хаин, 2000], которая в основном сложена кайнозойскими, в меньшей степени мезозойскими осадочными и вулканогенно- осадочными толщами. Наиболее древние толщи обнажаются на п-ве Омгон (О на рис.1) [Бондаренко и Соколков, 1990]. Здесь в автохтоне залегают деформированные в изоклинальные складки меловые флишоидные терригеные породы. На них надвинуты чешуи средне-, позднеюрских кремнистых и базальтовых пород, вероятно, возникших в условиях окраинного моря. В хр.Медвежий (М на рис.1) [Кузмичев и др.,2000, устное сообщение], в районе устья р.Палана (П на рис.1) [Исследования литосферы..., 2000], а также в бассейне р.Усть- Хайрюзово (УХ на рис.1) [Мороз и др.,1963] картируются кремнистые и вулканогенно- осадочные островодужные толщи позднемелового возраста. В районе р.Палана толщи интенсивно дислоцированы, в них отчетливо фиксируются левосторонние сдвиговые структуры, в отдельных обнажениях наблюдаются покровно- складчатые деформации. Структура хребта Медвежий считается моноклинальной с падением пород на восток.

Позднемеловые комплексы с несогласием перекрыты кайнозойскими осадочными и вулканогенно- осадочными мелководными, в некоторых случаях континентальными толщами, сформированными в шельфовых и прибрежно-морских условиях кайнозойской материковой окраины. Толщи относительно слабо деформированы. Верхние части палеоценовых толщ богаты горизонтами конгломератов и гравелитов, залегающих с размывом. В гальках конгломератов присутствуют разнообразные вулканические породы, кварциты, яшмы, песчаники, кремни. Среднеэоцен- миоценовые толщи с резким угловым несогласием залегают на меловых и палеоценовых породах. В толщах присутствуют среднеэоценовые субаэральные вулканиты (кинкильские и божедомовские), являющиеся частью Западно- Камчатско- Корякского окраинно-контипспталыгого вулканического пояса [Филатова, 1988].

На юге Камчатки восточнее Западно- Камчатской зоны картируются палеозойские и мезозойские метатерригенные и метавулканогенные, метаморфизованные вплоть до амфиболитов [Бондаренко и др., 1993; Бондаренко, 1997] породы Малкинского выступа [Зинкевич и др., 1994; Шапиро и др., 1986], которые, по- видимому, являются частью древнего фундамента континента [Чехович и Богданов, 1999]. Они окаймляются позднемеловыми-раннекайнозойскими флишевыми комплексами (хозгонская серия), аналога которых распространены на Камчатском перешейке (лесновская свита) и на юге Корякин (Укелаятский флиш) (рис. 1,2). Флишевые толщи залегают в сложной покровно- складчатой структуре северной вергентности на юге Корякин и западной вергентности на Камчатке [Богданов и др.,1982; Тильман и Богданов,

160°В

[Аккреционная..., 1993] с дополнениями автора. 1,2: Западно- Камчатская зона-1.осадочные толщи (Р-Ы), 2.блоки вулканогенно- осадочных и кремнисто-вулканогенных комплексов островных дуг и окраинных морей (13-К): Палакский (П), Ошонский (О), хр.Медвежий (М), Усть-Хайрюзовский (УХ); З.Западно-Камчатско- Корякский окрашшо-континентальный вулканический пояс (Кинкильские и Божедомовские вулканиты- Р2); 4.Центрально- Камчатская зона (вулканогенные, кремнисто-вулканогенные и вулканогенно- осадочные комплексы островных дуг и окраинных морей (К2- I1,); 5.Выступы метаморфических пород (PZ-MZ}; б.Лесновские и хозгонские флишевые толщи (К-Р,); 7.Центрально-Камчатский прогиб (осадочные толщи (Р-М); 8.Восточно- Камчатская зона (офиолиты (К2), вулканогенно- осадочные комплексы островных дуг (К2-Р,) и флишевые толщи (Ветловский комплекс) (Р); 9. Тюшевский прогиб (осадочные толщи (Р-Ы); 10. Зона террейнов восточных полуостровов Камчатки (вулканогенно- осадочные и кремнисто- вулканогенные комплексы островных дуг (К2-Р) и блоки сложного строения (К-М); 11.Центрально- Камчатский вулканический пояс (Р,-<2); 12.Восточно- Камчатский вулканический пояс (О); 13.Разрывные нарушения: а-надвиги, б-субвертикальные; Цифры на схеме: 1,2,3,4-Пенжинский, Паланский, Тигильский и Колпаковский р-ны по [Нижний палеоген..., 1997], 5-Камчатский перешеек, 6-юг Срединного хребта, 7-о.Карагинский, 8-п-ов Озерной, 9-хр.Кумроч, 10- хр.Тумрок, 11-Валагинский хр., 12,13- Ганальский и Малкинский выступы, 14-п-ов Камчатский мыс, 15- п-ов Кроноцкий, 16- п-ов Шипунский. ИР- Ирунейский покров, АН- Андриановский покров.

1992; Богданов и Чехович, 1999; Соколов, 1992; Чехович, 1993; Аккреционная..., 1993; Шапиро, 1995].

Аллохтонные. пакеты тектонических чешуй и пластин окраинноморских и островодужных толщ Центрально- Камчатской и Фронтальной (па юге Корякин) зон с востока (на Камчатке) и с юга- востока (в Корякин) надвинуты в виде Андриановского, Ирунейского и Ватынского тектонических покровов (рис. 1,2) на флишевые отложения [Богданов и др.,1982; Федорчук и др.,1991; Аккреционная..., 1993; Богданов и Чехович, 1999]. Пластины альб- кампанских и кампан- маастрихтских кремнисто- яшмовых и вулканогенных окраинноморских пород занимают нижнее положение в структуре аллохтона. Сантон- кампанские и кампан- датские вулканогенно- осадочные островодужные породы занимают верхнее структурное положение в аллохтоне и надвинуты с востока на океанические толщи [Федорчук и др., 1991; Федорчук и Извеков, 1992; Зинкевич и др., 1994]. На севере Центрально- Камчатской зоны (Камчатский перешеек) автохтонные и аллохтонные толщи с резким угловым несогласием перекрыты среднеэоценовыми вулканитами Кинкильской серии.

Геологическое строение Восточно- Камчатской зоны (рис.1) различно в ее восточной и западной частях. На западе зоны картируются пологопадающие на восток пластины, сложенные только кампан- палеоценовыми островодужными толщами; на востоке позднемеловые островодужные породы совместно с образованиями позднемелового- раннепалеогенового ветловского флишевого комплекса слагают систему чешуй юго- восточной вергентности, разделенных крутопадающими надвигами [Аккреционная....,1993]. Формирование пологопадающих структур на западе зоны, по- видимому, произошло раньше, чем формирование структур юго- восточной вергентности на востоке, так как в Валагинском хребте описаны надвит юго- восточной вергентности, секущие пакет пологозалегающих пластин. Среди осадочных пород ветловского комплекса закартированы олистолиты офиолитов, островодужных пород, а также блоки базальтов СОХ, базальтов, сформированных в задуговом бассейне и на океанических островах [Геология западного...., 1991; Аккреционная...,1993]. Толщи, схожие с ветловскими, участвуют в структуре зоны аккреционной призмы на юге Корякин (рис.2) [Чехович, 1993]. Во многих районах Восточно-Камчатской зоны фиксируется резко несогласное залегание среднеэоценовых пород на меловых и палеоценовых комплексах [Аккреционная..., 1993; Бахтеев и яр., 1994; Шапиро и др., 1996].

Обнажающиеся в пределах Восточно- Камчатской зоны метаморфические породы (Ганальское поднятие на юге Камчатки [Рихтер, 1991] и Хавывенское поднятие на севере [Бадрединов и др., 1989]) включают островодужные и эксанические толщи, метаморфизованные до амфиболитов, не имеющие падежных датировок возраста. Важным элементом строения Ганальского выступа твляются синкинематические пластовые тела габбро и плагиогранитов, маркирующие зоны тектонических покровов, в том числе, залегающие в основании надвига позднемеловых неметаморфизованных островодужных толщ. Имеющиеся определения возраста синдеформационного метаморфизма и возраст :инкинематических тел плагиогранитов 50.7+1.5 и 47±1.2 млн. лет соответствует эаннсму эоцену (границе ипра- лютета) [Аккреционная...,1993].

Структуры Восточно- Камчатской зоны отделены от Центрально-камчатской зоны кайнозойскими толщами Центрально- Камчатской депрессии, тродолжающимися на север в пролив Литке. На востоке структуры восточно-

162*

Рис. 2. Геологическая схема северо- западного складчатого обрамления Командорской котловины [Чехович, 1991].

1-3 - океанические комплексы: 1 - офиолитовый (Кг), 2 - океанических базальтов (К2а1-ср), 3 - океанических базальтов щелочного типа (Кгср-б); 4-5 -комплексы глубоководных желобов и аккреционных призм: 4 - флишоидный (Р1-Р3), 5 - осадочного меланжа (К2-Р3); 6-10 - островодужные комплексы: 6 -кремнисто- вулканогенный CK.2St.-cp), 7 - вулканогснно- обломочный (К2ср-с1), 8 - комплекс реликтов магматических камер островной дуги (дунит-клшюпироксенит-габбровый)(Р), 9 - вулканогенно- осадочный (Р2-Рз)> Ю -вулканогенно- терригенный (К2-Р3); 11,12 - комплексы активных континентальных окраин: 11 - Апукско-Вывенский (N2-0), '2 - Западно-Камчатско- Корякский (Р); 13 - рифтогенные вулканиты Апукского грабена (Р->1); 14 - рыхлые неоген- четвертичные отложения; 15 - флишевые толщи Укелаятско- Лесновской зоны (К2-Р1); 16 - надвиги (а) и субвертюсальные разломы (в); 17 - границы структурных зон;

Структурные зоны: А - Фронтальная; Б - Ильпинско- Пахачинского прогиба; В - Говенская; Г - аккреционной призмы; Д - Центральная зона Олюторского хребта; Е - Олюторского полуострова.

ВП, ИП- соответственно, Ватынский и Ирунейский тектонические покровы.

Камчатской зоны надвинуты по надвигу Гречишкина на миоценовые осадочные толщи Тюшевского прогиба [Аккреционная..., 1993].

Зона восточных полуостровов Камчатки включает поднятия Камчатского мыса и Кроноцкого полуострова (рис.1) [Аккрециошшя..., 1993]. В геологической структуре этих районов участвуют позднсмеловые и палеогеновые вулканогено- осадочные островодужные толщи и блоки сложного строения, включающие интенсивно дислоцированные островодужные, олистостромовые, океанические толщи мелового возраста, тела габброидов и гипербазитов и тектонокластические толщи палеоцен- раннеэоценового возраста. На п-ве Камчатский мыс островодужные толщи слабо дислоцированы и залегают согласно. На Кроноцком поднятии меловые и палеогеновые островодужные образования характеризуются покровно- складчатым строением.

Структура зоны Ильпинско- Пахачипского прогиба на юге Корякин (рис.2) характеризуется северной вергентностью [Чехович,1993]. Позднемеловые-раннепалеоценовые толщи зоны сложены вулканогенно- осадочными островодужными породами, выше которых согласно залегают палеогеновые и раннемиоценовые терригенные толщи [Гладенков и др., 1988; Гладенков и др., 1988а; Тарасенко и др., 1970].

Зона Олюторского хребта характеризуется структурой юго- восточной вергентности. Она по субвертикальным разломам отделена от структуры фронтальной зоны северной вергентности (рис.2). Нижнее структурное положение в зоне Олюторского хребта занимают позднсмеловые и палеоценовые флшпево- олистостромовые толщи. С северо- запада на них надвинуты пластины вулканогенных и кремнисто- вулканогенных островодужных толщ кампан-датского возраста, среди которых в тектонических окнах обнажаются вулканогенные толщи коньяк- сантонского возраста, сформированные, по-пидимому, в задуговом бассейне [Чехович, 1993].

На юге Корякин вьщелен также среднеэоцен-олигоценовый островодужный комплекс хр.Малиновского (Говенская зола). Геологическая структура зоны характеризуется веерообразным распределением осевых плоскостей складок и плоскостей сместителей надвигов [Чехович, 1993]. Толщи комплекса не протягиваются на Камчатку и без видимых структурных несогласий залегают на позднемеловых островодужных породах [Чехович и др., 1990; Чамов, 1994].

Вулканиты позднеолигоцен- четвертичного Цептрально-Камчатского и плиоцен- четвертичного Восточно- Камчатского окраинно- континентальных поясов запечатывают более древние структуры Камчатки и юга Корякин [Богданов и др., 1982; Аккреционная ....,1993].

Аллохтонные позднемеловые и раннепалеоценовые океанические и островодужные толщи Западно- Камчатской, Центрально- Камчатской, Фронтальной, Восточно- Камчатской зон, зоны Олюторского хребта, зоны Ильпинско- Пахачинского прогиба, Говенской зоны и зоны восточных полуостровов (рис. 1,2) рассматриваются как экзотические террейны, аккретировавшиеся к окраине континента [Богданов и др., 1982; Тильман и Богданов, 1992; Соколов, 1992; Чехович, 1993; Аккреционная..., 1993; Богданов и Чехович, 1999; Шапиро, 1995; Geist et al., 1994]. Исключением является оригинальное мнение А.Е.Шанцера и Ю.Б.Гладенкова, которые на основе анализа геологических, биостратиграфических материалов и региональных несогласий предположили, что, начиная с позднего мела, районы Камчатки и

Охотского моря развивались как единый крупный тектонический блок, претерпевавший в основном вертикальные движения [Нижний палеоген..., 199'

В работах [Аккреционная...., 1993; Богданов и Чехович, 1999; Соколов, 199 Шапиро, 1995] высказывается мнение о том, что островодужные породы, участвующие в структуре перечисленных выше зон, являются остатками нескольких островных дуг.

Мел- палеогеновые островодужные толщи зоны восточных полуостровов Камчатки (Кроноцкий п-ов, Столбовской блок на п-ве Камчатский мыс), располагающиеся восточнее надвига Гречишкина, всеми исследователями объединяются в Кроноцкую дугу. Островодужный магматизм в этих толщах в разной степени проявляется с позднего мела (а, возможно, с коньяка [Аккреционная..., 1993]) по эоцен, хотя наиболее мощные пирокластические и лавовые толщи накапливались в позднем мелу и палеоцене. Вероятно, к Кроноцкой дуге принадлежат и экзотические палеоцен- эоценовые островодужные толщи Командорских островов [Чехович, 1993; Шапиро, 1995], резко отличающиеся по геохимическим свойствам от одновозрастных толщ Алеутских островов.

Средне- эоцен- олигоценовые островодужные толщи Говенской зоны, одновозрастные с толщами окраинно- континентального Западно- Камчатско-Корякского пояса [Чехович, 1993], интерпретируются как Говенская островная дуга. Эти толщи распространены только на юге Корякин и, по- видимому, их формирование связано сугубо с региональными тектоническими процессами в этом районе [Чехович и Богданов, 1999; Чехович, 1993].

По поводу геодинамической позиции позднемеловых и палеоценовых островодужных толщ Западно- Камчатской, Центрально- Камчатской, Восточн Камчатской, Фронтальной зон, зоны Олюторского хребта и зоны Илышнско-Пахачинского прогиба (рис. 1,2) мнения различных авторов расходятся.

В работах [Аккреционная...., 1993; Шапиро, 1995] все эти толщи объединяются в одну Ачайваям- Валагинскую островную дугу, аллохтонные толщи которой надвинуты на край материка по системе Ватынского (на юге Корякин), Ирунейского (на Камчатском перешейке) и Андриановского (в Малкинском выступе) тектонических покровов. Одним из доводов в пользу эт( гипотезы является синхронность завершения островодужного магматизма в позднемеловых и палеогеновых толщах рассматриваемых районов, относимых в Ачайваям- Валагипской островной дуге: активный магматизм заканчивается в середине палеоцена, после чего здесь начинается накопление терригешшх толп

Н.А.Богданов и В.Д.Чехович (1999) убеждены, что меловые островодужные породы Западно- Камчатской зоны представляют собой остатки самостоятельной дуги (Омгонской) по нескольким причинам. Во- первых, в районах между Малкинским выступом и Камчатским перешейком структуры Ватынско- Ирунейско- Андриановского шва не зафиксированы и, следователи: участие меловых островодужных пород Западно- Камчатской зоны (Паланскогс Омгонского, хр.Медвежий и Устъ- Хайрюзовского на рис.1) в структуре этого коллизионного шва не доказано. Во- вторых, как видно на побережье около устья р.Палана, меловые островодужные толщи этого района уже были деформированы в сложные покровно- складчатые и левосторонние сдвиговые структуры в позднем мелу, скорее всего в Маастрихте, и резко несогласно перекрыты слабо деформированными палеоценовыми отложениями. Покровно-складчатые деформации островодужных толщ Центрально- и Восточно-Камчатской зон произошли не раньше конца палеоцена- раннего эоцена. В-

третьих, ширина ареала распространения позднемеловых, деформированных в покровно- складчатую структуру, островодужных пород от хр.Тумрок до хр.Медвежий в западной Камчатке около 350км. Если "распрямить" покровно-складчатую структуру, то ширина еще недеформированного островодужного сооружения будет, как минимум, в полтора раза больше. В настоящее время такие энсиматические островные дуги не известны. В современных островодужных системах распределения центров вулканизма и ареалов лавовых потоков и грубой пирокластики образуют полосы значительно меньшей ширины (до 100км).

Позднемеловые- раннепалеоценовые островодужные толщи Центрально-Камчатской и Восточно- Камчатской зон и структурных зон юга Корякин (Камчатско- Южно- Корякская островодужная система) Н.АБогданов рассматривает как части островодужной системы, неоднородной по своему простиранию. Он считает, что Камчатский сегмент дуги развивался на континентальном основании, а Южно- Корякский сегмент- на океаническом основании и основании переходного типа [Богданов и Кепежинскас,1988].

Охарактеризованные выше закономерности геологического строения Камчатки и юга Корякин были отражены во многих работах и использовались во многих реконструкциях [Богданов и др., 1982; Тильман и Богданов, 1992; Богданов и Чехович, 1999; Соколов, 1992; Чехович, 1993; Аккреционная..., 1993; Шапиро, 1995; Geist et al., 1994].

Из приведенного выше материала вытекают задачи, изложенные в разделе "Общая характеристика работы", решение которых важно как для оценки геодинамической позиции тектонических структур АКО Камчатки и юга Корякин, так и для понимания геологического развития АКО в целом. Повторим их еще раз:

1)Палеомапштным методом рассчитать количественные оценки широт формирования экзотических геологических комплексов, находящихся в различных структурных зонах Камчатки и юга Корякин, оценить величины их широтных перемещений и время тектонического совмещения с материком;

4)Выяснить закономерности распределений палеомагнитных параметров пород в структуре Камчатки и юга Корякин и оценить геодинамнческие факторы, объясняющие эти закономерности.

МЕТОДЫ ЛАБОРАТОРНОЙ ОБРАБОТКИ ОБРАЗЦОВ Из обнажений, где четко видны элементы залегания пород, отбирались образцы пород (в количестве от 10 до 80 в зависимости от мощности опробуемого разреза). Из каждого образца выпиливалось два кубика с ребром 1 или 2 см. Оба кубика подвергались термочистке в интервале температур от 20° до 580°С (для магнетит- содержащих пород) или 680°С (для гематит- содержащих пород), верхняя граница которого определялась температурой возникновения магнитных новообразований, искажающих остаточную намагниченность кубика. Для большинства кубиков в этом интервале проводилось 8-12 нагревов с шагом 50-б0°С. Нагревы кубиков проводились в печи, экранирование которой позволяет компенсировать магнитное поле Земли до 5-10 гамм. Измерения

векторов намагниченности кубиков после каждого шага термочистки (далее эти векторы будут обозначаться 1п1) были сделаны на магнитометре Л1-4. По данным термочистки для каждого .кубика строились диаграммы Зийдервельда [гцсЗегуеИ, 1967], проводился компонентный анализ намагниченности кубиков [ЮгссЬутк,1980], анализ распределения векторов на сфере и т.д. Для каждого образца по обоим кубикам рассчитывались средние направления выделенных компонент намагниченности. Если для них не удавалось рассчитать среднего направления ни для одной компоненты с углом доверия меньше 25°, то образцы отбраковывались.

Все исследованные толщи делились на блоки. В блоки были отнесены фрагменты толщ, либо ограниченные разрывными нарушениями, либо отличающиеся по элементам залегания пород в них. Направления выделенных компонент анализировались на сфере для каждого блока отдельно, а также совместно по всем опробованным блокам или по группам блоков (если элементы залегания пород в них близки) в современной (ССК) и древней (ДСК) системах координат.

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ КАМЧАТКИ И ЮГА КОРЯКИН И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ДАННЫХ

Палеомагнитные исследования геологических комплексов Камчатки и юга Корякин проводились практически во всех структурных зонах этих районов (рис.3).

Во всех в разной степени метаморфизованных палеозойских и мезозойских породах Малюшского выступа (1 на рис.3) выявляется одна послескладчатая компонента (табл.2) [Коваленко и др.,2000].

На юге Центрально- Камчатской зоны в позднемеловых островодужных толщах геологического обрамления Малкинского выступа (1 на рис.3) фиксируется одна послескладчатая компонента намагниченности (табл.2) и только в двух блоках этих пород (1 и II в табл.1) выделяются две компоненты намагниченности, более высокотемпературная из которых, возможно, доскладчатая [Коваленко и др.,2000]. На севере зоны на Камчатском перешейке (5 на рис.3) в позднемеловой островодужной толще присутствуют блоки пород, намагниченность которых состоит из двух высокотемпературных компонент-доскладчатой и послескладчатой, и блоки намагниченность которых представлена только доскладчатой компонентой (табл.1) [Левашова и Шапиро, 1999].

В Восточно- Камчатской зоне в хребте Кумроч (2 на рис.3) в позднемеловых-раннепалеоценовых островодужных породах [Левашова и др, 1997] выделяется одна доскладчатая компонента (табл.1). В структуре о.Карагинского (6 на рис.3) присутствуют полностью перемагниченные породы (офиолиты) и позднемеловые- ранепалеоценовые островодужные и флишоидные толщи, в намагниченности которых выделяются две высокотемпературные компоненты (табл. 1,2). Более высокотемпературная компонента- доскладчатая [Коваленко и др., 1999]. В хребтах Тумрок и Валагинский (19 и 20 на рис.3) намагниченность позднемеловых островодужных пород, по-видимому, является суммой нескольких компонент, которые не удалось разделить в процессе термочистки [Гуревич и Суркис,1993].

Зона восточных полуостровов Камчатки. Намагниченность палеоценовых и эоценовых островодужных толщ п-ва Камчатский мыс (3 на рис.3) состоит из одной доскладчатой компоненты (табл.1) [Левашова, 1999]. В позднемеловых и раннекайнозойских островодужных толщах Кроноцкого п-ва (4 на рис.3) также

52°С

156'В

Рис. 3 . Положение комплексов пород, для которых имеются палеомагнитные определения, в структуре Камчатки и юга Корякин. КХозгонско-Лесновско-Укелаятский флишевый пояс; 2.Поздттемеловые островодужные толщи;

60'С 3. Выступы метаморфического фундамента; 4.Террейны восточных полуостровов Камчатки; 5.Районы распространения кайнозойских толщ; 6. Разрывные нарушения: а-надвиги, б-субвертикальтгые; 7.Породы, где выделяются доскладчатые компоненты

168"В намагниченности; 8.Породы, где выделяются послескладчатые компоненты намагничешюсти. Цифры в кружках показывают различные палеомагнитные объекты: 1-Малкинский выступ, 2-хребст Кумроч [Левашова и др., 1997], 3-п-ов Камчатский мыс [Левашова, 1999], 4-Кроноцкий п-ов [Левашова,1999], 5-Камчатский перешеек [Левашова и Шапиро, 1999], 6-о.Карагинский, 7- Илытинский п-ов, 8- хр.Малиновского, 9,

10- хребет Майны- Какыйне,

11-Ивтьшгаский хребет, 12-р.Хатапваям, 13- бухта

162*В Анастасии, 14,15- р.Ничакваям, 16- м. Вулканический, 17-р.Бурная, 18- верховья р.Апука [Савостип и Хейфец,1988], 19-хр.Тумрок [Гуревич и Суркис, 1993], 20-хр.Валагинский [Гуревич и Суркис, 1993]. Геологическая основа взята из [Шапиро, 1995].

52°С

выделяется одна доскладчатая компонента намагниченности (табл.1) [Левашовг 1999].

Во Фронтальной зоне в верховьях р.Апуки (18 на рис.3) в позднемеловых островодужных толщах фиксируются две компоненты намагниченности, более высокотемпературная из них доскладчатая (табл.1) [Савостин и Хейфец, 1988]. Позднемеловые толщи бухты Анастасии (13 на рис.3), сформированные в услових островной дуги и окраинного моря, полностью перемагничены после и деформаций (табл.2) [Коваленко и др.,1999].

В зоне Илышнеко- Пахачинского прогиба в позднемеловых и кайнозойских породах Ильпинского п-ва (7 на рис.3), сформированных, вероятно, в островодужной системе, выделяется доскладчатая компонента намагниченное™ (табл.1) [Коваленко,1992]. В хребте Майны- Какыйне (9,10 на рис.3) в позднемеловых островодужных породах фиксируются две высокотемпературные послескладчатые компоненты (табл.2). В терригенных палеоценовых толщах бассейна р.Хатанваям (12 на рис.3) и Ивтыгинского хребта (11 на рис.3) выделяется одна послескладчатая компонента намагниченности (табл.2) [Коваленко и Ремизова, 1997].

В Говенскои зоне в хребте Малиновского (8 на рис.3) в среднеэоцен-олигоценовых островодужных толщах выявляется одна доскладчатая компонент намагниченности (табл.1) [Коваленко и Ремизова, 1997]. В зоне Олюторского хребта намагниченность позднемеловых островодужных толщ (бассейн р.Ничакваям (14 на рис.3), бассейн р.Бурной (17 на рис.3), мыс Вулканический (16 на рис.3)) в основном состоит из одной доскладчатой компоненты (табл. 1). Пластина океанических пород, закартированная в бассеш р.Ничакваям (15 на рис.3), полностью перемагничена после ее деформаций (табл.2). Намагниченность флишево- олистостромовых толщ (21 на рис.3) включает две послескладчатые компоненты (табл.2) [Коваленко,1996; Коваленк 1999].

АНАЛИЗ ДОСКЛАДЧАТОЙ НАМАГНИЧЕННОСТИ

Доскладчатые и, по-видимому, близкие к первичным компоненты намагниченности выделены только в островодужных комплексах (табл.1), которые считаются остатками Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы и Кроноцкой островной дуги. Доскладчатые палеомагнитные определения 1Г1- XVII (табл.1) надежно обоснованы методически. К сожалении слабее обоснованы направления I и II (табл.1). Из-за сильного перемагничивашш толщ в данном районе эти направления рассчитаны по очен малому количеству образцов (возможно неполное осреднение вековых вариацш магнитного поля Земли), а их доскладчатая природа обосновывается только положительным тестом складки по наклонениям. Палеомагпстызм Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы.

Анализ палсощирот островодужных толщ Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы показал, что позднемеловые и кайнозойские островодужные комплексы этой системы являются экзотическими террейнами ] структуре этих районов. Позднемеловые островодужные толщи из всех тектонических зон были сформированы на сороковых- пятидесятых градусах северной широты и в это время не были совмещены ни с Евразией, ни с Северной Америкой (рис.4). Этот вывод находит подтверждение и по другим данным. В частности, для комплексов пород островных дуг и окраинных морей находящихся в структуре аллохтона вдоль системы Ватынского, Ирунсйского и Андриановского тектонических покровов, имеются близкие возрастные

Таблица 1а. Характеристики доскладчатой намагниченности толщ Камчатско- Южно- Корякской осгроводужноп системы

Возраст

Тест

Ig Kg

*95.

"95s

Ra ARa

ARe

AFa

Л Fe

X ф __

[ K2cp-m F+? 69 -41 69

Малкинский выступ (Коваленко и др., 2000) 8 -115 48 45 9 -144 13 -136 13

30 7.4 28 7.4 158W 55N

(4)

II K2 cp-m F+? 64 9 29 10 -21 64 38 10 -50 19.6 -42 19.3 14 ¡.1 12 8 158W 55N

(uj Камчатский перешеек (Левашова и Шапиро, 1999)

III K2 cp-m F+ 49 -61 14 15 -76 66 83 6 -109 15 -99 14 14 5 13 5 162W 59N

(93)

Ильпинский п-ов (Коваленко, 1992)

IV K2 st-m R+ 278 53 18 6 -61 61 18 6 -95 14 -84 13 20 5 18 5 165W 60N

(29)

IVa F+ 208 79 5 9 -74 73 12 8 -92 25 -81 24 9 7 7 7 165W 60N

(27)

IVb F+ 208 79 5 9 -38 75 14 6 -37 21 -28 21 7 5 6 5 165W 60N

(44) R+

IVc F+ 95 66 10 7 -46 77 10 7 -41 27 -35 27 2 5.7 1 5.7 165W 60N

(40)

остров Карагинский (Va- юг; Vb-север) (Коваленко и др.. 1999)

Va K2 cp-m F+ 348 70 15 9 -31 65 21 8 -60 19 -48 18 16 7 14 7 164W 58.5N

(15) R+

Vb K2 cp-m F+ 318 49 6 10 -26 63 16 6 -55 15 -44 14 18 5 16 5 164W 58.5N

(30)

Хребет Кумроч (Левашова и др., 1997)

VI K2 cp-m F+ 289 -44 8 5 -20 -68 16 3.7 -50 И -41 11 12 3 10 3 162W 57N

(93) C+

Верховья р.Апука (Савостин и Хейфец, 1988)

VII K2 cp-d F+ 2 -39 -71 14 11 -66 32 -54 30 12 9 10 9 171W 62N

(17)

Хребет Малиновского (Коваленко и др., 1999)

VIII P2-P3 F+ 176 42 1 15 -12 74 17 4 -6 14 0 14 6 4 5 4 168W 60.6N

(63) R+

Олюторский хребет (Коваленко, 1996; Коваленко и др., 1999)

IX K2 cp-m R+ 80 78 15 8 80 67 14 8 49 19 59 19 16 7 14 7 171.5W 61.4N

(22)

X K2 cp-m F+ 104 30 8 7 88 65 14 5 57 14 67 13 17 4 15 4 171.5W 60.9N

(68)

XI K2 cp-m F+ 107 13 5 8 97 68 12 5 66 15 76 14 14 4 1 4 171.7W 60.9N

(64)

N Возраст Тест Dg Ig Ks Ds Is Ks Ra ARa Re ARe Fa AFa Fe AFe Ф

Кроноцкий п-ов (Левашова, 1999)

XII (98) К2 F+ 98 -60 5 19 -77 .63 43 6.4 -85 13.6 -96.4 13.1 15 5.3 13 5.3 161.9 54.8

XIII (29) Р21 F+ 283 57 13 20 -82 58 49 3.2 -82 11.1 -75 10.5 21 3.2 20 3.2 161.9 54.8

XIV (76) Р23 F+ 311 77 22 И -63 64 78 5.6 -60 11.3 -55.4 11 13 4.7 12 4.7 161.9 54.8

Камчатский мыс (Левашова, 1999)

XV (78) F+ 118 60 7 6 26.8 60 15 4.4 10.8 12.2 20 11.4 20 3.8 18 3.S 162.3 56.2

XVI (54) F+ R+ 254 58 4 9.5 20.3 65 15 4.9 23.5 10.8 28.6 10.7 12 4.1 11 4.1 162.3 56.2

о.Медный (Bazhenov et al., 1992)

XVII (73) F+ 57 33 4 8 72 63 15 4.2 75 12.5 82 11.9 16 3.9 15 3.9 168 55

Обозначения к таблицам 1а и 16: N — номер палеомагнитного направления на рис.4,5,6, в скобках- количество образцов; D, I, К, «95 — склонение, наклонение, кучность и угол доверия. Символы g and s обозначают современную и древнюю системы координат, соответственно; F+,R+,C+- положительные результаты тестов складки, обращения, конгломератов. Ra, Re- разности между склонениями векторов намагниченности, рассчитанными для района Камчатки и юга Корякин из палеомагнитных полюсов для Северной Америки (Ra) или Евразии (Re) и склонениями векторов намагниченности, изученных в этих районах комплексов пород; ARa и ARe- доверительные интервалы для Ra и Re; Fa,Fe- разности между наклонениями векторов намагниченности, рассчитанными для района Камчатки и юга Корякин из палеомагнитных полюсов для Северной Америки (Fa) или Евразии (Fe) и наклонениями векторов намагниченности изученных в этих районах комплексов пород; AFa, AFe- доверительные интервалы для Fa и Fe [Beck, 1980; Demarest, 1983; Besse and Courtillot, 1991]; X, (р-долгота и широта исследованных районов.

датировки- К^ср-т, К2Я1-ср (по радиоляриям [Федорчук и др., 1991; Федорчук и Извеков, 1992; Зинкевич и др., 1994; Шикова,1997]). Следовательно, в позднем мелу одновременно накапливались как островодужные толщи, так и толщи окраинного моря, то есть, между исследованными островодужными комплексами и окраиной материка существовал бассейн [Богданов и др., 1982; Чехович и Богданов, 1999; Зинкевич, 1994]. Ширина бассейна, разделявшего Камчатско-Южно- Корякскую островодужную систему с окраиной материка, оценивается по палеомагнитным данным как 1000-1500 км.

Палеомагнитные определения для эоценовых пород хр.Малиновского (Говенская островная дуга) и п-ва Илыганский (рис.3) показывают, что в эоцене исследованные толщи были уже на шестидесятых широтах (современная широта-б1°с.ш.) (рис.4). С этого времени по палеомагнитным данным в пределах погрешности оценки палеошироты возможно совмещение исследованных островодужных комплексов с окраиной материка (рис.4). Резко несогласное залегание среднеэоценовых пород на меловых и палеоценовых толщах, закартированное в структурных зонах Камчатки, вероятно, связано с коллизией Камчатского сегмента с материком в конце палеоцена- раннем эоцене. К Камчатскому сегменту относятся позднемеловые- раннепалеоценовые толщи Центрально- Камчатской и Восточно- Камчатской зон, протягивающиеся до Камчатского перешейка (приблизительно до широты 60°С), в которых отчетливо проявлены коллизионные раннеэоценовые деформации. Оценки времени столкновения с материком Южно- Корякского сегмента, к которому отнесены позднемеловые- раннепалеоценовые островодужные породы структурных зон южной Корякин, где не зафиксированы раннеэоценовые деформации, неоднозначны. Среднеэоценовое время коллизии предполагается из возраста деформации в центральной Корякин [Филатова, 1988] и по датировкам апатита и циркона из автохтонных флишевых пород Укелаятского прогиба [Сагуег е1 а1., 1998]. Мнение об олигоцен- миоценовой коллизии [Чехович, 1993] основывается на факте, что в толщах южной Корякин (зона Ильпинско- Пахачинского прогиба, Говенская зона) отсутствуют структурные несогласия с нижнего палеоцена по нижний миоцен.

Сравнение позднемеловых и эоценовых палеомагнитных направлений, рассчитанных по толщам Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы с маастрихтским и эоценовым полюсами Тихоокеанской плиты [Ба£ег, 1987], показало, что комплексы этой системы за указанный период времени переместились на значительно большее расстояние по широте, чем Тихоокеанская плита. Следовательно, скорее всего, рассматриваемые островодужные толщи транспортировались с плитой Кула, скорость перемещения которой была значительно выше скорости движения Тихоокеанской плиты [ЕвдеЬгйБоп й а1., 1985;Ьоп5с1а1е, 1988].

Распределения склонений доскладчатой намагниченности толщ Камчатско- Южно- Корякской системы, дающих информацию о величинах и направлениях разворотов геологических блоков в горизонтальной плоскости, показаны на рис.5 и 6 и в табл.1. Видно, что толщи Камчатско- ЮжноКорякской островодужной системы в большинстве исследованных районов в разной степени развернуты против часовой стрелки. Только толщи зоны Олюторского хребта на юге Корякин сильно развернуты по часовой стрелке.

Возможно, вращения против часовой стрелки блоков Камчатско- ЮжноКорякской островодужной системы связано с коллизией ее Камчатского сегмента с окраиной материка. По крайней мере, как будто бы другие процессы,

о 10 20 30 40 50 60 70 80 мш

0 10 20 30 40 50 60 70

МЛНМ1

Рис.4. Диаграммы зависимости палешироты от возраста для островодужных толщ А-Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы и Б- Кроноцкой дуги. Палеошироты указаны с доверительными интервалами. 1-палеошироты с доверительными интервалами для толщ Центрально- Камчатской и Фронтальной зон; 2- Восточно- Камчатской зоны и зоны аккреционной призмы; 3- Говенской зоны; 4-о.Мсдный; 5- Камчатского мыса; 6- Кроноцкого п-ва; 7- область "ожидаемых" палеоширот для Северной Америки; 8- для Евразии [Beck, 1980; Demarest, 1983; Besse and Courtillot, 1991]. Римские цифры I-XVII- соответствуют номерам палеомагнигных направлений в табл.1.

которые могли бы привести к вращениям этих блоков, неизвестны. Подтверждение этой гипотезы вытекает и из палеомагнитных данных по палеогеновому разрезу Ильпинского п-ва. В этом разрезе позднемеловые и палеоценовые толщи развернуты против часовой стрелки значительно сильнее чем эоценовые: углы вращений- -б1°±6° и -74°+8° для позднемеловых и палеоценовых толщ и -38°±6° и -4б°±7° для эоценовых (табл.1, рис.6). Следовательно, позднемеловые и палеоценовые толщи разреза Ильпинского п-ва были развернуты на границе палеоцена и эоцена одновременно с началом коллизии Камчатского сегмента Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы.

При тектонической интерпретации вращений геологических блоков пород, связанных с коллизией островных дуг, большое значение имеет, было ли простирание дуги приблизительно параллельно окраине материка или дуга была ориентирована косо по отношению к простиранию края материка. В первом случае однонаправленные вращения блоков этой дуги в горизонтальной плоскости свидетельствуют о том, что коллизия дуги происходила со сдвиговой компонентой. Во втором случае вращения блоков возможны как при коллизии со сдвиговой компонентой, так и без нее.

Для выяснения ориентации Камчатского островодужного сегмента важен анализ несогласий в его структуре. В Восточно- Камчатской зоне резкие угловые несогласия выявлены как на юге, так и на севере. На юге зоны в южной части Валагинского хребта (рис.1) сложно деформированные палеоценовые ветловские флшпевые толщи резко несогласно перекрыты среднеэоценовыми породами [Аккреционная..., 1993; Бахтеев и др., 1994; Шапиро и др., 1996]. Севернее, в Ганальском выступе, время деформаций определяется по возрасту синкинематических интрузивных тел и синдсформационного метаморфизма-50.7+1.5 и 47±1.2 (раннему эоцену) [Аккреционная..., 1993]. Еще севернее в хр.Кумроч сложно деформированные позднемеловые- палеоценовые островодужные породы с угловым несогласием перекрыты эоцен-олигоценовыми неоавтохтонными отложениями правократонной свиты, деформированной значительно слабее аллохтонных толщ. На п-ве Озерной слабодеформированные среднеэоценовые породы конской свиты резко несогласно залегают на деформированных в покровно- складчатую структуру меловых островодужных толшах [Аккреционная..., 1993]. Несогласия среднеэоценовых пород на палеоценовых толщах повсеместно зафиксированы п толщах Западно- Камчатской зоны (в Пенжинском, Паланском и Тигильском районах), накапливавшихся в условиях окраины континента [Нижний палеоген...,1997]. Таким образом, похоже, что коллизия Камчатского сегмента происходила одновременно на всем его простирании. Следовательно, простирание его было приблизительно параллельно континентальной окраине. Начало коллизии, возможно, маркируется накоплением толщ конгломератов в верхних частях палеоценовых толщ Западно- Камчатской зоны [Нижний палеоген..., 1997]. Завершились коллизионные процессы к среднему эоцену.

Если приведенные рассуждения правильны, то вращения против часовой стрелки блоков пород Камчатского островодужного сегмента свидетельствуют о том, что процесс коллизии был со сдвиговой компонентой, и сдвиги были левосторонние. Так как многие толщи Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы слабо развернуты в горизонтальной плоскости, то, вероятно, перемещение по сдвигам вдоль материковой окраины было очень

Рис.5. Распределение склонений доскладчатой намагниченности островодужных толщ Камчатки и юга Корякин: (А)-Камчатско- Южно- Корякская островодужная система; (Б)-Кроноцкая дуга. 1.Хозгонско- Лесновско-Укелаятский флишевый пояс; 2.Позднемеловые островодужные толщи; З.Выступы метаморфического фундамента; 4.Террейны восточных полуостровов Камчатки; 5.Районы распространения кайнозойских толщ; 6. Разрывные нарушения: а-надвиги, б-субвертикальные; 7.Склонения намагниченности с утлом доверия; 8.Направления позднемеловых палеомеридианов: а-для Евразии, б-для Северной Америки. Цифры в кружках-1-Ветвейский хребет, 2-Олюторский хребет, З-Лесновское поднятие, 4-Малкинский выступ, 5- хребет Кумроч, 6-хребет Тумрок, 7-Валагинский хребет, 8-Ганалъский выступ, 9-Хавывенское поднятие, 10- хребет Малиновского. Вт, Ир, Ан- Ватынский, Ирунейский, Андриановский тектонические покровы; Гр- надвиг Гречишкина; Римские цифры 1-ХУ11-соответствуют номерам палеомагнитных направлений в табл.1 и на рис.4,6. Геологическая основа взята из [Шапиро, 1995].

40'

а л»

в и

w я

g-40'

-80(

■120°

—SB----

-I- i

-IVc-

IVb

-VI-^

1ГЛ

"VII1

40'

0' g

-40° I

-80° -120°

0 10 20 30 40 50 60 70 80"

80*

s 40'

к w

О 0'

-40' -80'

xvir

XVI

JS-'

щшш

Xjll

0 10 20 30 40 50 60 70 80»

40° §

0° -40' -80°

CO о

X hs

5 4 5 5 I

Рис.6. Диаграммы зависимости склонений намагниченности от возраста для островодужных толщ: А- Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы и Б-Кроноцкой дуги [Beck,1980; Demarest, 1983; Besse and Courtillot, 1991]. Склонения намагниченности указаны с доверительными интервалами. Римские цифры I-XVII-соответствуют номерам палеомагнитных направлений в табл.1. 1-склонения намагниченности с доверительными интервалами для толщ Центрально- Камчатской и Фронтальной зон; 2- то же для Восточно- Камчатской зоны и зоны аккреционной призмы; 3- то же для Говенской зоны; 4- для о.Медный; 5- для Камчатского мыса; 6-для Кроноцкого п-ва. Пунктирная и штрих- пунктирная линии показывают изменения склонений намагниченности, рассчитанных для координат южной Корякин, из палеомагнитных полюсов Евразии и Северной Америки соответственно. Жирная пунктирная линия показывает изменение склонений намагниченности толщ Ильпинского п-ва.

недолгим. Последний вывод подтверждается независимыми кинематическими расчетами Н.М.Левашовой [1999], которая также показала, что большие перемещения островодужных блоков Камчатки и юга Корякин вдоль окраины Евразии маловероятны.

Сделанные выводы хорошо увязываются с данными D.S.Engebretson, А.Сох, R.G.Gordon [1985] и P. Lonsdale [1988] по кинематике литосферных плит Тихого океана. Они демонстрируют, что большие сдвиговые составляющие в направлениях конвергенции континентальной окраины с Тихоокеанской плитой возможны с позднего мела по средний эоцен (42 млн. лет), а с плитой Кула- с позднего мела до 55 млн. лет. Независимые кинематические расчеты J.O.Norton [1995] показывают, что в конвергенции Тихоокеанской плиты с материком в районе Камчатки с 76 млн. лет до настоящего времени вообще отсутствовала сдвиговая компонента, а в относительном перемещении континентальной окраины и плиты Кула сдвиговая компонента могла присутствовать с 76 млн. лет до 47 млн. лет, но маловероятна. Эти расчеты противоречат сделанным нами предположениям, и ниже будет использоваться кинематика Тихоокеанской плиты и плиты Кула, предложенная D.S. Engebretson и др. [1985] и P. Lonsdale [1988].

Детально процесс коллизии Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы, а также процессы, которые привели к вращениям по часовой стрелке блоков пород Олюторского хребта будут, обсуждены в палеотектонических реконструкциях на рис. 17,18 и 19. Палеомагнетизм Кропоцкой островной дуги

Доскладчатые палеомагнитные направления для Кроноцкой островной дуги получены для пород Кроноцкого п-ва, п-ва Камчатский мыс и о.Медный [Bazhenov et al.,1992; Левашова, 1999] (табл.1). Анализ наклонений показывает, что с позднего мела по средний эоцен комплексы пород этой дуги находились на сороковых градусах северной широты и не испытывали значимых перемещений (рис.4б). В этот период они не могли быть совмещены ни с Евразией, ни с Северной Америкой. Ширина бассейна между дугой и краем материка составляла приблизительно 1000-1500 км (рис.46).

Распределения склонений намагниченности толщ Кроноцкой дуги показано на рис.5б,6б. Меловые и раннепалеогеновые толщи Кроноцкого полуострова одинаково сильно развернуты против часовой стрелки относительно меридиана, Евразии и Северной Америки. Раннепалеогеновые толщи п-ва Камчатский мыс слабо развернуты в том же направлении, а толщи о.Медный сильно развернуты по часовой стрелке (табл.1, рис.5б,6б). Так как позднемеловые и эоценовые толщи в первом приближении развернуты одинаково, очевидно, что вращения блоков произошли после среднего эоцена.

АНАЛИЗ ПОСЛЕСКЛАДЧАТОЙ НАМАГНИЧЕННОСТИ Как было показано выше, в структуре Камчатки и юга Корякин присутствуют породы, сильно перемагниченные после их деформаций (рис.3, табл.2). В данной работе перемагниченными называются породы, вторичная намагниченность которых сохршшется при нагревах не менее, чем до 450-500°С. Неперемагниченными будут названы породы, обладающие доскладчатой намагниченностью, вторичные компоненты намагниченности которых "счищались" при температуре не более 200-300°С.

Перемагниченые и неперемагниченные породы распределены зонально: в более внутренних районах Камчатки и юга Корякин толщи в основном перемагничены, а в намагниченности пород из районов, приближенных к

Таблица 2. Характеристики послескладчатой намагниченности толщ Камчатки и юга Корякин

N Возраст Тест 18 кг сс95а к К5 Дф

Бухта Анастасии (Коваленко и др., 1999)

13а К2 ср-ш Г- 31 -79 19 5 43 4 14 6 СЗО

136 К2 ср-гп р-т- 282 -77 32 4 203 -24 2 13 С25

Бассейн р.Ничакваям (Коваленко, 1996)

15 р- 321 -57 22 5 86 -33 10 8 С45

Мыс Витгенштейна (Коваленко, 1996)

21а К-2 я-т Р-Т- 171 54 12 7 311 32 2 19 С55

216 ¡С2 Я-т Р-Т- 14 70 14 7 348 -26 1 24 0

Верховья р. Апука (Савостин и Хейфец, 1988)

18 К2 ср-б Р-Т- направление не рассчитывалось

Бассейн р.Хатапваям (Коваленко и Ремизова, 1997)

12 и- 196 -86 14 6 136 -32 10 7 С20

хребет Майны- Какыйне (Коваленко и Ремизова, 1997)

9 р. Р-Т- 32 -59 10 14 91 -71 10 14 С50

10 р. р-т- 310 -45 13 14 322 -23 14 14 СС360

9,10 Р-Т- 56 78 9 9 100 58 5 12 0

Ивтыгинский хребет (Коваленко и Ремизова, 1997)

11 р. т- 227 -46 И 15 161 -38 10 15 340

остров Карагинский (Коваленко и др., 1999)

6а к2 р-т- 170 -62 36 7 223 -10 8 15 0

66 К2 ср-ш Р-Т- 302 -30 9 7 314 2 6 9 ЗСЗбО

Малкинский выступ (Коваленко и др., 2000)

р.Правая Андриановка

1а К2 ср-т и-т- 350 71 29 4 343 -13 14 6 0

16 Ш Р-Т- 231 48 10 10 11 67 6 12 Ю360

1в рг-мг Р-Т- 52 66 18 7 43 11 12 8 0

1г рг-мг Р-Т- 335 85 40 5 326 1 23 7 0

1д мг р-т- 314 48 37 7 Ю20

р.Левая Андриановка

1в рг-мг Р-'Г- 56 64 32 6 45 2 22 7 310

1ж иг И-Т- 75 60 19 8 79 16 14 10 315

р.Облуковина

1з К2 ср-т Р-Т- 327 54 20 4 359 -3 И 6 0

1и К, ср-ш Р-Т- 8 72 19 7 41 13 12 9 0

Обозначения к таблице 2: N — номер палеомагнитного напрамения на рис.3: 136, 18, 9, 10, 11, б, 1а, 1з, 1и- вулканогенные толщи (туфы) Камчатско-южно- Корякской островодужной системы; 11- терригенные толщи этой системы (песчаники, алевролиты, карбонатные конкреции, туффиты); океанические комплексы: 15-базальты, 13а- базальты, красные яшмы, кремни, осадки, 16- базальты; метаморфические толщи: 1в-амфиболиты андриановской свиты, 1г-амфиболиты колпаковской свиты, 1е- гнейсы, 1ж-зеленые сланцы; габбро-1д; Б, I, К, 095 — склонение, наклонение, кучность и угол доверия. Символы §И8 обозначают современную и древнюю системы координат соответственно; Р- -отрицательные результаты теста складки, Т- -движение вектора Ш по дуге большого круга при "чистке" компоненты. ДФ-направление и угол отклонения векторов послескладчатой намагниченности от поля перемагничивания. Например, С45 соответствует отклонению вектора намагниченности на север на 45°.

побережью, вторичные компоненты либо отсутствуют, либо они характеризуют низкотемпературным спектром блокирующих температур (не выше 200-300°С). Многие направления вторичной послескладчатой намагниченности отклонены на разные углы (от 0 до 60°) от поля перемагничивания (табл.2). Следовательно перемагниченные толщи претерпели как минимум два этапа деформаций: первый- до перемагничивания, второй после приобретения вторичной послескладчатой намагниченности, приведший к ее отклонению от поля перемагничивания. В основном векторы послескладчатой намагниченности отклонены в направлениях, близких к вергентности толщ. Так как многие направления вторичной послескладчатой намагниченности отклонены от поля перемагничивания на малые углы (табл.2), то, скорее всего, перемагничивание толщ произошло после этапов сильных деформаций в исследуемых районах (видимо, в конце кайнозоя).

В настоящее время наиболее распространены три типа процессов перемагничивания, которые могут привести к полному уничтожению первично] намагниченности и к формированию новых, устойчивых к размагничивающим воздействиям, компонент намагниченности- 1) сильный прогрев пород и приобретение ими термоостаточной намагниченности, 2) химическое преобразование пород с формированием новых магнитных минералов (обычно чистого магнетита или гематита) и 3) термовязкое перемагничивание, протекающее при низких температурах в течение длительного времени.

Чтобы выяснить, какие из перечисленных процессов привели к перемагничиванию толщ Камчатки и юга Корякин, нами были проведены следующие исследования:

1.Изучение магнитных минералов и их преобразований на электронном микроскопе "CAMSCAN" с приставкой для микроанализа "LINK-860", позволяющей анализировать объекты до1 мкр.

2.Снятие кривых Js-T, Jrs-T с целью выявления магнитных фаз перемагниченнь и неперемагниченных пород [Нагата, 1965; Печсрский и др., 1975; Печерский и Диденко, 1995].

3.Измерения параметров петель гистерезиса и мапштной восприимчивости иеремагниченных и неперемагниченных образцов с целью примерной оценки концентрации магнитных минералов в породах и их доменной структуры.

4.Исследования вторичных изменений перемагниченных и неперемагниченных пород на оптическом микроскопе с целью определения возможных температур их вторичных прогревов.

Наиболее важным объектом исследований являются вулканогенные и осадочные толщи Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы, так как среди них присутствуют как перемагниченные, так и неперемагниченные породы (рис.3), и, следовательно, можно провести их корректное сравнение. Кроме того, были изучены неперемагниченые толщи Кроноцкой и Говенской островных дуг. Большое значение придавалось исследованиям пород разного генезиса, но перемагниченных по единому направлению. К ним отнесены геологические комплексы бухты Анастасии (13 в табл.2) и метаморфизованные толщи Малкинского выступа (1 в табл.2).

Кроноцкая дуга. Палеомагнитные образцы, отобранные из палеоценовых вулканогенно- осадочных образований в районе п-ва Камчатский мыс и меловы и палеоцен- эоценовых толщ Кроноцкого п-ва, представлены в основном

кристалло-витрокластическими туфами. Условия метаморфизма этих пород по парагенезисам вторичных минералов отвечают границе цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фаций метаморфизма (Т около 180-200°С, Р не более 1кбар). Исследованные разрезы практически не перемагничены, только в единичных образцах выделяются послескладчатые компоненты, направленные по современному полю Земли и уничтожающиеся при нагревах до 350°С. Микрозондовые исследования по четырем образцам с п-ва Камчатский мыс, по 3 образцам туфов из позднемеловых толщ и по одному образцу туфов из палеоценовых и эоценовых отложений с Кроноцкого п-ва показали, что магнитные минералы проанализированных на микрозонде образцов с доскладчатой намагниченностью представлены зернами титаномагнетита, размерами от субмикронных до 20-30 мкр, редко 60-80мкр, однородными, без видимых признаков распада и окисления. Содержания Т1О2 в титаномагнетите распределено в интервалах от 2-3 до 18%. Кривые Js-T, Jrs-T фиксируют одну магнитную фазу (магнетит с Тс=580°С), что свидетельствует о тонком (за пределами разрешения электронного микроскопа) спиноидальном распаде титаномагнетитов. По 6 образцам с п-ва Камчатский мыс были сняты параметры петель гистерезиса. Величины Js колеблются в интервале от 0.2 до 4 Ам2/кх, Нсг-от 244 до 336 А/м, Не- от 61 до 129 А/м, отношения Jrs/Js и Нсг/Нс распределены в интервалах 0.06-0.16 и 2.28-3.93, соответственно. Аналогичные параметры по 15 образцам с Кроноцкого п-ва распределены в интервалах: Js -0.2-6.1 Ам2/кг, Her- 64-376 А/м, Не- 27-159 А/м. Отношения Jrs/Js и Нсг/Нс-распределены в интервалах 0.03-0.16 и 1.6-3.9. Приведенные параметры и их соотношения показывают, что зерна магнетита в исследованных образцах в большинстве случаев либо многодоменные, либо являются ансамблем сильно взаимодействующих однодоменных зерен.

Говенская дуга. Намагниченность тонких туфов и закалочных зон лавовых потоков из вулканогенных островодужных толщ хребта Малиновского включает только одну доскладчатую компоненту (сохраняется до 550-570°с). Парагенезисы вторичных минералов в туфах и базальтах соответствуют пренит-пумпеллиитовой ступени метаморфизма при Т=200-240°С, Р=1-2 кбар. Данные микрозондовых исследований показали, что главным магнитным минералом в туфах и базальтах является титаномагнетит, зерна которого равномерно распределены по породе. Одинаково часто встречаются как кристаллы правильной формы, так и изометричные зерна. Размер зерен титаномагнетитов от единичных до 20-30 мкр в туфах и до 600 мкр в базальтах. Часто титаномагнетиты внешне однородные и плотные, но встречаются и корродированные зерна. И в туфах и в базальтах в зернах титаномагнетита иногда наблюдаются трещины однофазного окисления, а в базальтах часто фиксируются структуры распада и замещения, выраженные в присутствии в зернах титаномагнетита микропрожилков или включений неправильной формы сфена. Иногда титаномагнетиты встречаются в виде включений в альбите. Содержание ТЮ2 в титаномагнетитах (как в отдельных зернах, так и во включениях) меняется от 0 до 14%. Точки Кюри магнитных минералов туффитов и базальтов, рассчитанные по кривым Js-T, Jrs-T, распределены в интервале 500-580°С. Иногда на этих кривых при температуре около 400°с наблюдаются перегибы, возможно, указывающие на присутствие маггемита. Главный вывод проведенного изучения магнитных минералов Кроноцкой и Говенской дуг состоит в том, что отмеченные выше процессы спиноидального

о.Карагинский

обр20/97 9зерен М(-22%

О гч

Т102%~

обр469тк М1-28Й 25 зерен

Я-псшярн _

20 ^

5 0

обр456тк 34 зерна Мг-68% Кполярн

й и

5 ТГЭ2ЯЙ 2 2

обр727шк

М1-20Ж

11 1 N по.тирн

ТЮ2% -

ТЮ2% Малкинский выступ 40

ТЮ25Г

обр7/97 ЗЗзерна " М1-33%

тю,%~ ~

хр.Майны-Какыйне

\0 С*. л-*

тю2% ~

100 80 60 40 20 0

100 -80

м"

40 -20

60 N40 20 0 ■

К40 20

обр469тк скопления ММ 2%

Ж.

тю2%- - -

о6р456мк скопления М1-100Й

4 ^

1 0

тю2%- - -

обр460тк 9зерен>20мкр М1-10% Ы^-полярн

И и

тю2%

обр448тк 8 зерен М1-12% Ы-полярн

ТЮ2%"

обр727тк скопления 5Я М(-100%

тю2%

10 5 0

обр735шк

М1-6Ж Я-полярн

Т102%

обр732тк скопления М1-50% га

СЛ Щ

П02йг -

Г"> ^ ГЧ V» оо

ТЮ2% - - -

Рис.7. Гистограммы распределений составов титаномагнетитов для перемагниченных толщ Камчатско- Южно- Корякской островной дуги. Ордината- количество зерен, абсцисса- содержание ТЮ2 В области гистограммы указаны номер образца, суммарное количество исследованных магнитных зерен, процентное содержание чистого магнетита от общего числа зерен (М1-35%, М1-209о и т.д.) Обозначение СП-2500, 320° и т.д. указывает присутствие в намагниченности образца вторичной компоненты и температуру ее уничтожения. СП-0 обозначает отсутствие вторичных компонент.

КАМЧАТСКО-ЮЖНО-КОРЯКСКАЯ ДУГА

Перемагниченные породы

Неперемагниченные породы

IIcr/Hc - ~ Нег/Нс - -

Рис.8. Гистограммы распределений величии параметров петель гистерезиса образцов Кроноцкой и Камчатско- Южно- Корякской дуг. Ось ординат- количество образцов, ось абсцисс- величины намагниченности насыщения (Js), отношений остаточной намагниченности насыщения к намагниченности насыщения (Jrs/Js), коэрцитивной силы (Не), остаточной коэрцитивной силы (Her), отношения Нсг/Нс.

распада титаномагнетитов и их однофазного окисления не привели к перемагничиванию рассматриваемых дуг.

Камчатско- Южно- Корякская островодужная система. Перемагниченные тонкие туфы и туффиты были иследованы на о.Карагинский (6 на рис.3), хр.Майны-Какыйне (9,10 на рис.3) и в Малкинском выступе (1 на рис.3). Ассоциации вторичных минералов в этих породах соответствуют границе цеолитовой и пренит- пумпеллиитовой субфаций (Т=200-220°С, Р=1-2кбар). На микроанализаторе были исследованы 7, 8 и 5 образцов с о.Карагинского, хр.Майны- Какыйне и Малкипского выступа сответственно. Во всех шлифах были обнаружены многочисленные разрозненные однородные на вид, без признаков распада, зерна титаномагнетита с размерами 1-200мкр с различным содержанием ТЮ2 (рис.7). В большинстве зернен титаномагнетитов туфов хр.Майны- Какыйне наблюдаются трещины, образующиеся при их однофазном окислении. В образцах с Малкинского выступа и хр.Майны- Какыйне помимо разрозненных зерен также зафиксированы скопления мелких, до 4 мкр зерен титаномагнетита, которые пространственно ассоциируют с кристаллами альбита, и, возможно, являются включениями в этом минерале. Поскольку кривые .Ь-Т, .Гге-Т во всех трех районах показали присутствие только магнетитовой фазы с Тс=576°С, очевидно, титаномагнетиты претерпели тонкий спиноидальный распад, не фиксирующийся микрозондом. Параметры петель гистерезиса для всех районов показаны на рис.8.

Неперемагниченные образцы туфогенных пород исследовались с хр.Кумроч (2 на рис.3), Камчатского перешейка (5 на рис.3), мыса Вулканический (16 на рис.3), бассейна р.Бурной (17 на рис.3). Метаморфизм пород в этих районах меняется от цеолитовой (Т=150-160°С, Р не более 0.5 кбар) до пренит-пумпеллиитовой фаций метаморфизма (Т=210-270°С, Р=1-2 кбар). В намагниченности большинства образцов не выявляются вторичные компоненты. В некоторых образцах вторичные компоненты, направленные по современному полю Земли, уничтожаются при температурах-300-350°С. Микрозондовые исследования были проведены по 4 образцам туфов с хр.Кумроч, 3- с Камчатского перешейка, 5- с мыса Вулканический, 4- из бассейна р.Бурной. Установлено, что во всех образцах магнитные минералы также представлены многочисленными разрозненными зернами титаномагнетитов, видимый размер которых составляет от 1 до ЮОмкр. Большинство зерен однородные на вид, без признаков магнитного распада. В титаномагнетитах из туфов с мыса Вулканический и из бассейна р.Бурная иногда наблюдаются трещины, вероятно, связанные с однофазным окислением. В образцах из этих же двух районов помимо разрозненных зерен наблюдаются скопления мелких зерен в альбите, размер которых не превышает 3 мкр. Характерные распределения составов титаномагнетитов показаны на рис.9. Титаномагнетиты претерпели тонкий спиноидальный распад, так как кривые 1з-Т, .Гге-Т показывают присутствие только магнетитовой фазы с Тс=580°С. Параметры петель гистерезиса показаны на рис.8.

Очевидно, что проведенные исследования перемагниченных после деформаций и неперемагниченных туфогенных толщ Камчатско- ЮжноКорякской системы не выявили их отчетливых различий. Как перемагниченные, так и неперемагниченные толщи не претерпели сильных температурных воздействий (не выше 250°С), а видимые на микрозонде рудные минералы представлены в большинстве случаев гомогенными на вид титаномагнетитами,

хр.Кумроч

N ^ 4

тс обр172

* 20 зерен

а ММ 5%

I (Я ИСП-400» 1 Я Н

С7\ ГЧ «/"> Св

ТЮ2%

обр193/95 17 зерен М^ЗОЖ N

ТЮг

10 8 N6 4 2 0

обр48/95

18 зерен

ммож

сп-0

ТЮ2

обр37/95 20 зерен

М[-25% сп-330°

ТЮг

40 30

10 о

0бр372

17 зерен

мкж

сп-нет га 1

100 80 60

40 20 О

ТЮ2% - ~

Камчатский перешеек

тю2%

обр537 17 зерен №-12% сп-0

ТЮ2% мыс Вулканический

193/95 скопления

^ М1-40Ж

Т102

Бассейн р. Бурная

ТЮг

ТО2

Рис.9. Гистограммы распределений составов титаномагнетитов для неперемагниченных толщ Камчатско- Южно- Корякской островной дуги. Ордината- количество зерен, абсцисса- содержание 'ПОг- В области гистограммы указаны номер образца, суммарное количество исследованных магнитных зерен, процентное содержание чистого магнетита от общего числа зерен (М1-35%, М1-20% и т.д.) Обозначение СП-2500, 320° и т.д. указывает присутствие в намагниченности образца вторичной компоненты и температуру ее уничтожения. СП-0 обозначает отсутствие вторичных компонент.

Содержание зерен магнетита в перемагниченных образцах Ка.ччагки и юга Корякин

Содержание зерен магнетита в неперемагниченных образцах Камчатки и юга Корякин

Магаеткт%

30 50 70 90 Магветит%

Содержание магнетитовых включений ("скоплений") в перемагниченных образцах Камчатки и юга Корякин

Содержание магнетитовых включений ("скоплений") в неперемагниченных образцах Камчатки и юга Корякин

30 50 70 90 Магцетнт%

30 50 70 90 Магнетнт%

Содержание зерен магнетита в неперемагниченных образцах Восточных полуостровов Камчатки

Магнстит%

Рис.10. Гистограммы процентного содержания зерен магнетита от общего количества исследованных зерен в образцах Кроноцкой и Камчатско-Южно- Корякской дуг. Ось ординат- количество образцов, ось абсцисс-содержание магнетита. В области гистограмм указано суммарное количество образцов.

претерпевшими тонкий спиноидальный распад с формированием чистого магнетита и немагнитных минеральных фаз. По данным работы [Гапеев и Артемова, 1988] такой распад вполне вероятен на ранних стадиях формирования породы. Характерной чертой туфов и туффитов (как перемагниченных, так и неперемагниченных) толщ Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы является повышенное процентное содержание в них зерен чистого магнетита от общего числа исследованных на микрозонде зерен (рис.7,9,10). Важно отметить, что в некоторых образцах и перемагниченных и неперемагниченных туфов наблюдается до 70% (о.Карагинский, хр.Майны-Какыйне) и до 90% (р. Бурная) чистого магнетита. Намагниченность всех исследованных образцов в бассейне р.Бурной (содержание магнетита 25%, 90%, 10% от общего числа измеренных магнитных зерен в образцах), в районе м.Вулканического (содержание магнетита-1%,25%,30%,30%,5%), Камчатского перешейка (содержание магнетита 44%,12%,31%) и в хр.Кумроч (содержание магнетита- 15%, 0%, 6%, 0%) явно доскладчатая (Кд/Кс=2.8, 3, 29 и 6, соответственно).

В образцах перемагниченных толщ зафиксированы близкие содержания магнетита: Малкинский выступ- 33%, 18%, 29%, 22%. В двух разрезах хр.Майны-Какыйне-6%, 6%, 19%, 10%, 68%, 12%; на о.Карагинском-66%, 63%, 50%, 20%, 17%, 25%, 40% (рис.7,9,10). Таким образом, процессы, приведшие к формированию повышенных концентраций магнетита, оказываются однотипными в перемашиченных и неперемагниченных туфах Камчатско-Южно- Корякской островодужной системы. Вряд ли они являются причиной перемагничивания толщ этой дуги. Скорее, формирование магнетита произошло на ранних стадиях формирования островодужных толщ за счет каких-то характерных именно для этой дуги геохимических процессов.

Таким образом, анализ видимых на электронном микроскопе магнитных минералов (крупнее 0,5мкр) не позволяет сделать вывод о химическом постдеформационном перемагннчивании изученных толщ Камчатско- ЮжноКорякской системы.

Но являются ли магнитные минералы, которые мы можем видеть при наших возможностях увеличения, действительно теми минералами, с которыми связана намагниченность пород? Может быть, за пределами видимости существуют более мелкие зерна магнитных минералов, с которыми и связано перемагничивание пород? Если это так, то тогда концентрация магнитных минералов в перемагниченных толщах должна быть значительно выше, чем в неперемагниченных, так как в этом случае намагниченность предполагаемых вторичных минералов должна полностью подавить намагниченность первичных титаномагнетитов, концентрация которых в породе во многих случаях велика. С целью ответа на эти вопросы мы провели сравнение параметров петель гистерезиса и магнитной восприимчивости перемагниченных и неперемагниченных пород. На рис.8 видно, что иследованные перемагничешше и неперемагннченные породы обладают близкими характеристиками магнитной жесткости. Как показывают спектры распределений Не, Нсг, породы достаточно жесткие. Величины отношений Jrs/Js и Нсг/Нс характерны либо для многодоменных зерен, либо для агрегатов сильно взаимодействующих однодоменных зерен [Бродская и др., 1992]. Так как все обнаруженные при микрозондовых исследованиях однородные на вид титаномагнетиты претерпели тонкий спиноидальный распад, последний вариант вполне возможен. При близких параметрах магнитной жесткости для оценки концентрации магнитных

40 30 N20 10 0

50 40

10 О

Неперемагниченные толщи Перемагниченные толши

ОСТРОВОДУЖНЫЕ ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫЕ ТОЛЩИ 20

р.Бурная Г пЮ2 зерен ТМТ

Н_____ пЮ" 1 0-п 10° зерен ТМТ! . зерен ТМТ яя Ш ЕЗ , ва Н 1

200

800 1400 Каша х 10"5

2000

м Вулканический

0-пШ» Ш01

- зерен ТМТ зерен ТМТ

Я , I

пЮ1 ■ ем ТМТ 'Ш

¥11 О2

зерен ТМТ

а I

200

800 1400 Каппа х 10"5

2000

800 1400 Каппа х 10"5

10 5 -О

хр.Р

0-п10° жрен ТМТ

200

800 1400 Каппа х 10 '

2000

50 -40 30 -20 10 0 -

бухта Анастасии

: Не обнаружено зерен ТМТ

800 1400 2000 Каппа х 10"5

Малкинский Ж „ выступ I 0-пЮ0 1 'зерен ТМТ пЮ'

' зерен ТМТ

200

800 1400 Каппа х Ю-5

2000

о.Карагинский

0-п10°

зерен ТМТ;

пЮ1

' эереч ТМТ

200 800 1400 Каппа х 105

ОСАДОЧНЫЕ ТОЛЩИ ИЛЬПИНСКО- ПАХАЧИНСКОГО ПРОГИБА

250 200 ( 150 100 50 0

Мтьпннский п-в

; 0-п10° ] зерен ТМТ

пЮ2

зерен ТМТ.

40 ц р.Хаталваям

30 1

N20

10 зерен ТМТ

0 Й ЕЯ , , .

2000

200

800 1400 Каппа х Ю'5

2000

200 800 1400 Калла х №5

Рис.11. Гистограммы распределений величин магнитной восприимчивости образцов Камчатско- Южно- Корякской островных дуг. Таблицы 0-п10°, пЮ1 и т.д. в области гистограмм показывают количество (единицы, десятки, сотни) зерен магнитных минералов, встреченных при микрозондовых исследованиях пород с величинами магнитной восприимчивости, указанными на оси абсцисс ниже таблицы

минералов в породах возможно использование величин магнитной восприимчивости, которая измерялась во всех палеомагнитных образцах. На рис.11 видно, что спектры магнитной восприимчивости образцов перемагниченных и неперемагниченных пород весьма схожи и никоим образом не свидетельствуют о сильно повышенных концентрациях магнитных минералов в перемагниченных породах. Кроме того, наблюдается следующая четкая закономерность и в перемагниченных и в неперемагниченных породах: чем меньше магнитная восприимчивость образца, тем меньшее количество магнитных зерен обнаруживается в нем при микрозондовых исследованиях (рис.11). Близкие распределения величин намагниченности насыщения (рис.8), замеренных для части образцов обсуждаемых палеомагнитных коллекций, еще раз подтверждают вывод о близких концентрациях магнитных минералов в перемагаиченных и неперемагниченных породах. Проведенный анализ фактического материала свидетельствует о том, что намагниченность перемагниченных и неперемагниченных толщ связана с магнетитом, сформировавшимся за счет спиноидального распада зерен титаномагнетитов, наблюдаемых в электронном микроскопе. Следовательно, нет оснований предполагать присутствие вторичных хемогенных магнитных минералов, сформированных после деформаций толщ, приведших к их перемагничиванию.

Аналогичные рассуждения можно использовать и при анализе перемагниченных и неперемагниченных осадочных толщ Ильшшско-Пахачинского прогиба, хотя данных по ним значительно меньше. Перемагниченные и неперемагниченные толщи и здесь характеризуются близким парагенезисом магнитных минералов: магнетит, сформированный при тонком спиноидалыгом распаде титаномагнетитов. Значительного увеличения концентрации магнитных минералов в перемагниченных породах не наблюдается (рис.11).

В районе бухты Анастасии (13 на рис.3) одинаково перемагничены комплексы пород островных дуг и окраинных морей. Последние представлены пачками красных яшм с сингенетичным гематитом, разных кремней и базальтов, вторичную намагниченность которых несут агрегаты магнетита. Трудно представить себе химический процесс, который привел бы к такому выборочному формированию гематита в красных яшмах и магнетита в остальных породах. Скорее всего, эти толщи перемагничены единым процессом, не связанным с новообразованием магнитных минералов.

Микрозондовые и петромагнитные исследования в разной степени метаморфизованных толщ Малкинского выступа (1 на рис.3), залегающих как в аллохтоне, так и в автохтоне, показали, что практически во всех толщах присутствует чистый магнетит (ТЮз микрозондом не фиксируется). По-видимому, его формирование могло привести к химическому перемагничиванию многих изученных толщ, так как концентрация его в породах достаточно велика. Возможно, кристаллизация магнетита связана с разными процессами и произошла в толщах до их тектонического совмещения, так как в разных толщах часто наблюдается разная морфология и размер зерен магнетита. Не исключено что, кристаллизация магнетита произошла в результате какого-то единого химического процесса, который протекал после времени тектонического совмещения автохтонных и аллохтонных толщ. Эту гипотезу поддерживает тот факт, что векторы послескладчатой намагниченности большинства толщ близки в современной системе координат и часто незначительно отличаются от направления современого поля в этом районе (табл.2). Процесс

перемагничивания за счет кристаллизации магнетита протекал достаточно длительное время, так как в толще андриановской свиты, носителем намагниченности которой является магнетит, выявлены четкие зоны прямой и обратной полярности.

Но, возможно, перемагничивание этих толщ связано не только с формированием магнетита. Обращает на себя внимание присутствие во многих толщах нескольких разновозрастных генераций магнитных минералов, в то время как намагниченность их состоит из одной компоненты. В частности, в толще колпаковской свиты (1г в табл.2) на микрозонде выявляются титаномагнетиты, магнетит и гематит. Титаномагнетиты- явно магматического происхождения. Они претерпели тонкий (много мельче 1мкр) спиноидальный распад, с образованием, по-видимому, однодоменных зерен магнетита. В период метаморфизма этой толщи (температура метаморфизма 500-650°С) титаномагнетиты должны были приобрести жесткую стабильную термоостаточную намагниченность. Их объем в породе не менее 2/3 от общего объема видимых магнитных минералов. Намагниченность сформированного значительно позже многодоменного магнетита (объем 1/3 от общего объема магнитных минералов) должна быть менее жесткой и легче "счищаться" в процессе термочистки, а намагниченность гематита- более жесткой. Тем не менее, в этой толще выделяется только одна компонента, устойчивая в интервале температур от 20 до 660°С. Направление компоненты близко к направлению магнитного поля Земли в этом районе прямой полярности, в связи с чем создается впечатление, что толща перемагничена после формирования всех генераций магнитных минералов.

Таким образом, практически во всех исследованных перемагниченных толщах, за исключением некоторых толщ Малкинского выступа, не выявлены признаки химического и термоостаточного перемагничивания.

Предположение о термовязком перемагничивании толщ объясняет отсутствие следов формирования большой концентрации новых магнитных минералов, сильной термической проработки пород и однокомпонентную послескладчатую намагниченность толщ с различными магнитными минералами (магнетит и гематит). Но, при такой интерпретации трудно объяснимым положением является длительное существование источника тепла, необходимого для прогрева пород до 200-300°С.

ПОЛОЖЕНИЕ ПОЯСОВ ПЕРЕМАГНИЧИВАНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД В СТРУКТУРАХ КОНТИНЕНТОВ Как было показано выше, в активной окраине Камчатки и юга Корякин широко распространены перемагниченные породы. Возникает вопрос- является ли перемагничивание пород характерной особенностью именно активных окраин (в широком смысле- орогенных поясов) или оно распространено и в районах, где протекают другие геодинамические процессы (рифтогенез, внутриплитный магматизм и др.)? Говоря о геодинамических процессах, надо иметь в виду, что это масштабные, иногда глобальные процессы, которые приводят к перемагничиванию пород не в единичных мелких геологических объектах, а в крупных, протяженных поясах и зонах.

Для решения этой задачи были проанализированы имеющиеся палеомагнитные данные, опубликованные с 1980 года (для некоторых районов бывшего СССР, где с 1980 года палеомагнитные исследования не повторялись были использованы наиболее надежные данные 1960х и 1970х годов), и из базы даных М.МсЕШшпу 1998 года. На геологические и тектонические карты и схемы

для каждого материка наносились координаты геологических объектов (точки на рис.12-16), в которых выявлены вторичные послескладчатые компоненты намагниченности, уничтожающиеся в процессе термочистки при нагревах до температуры не менее 450-500°С. По времени формирования компоненты были объединены в докембрийские, кембрий- ордовикские, силур- девонские, каменноугольные, пермские, юрские, меловые и кайнозойские.

Распределение вторичных разновозрастных компонент намагниченности в Северной Америке показано на рис.12 [Achache et al., 1982; Baneijee et al., 1997 и др.]. Выявляется несколько крупных поясов и зон перемагничивания: широко распространено докембрийское перемашичивание, пояс карбон- пермского, реже силур- девонского перемагничивания Аппалачей, пояс мелового перемагничивания северной Аляски (хребта Брукс), пояса юрско- мелового и кайнозойского перемагничивания западной части материка.

В пределах Евразии (рис.13) [Bylund, 1992; Courtillot et al., 1988 и др.] выделяются крупные пояса карбон- пермского перемагничивания (Западная Европа, Урал, Средняя Азия, некоторые районы Русской плиты) и кайнозойского перемагничивания (Тибет, складчатые пояса обрамления Тихого океана). Менее распространены в структурах обрамления Тихого океана юрские вторичные компоненты.

В Африке (рис.14) [Abranches et al., 1990; Aifa et al., 1990 и др.] относительно четко выявляется только одна зона- на севере (Марокко, Атлас), где распространены карбон- пермские вторичные компоненты.

В восточной Австралии (рис.15) [база данных M.McElhinny 1998 года] широко распространено карбон- пермское, меловое и кайнозойское перемагничивание.

Для Южной Америки палеомагнитных данных немного [база данных M.McElhinny 1998 года]. И здесь, в западной части материка намечаются зоны карбон- пермского, юрско- мелового и кайнозойского перемагничивания (рис.16).

Для Антарктиды палеомагнитные определения тоже немногочисленны [база данных M.McElhinny 1998 года, Lovlie, 1988; Lovlie, 1989; Luyendyk et al., 1996; Mankinen and Cox, 1988]. Здесь выделяется зона юрско- мелового перемагничивания (рис.14).

На рис. 12-16 видно, что герцинские, юрско- меловые и кайнозойские орогенные пояса [Хаин и Сеславинский, 1991; Хаин и Балуховский, 1993; Жарков и др., 1995] пространственно совпадают с одновозрастными поясами перемагничивания и, вероятно, генетически связаны с ними. Иногда пояса перемагничиание захватывают и платформенные области. Возраст многих девонских и карбон- пермских, а также юрско- меловых и кайнозойских послескладчатых компонент намагниченности определен по сравнению с кривыми миграций магнитных полюсов. Следовательно, после перемагничивания эти толщи не были сильно деформированы, иначе совпадения с полюсами не было бы, а значит, перемагничивание этих пород часто протекало после главных фаз покровно- складчатых деформаций, в конце орогенного этапа развития районов. Достаточно часто, кроме послескладчатых, в породах фиксируются и синскладчатые компоненты намагниченности, формирующиеся в процессе деформаций.

На рис.12-16 помимо орогенных поясов показано и положение других активных зон Земли, в частности, зон внутриплитного магматизма и рифтогеных зон. В зонах внутриплитного магматизма Parana (J3-K) в Южной Америке, Karoo (Т3-J) и Afar (KZ3) в Африке не фиксируются одновозрастные вторичные

Рнс.12. Пояса перемагничивания Северной Америки: А- силур- девонские (квадраты), карбон- пермские (пятигранники и кружки); Б-юрско- меловые (кружки и квадраты); В- кайнозойские. Штриховкой показаны:А- герцинские, Б- юрско- меловые, В- кайнозойские орогенные пояса. Открытыми кружками обозначены более древние палеомагнитные направления.

Сибирские трапы Р,-Т мафитовые интрузии и потоки

Зона кайнозойского рифтогенеза

Оессап К2-Р Мафитовые интрузии Рнс.13. Пояса перемагничивания Евразии: А-силур- девонского (квадраты) и карбон-пермского (пятигранники и кружки) возрастов; Б- кайнозойского. Штриховкой показаны орогетшс пояса: А- герцииские, Б-кайнозойские.Открытые кружки- более древние палеомагиитнме направления.

Рис.14. А- пояс карбон- пермского (пятигранники и кружки) перемагничивания Африки; Б- пояс юрско- мелового (кружки и квадраты, соответственно) перемагничивания Антарктиды.Штриховкой показаны:А-герцинские, Б-юрско- меловые орогенные пояса. Открытые кружки- более древние палеомагнитные направления.

Рис.15. Пояса перемагничивания Австралии: А- карбон- пермские (пятигранники и кружки); Б- меловые (квадраты) и кайнозойские (кружки).Штриховкой показаны: А- герщшский орогенный пояс, Б-среднемеловой орогенный пояс. Открытые кружки-более древние палеомапштные направления.

Рис.16.А- Пояса перемагничивания Южной Америки: А- силур- девонские (квадраты) и карбон- пермские (пятигранники и кружки); Б- юрско- меловые (кружки и квадраты, соответственно); В- кайнозойские. Штриховкой показаны: А- герцинские орогенные пояса, Б- юрско- меловые, В- кайнозойские. Открытые кружки- более древпие палеомагнитные направления.

компоненты намагниченности; в зоне Deccan (К2-Р) фиксируются единичные одновозрастные с вулканитами вторичные компоненты намагниченности; в ареоле распространения Сибирских траппов (Р3-Т) в Евразии в большинстве исследованных разрезов (к сожалению, их немного) выделяется высокотемпературная компонента намагниченности, связанная с внедрением траппов; вокруг современной рифтогенной зоны Красного моря не фиксируются позднекайнозойские вторичные компоненты, в древних рифтогенных зонах, сформированных при раскрытии южной и центральной Атлантики (200 и 120 млн. лет, соответственно), практически не обнаружены юрские и меловые вторичные компоненты (только единичные юрские компоненты в Аппалачах). Исключением является кайнозойское перемагничивание восточной Австралии, где в кайнозое предполагается раскрытие Тасманова моря [Хаин и Балуховский, 1993].

Вряд ли активность магматических процессов в рифтогенных зонах слабее, чем в орогеных поясах и, по-видимому, не только магматическая активность является главным фактором перемагничивания. Возможно, перемагничивание пород в орогенных поясах связано с более контрастными вертикальными движениями, хотя вертикальные амплитуды перемещений пород в рифтогенных

зонах достигают 15км [Литосфера....., 1989]. Может быть, к перемагничиванию

толщ приводит уплотнение пород и выдавливание поровых флюидов под давлением массы орогена, как предположил Elmore с коллегами [Elmore et al., 1993; Elmore et. al., 1993а]. Возможно, оба процесса участвуют в перемагничивании пород.

В большинстве работ показано, что наиболее распространено химическое и термовязкое перемагничивание пород. Химическое перемагничивание связано с образованием вторичных магнитных млнерхтов (в основном, магнетита и гематита), вероятно, при воздействии флюидов (вулканогенных или поровых) и выявляется по следующим признакам: присутствие направлений прямой и обратной полярности во вторичной намагниченности (послескладчатой или синскладчатой); четкая зависимость направлений намагниченности от минерального состава (например, в магаетитовом спектре блокирующих температур- одно направление, а в гематитовом- другое); выборочное перемагничивание в пределах единого разреза пород, характеризующихся определенным составом, текстурой, степенью катаклазированности; по-видимому, является признаком химической намагниченности и неравномерность перемагничивания в пределах одной толщи. Термовязкое перемагничивание возникает во время быстрого остывания породы после длительного прогрева при не очень высоких температурах [Нагата Т.,1965; Dunlop ct al., 1997] и возможно при контрастных вертикальных движениях. Признаками термовязкого перемагничивания является равномерное по толще распределение вторичных компонент; перемагничивание по одному направлению пород с разными магнитными минералами, например, красных яшм с сингенетичным гематитом и вулканогешго- осадочных пород с магнетитом, находящихся в одном разрезе.

МОДЕЛИ ТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ КАМЧАТКИ И ЮГА КОРЯКИН

На рис. 17-19 показаны предлагаемые нами модели развития Камчатско-Южно- Корякской островодужной системы и Кроноцкой островной дуги.

Как показано выше, Камчатско- Южно- Корякская островодужная система в конце мела располагаюсь на сороковых- пятидесятых широтах Тихого океана. Дуга отсекала от окраины материка бассейн шириной около 1000-1500 км. Как

показывают палеомагнитные данные, скорее всего, Камчатско- ЮжноКорякская система маркировала северный край плиты Кула и вместе с нею перемещалась в северном (или субмеридиональном) направлении [Engebretson et al., 1985;Lonsdale, 1988]. Зона Беньофа падала под дугу на юго- восток. На востоке дута была ограничена трансформным разломом, протягивающимся параллельно современному хребту Ширшова (рис. 17,18). Допущение о трансформном разломе, как о восточной границе дуги, основывается на следующих фактах. Аллохтонные меловые и палеогеновые островодужные толщи, закартированные в пределах обрамления Командорской котловины, не известны в районах, восточнее Олюторского хребта (в частности- на Аляске). Присутствие триасовых и меловых пород в структуре хр. Ширшова, а также триасовых и меловых олистолитов в кампан- маастрихтских параавтохтонных флишево- олистостромовых толщах Олюторского хребта также говорит о взаимодействии в этих районах разновозрастных блоков земной коры [Богданов и др., 1983; Палечек, 1997; Сухов и др., 1987; Цуканов и др., 1984]. Хребет Ширшова может рассматриваться как реликт этого трансформного разлома.

В конце палеоцена произошла коллизия Камчатского сегмента Камчатско-Южно- Корякской дуги с материком (рис. 18а). Простирание Камчатского сегмента дуги было приблизительно параллельно простиранию окраины континента, а угол между простиранием Камчатского сегмента дуги и направлением ее перемещения (близкое к северному) составлял не более 45°. Именно эти условия необходимы для возникновения сдвиговой компоненты вдоль простирания дуги во время ее коллизии с материком при перемещении плиты Кула, на которой транспортировалась дуга с юга на север. Большая скорость перемещения дуги вместе с плитой Кула и значительная сдвиговая компонента в конвергенции плиты Кула и материка привели к обдуцированию и вращению против часовой стрелки фронтальных комплексов Камчатского сегмента островной дуги (структуры западной вергентности в Центрально-Камчатской зоне). Удаленные от фронта коллизии части дуги еще не были вовлечены в надвигообразование и по левым сдвигам начали перемещаться на северо- восток вдоль окраины материка (Восточно- Камчатская зона). ЮжноКорякский сегмент островодужной системы также еще не был вовлечен в коллизию, возможно, в связи с другим его простиранием (рис. 17,18). По-видимому, коллизионные процессы отразились и здесь. Вдоль простирания Южно- Камчатского сегмента в его фронтальной части сформировалась левосторонняя сдвиговая зона (рис. 18а). Перемещения по левым сдвигам в этой зоне могли привести к вращениям против часовой срслки блоков Фронтальной зоны (направление VII в табл.1) и зоны Илышнско- Пахачинского прогиба (направления IV и IVa). Возникновение сдвиговой компоненты, направленной на северо- восток, при одновременном продолжении перемещения плиты Кула на север, могло привести к надвигообразованию и вращению по часовой стрелке островодужных блоков вдоль ограничивающего дугу на востоке трансформного разлома (рис.18а,б) [Чехович и Коваленко, 1999]. Вращения по часовой стрелке толщ Олюторского хребта южно- Корякского сегмента можно объяснить и столкновением этой части дуги с выступом материковой окраины (рис.19). Перемещение по левым сдвигам комплексов пород Восточно- Камчатской зоны и структурных зон юга Корякин не было значительным, так как уже на границе палеоцена и эоцена произошла перестройка системы спрединга в хребте Кула с субмеридионального на северо- западное [Lonsdale, 1988], угол конвергенции

75-59 млн. лет

!®йшв з V

1 2 4 Ъ

Рис.17.Реконструкции тектонического развития Камчатско- Олюторского региона. а-75-59 млн. лет; 6-57-42 млн. лет; в-42-30 млнлет. 1 .Границы плит: а-субдукционные, б-сдвиговые, в- рифтогенные; 2.Материки и крупные литосферные блоки; 3.Островные дуги; 4.Отмершие границы плит; 5.3оны покровно- складчатых деформаций; б.Направления перемещения литосферных плит. ЕВ-Евразия, СА-Северная Америка, КУ-плита Кула, ТИХ- Тихоокеанская плита, ФА-плита Фаралон, Ох-Охотоморский массив, Ба- дуга Бауэрса, Ум- плато Умнак, Ка, ЮК- Камчатский и Южно- Корякский островодужные сегменты, Кр-Кроноцкая дуга. I и II- положение Камчатско- Южно- Корякской островодужиой системы в позднем мелу и в конце палеоцена соответственно.

59-56 млн. лет

60°С

56-42 млн. лет

60-С

Рис.18. Обозначения см. на следующей странице

30-20 Ма

20-5 млн. лет

60"С

[¡В:

Рис.18. Реконструкции тектонического развития Беринговоморского региона: а- в конце палеоцена, б- в раннем, среднем эоцене, в- олигоцене, г- миоцене. 1.Склонения доскладчатой намагниченности (а), направления вращений блоков островодужных пород Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы в горизонтальной плоскости (б); 2.Направления перемещения литосфсрных плит; 3.Надвиги (а), сдвиги (б), субвертикальные разломы (в); 4.3оны субдукции; 5.Зоны задугового спрединга.

Рис.19. Возможные стадии (1-Ш) коллизии Южно- Корякского сегмента с изогнутой континентальной окраиной. 1.Геологические комплексы островной дуги; 2.Контуры континентального склона; З.Разрывные нарушения: а-надвиги, в-сдвиги; 4. Склонения векторов намагниченности; 5.Налрааления перемещения литосферных блоков. Стрелка с N указывает простирание современного меридиана.

литы Кула с окраиной материка стал более 45°, что привело к значительному меныпению сдвиговой компоненты.

На границе палеоцена- эоцена сформировался Алеутский сегмент Алеутской стровной дуги [11иЬепйопе, 1984], а под материк заложилась новая зона убдукции и, как следствие, сформировались структуры юго- восточной ергентности (Восточно- Камчатская зона и зона аккреционной призмы) эис.186).

В начале эоцена Тихоокеанская плита продолжала смещаться на север. Эжно- Корякский сегмент Камчатско- Южно- Корякской дуги еще не толкнулся с материком и, возможно, под него еще продолжалась субдукция в 1То- восточном направлении, приведшая к формированию эоценовых строводужных толщ хр.Малиновского. Но нельзя исключать, что эти толщи формировались при субдукции в северо- западном направлении, если допустить эоцене начало спрединговых процессов в прото- Командорской котловине. 42 лн. лет назад произошло отмирание хребта Кула-Пацифик, перемещение ихоокеанской плиты стало северо- западным, что привело к формированию омандорского сдвига, который отсек часть структур Камчатки и Корякин от ихоокеанской плиты (рис.18в). В среднем эоцене или позже (в олигоцене-иоцене) произошла коллизия Южно- Корякского сегмента дуги, и начался (или родолжился) спрединг в Командорской котловине, который привел к новым ¡формациям в обрамлении Командорской котловины и формированию пояса тиоцен- четвертичных вулканитов островодужного и рифтогенного генезиса ¡огданов и Кепежинскас, 1988; Чехович, 1993]. Как показывают ыеомагнитные данные по Говено- Карагинской зоне, коллизионные и тфтогенные процессы не вызвали вращений блоков пород юга Корякин в |ризонтальной плоскости.

Интерпретация палеомагнитных данных по Кроноцкой дуге более юблематична. Как было показано выше, в конце мела она так же, как амчатско- Южно- Корякская островодужная система, находилась на сороковых иротах Тихого океана. В реконструкциях Н.М.Левашовой [1999] было сделано юдположение, что Кроноцкая дуга располагалась либо с востока, либо с запада ' Камчатско- Южно- Корякской дуги и отделялась от нее субмеридиональным ансформным разломом. Наши построения показали, что положение дуга к паду от Камчатско- Южно- Корякской дуги маловероятно (из этого положения га вряд ли смогла бы попасть в район ее современного положения в структуре шчатки), а к востоку- вполне возможно. По- видимому, субдукция :еанической коры плиты Кула под Кроноцкую дугу шла со стороны океана [лоть до среднего эоцена, так как по палеомагнитным данным дуга не пытывала значительных перемещений в этот период времени. В среднем цене в связи с прекращением спрединга в хребте Кула- Пацифик и менением направления спрединга в Тихоокеанском поднятии с северного на веро- западное, Кроноцкая дуга стала перемещаться на северо- запад. В конце игоцена- начале миоцена началась коллизия дуги- сначала с Алеутской плитой оль Командорского сдвига, затем с Камчатской окраиной. Процесс коллизии 'Казан на рис. 18г. Блоки на востоке дуги, участвующие в левостороннем ремещении вдоль Командорского сдвига, развернулись в горизонтальной оскости по часовой стрелке. Блоки на западе дуги косо столкнулись с (мчатской окраиной и развернулись против часовой стрелки (Кроноцкий п-ов), юки, располагающиеся близко к стыку Командорских и Камчатских структур, претерпели сильных вращений.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1)На примере северо- западной части Тихого океана показано, что АКО формируются за счет периокеанических коллизионных и аккреционных процессов. С помощью палеомагнитного метода доказано участие экзотических террейнов в тектонической структуре АКО Камчатки и юга Корякин.

2)Впервые показано, что позднемеловые- раннепалеоценовые аллохтонные островодужные комплексы Камчатки и юга Корякин, являющиеся остатками островодужной системы (Камчатско- Южно- Корякской), располагались в позднем мелу- раннем палеоцене на сороковых- пятидесятых широтах Тихого океана и отделяли от края материка бассейн шириной 1000-1500 км. Формирование сложной структуры Камчатки и юга Корякин произошло при закрытии этого бассейна в конце палеоцена- раннем эоцене на Камчатке и в среднем эоцене или, возможно, в олигоцене- миоцене на юге Корякин.

3)Показ£ша существенная роль вращений в горизонтальной плоскости блоков пород при формировании структуры активной континентальной окраины. Островодужные толщи, располагающиеся в структурных зонах Камчатки, в разной степени развернуты против часовой стрелки, а островодужные толщи зоны Олюторского хребта на юге Корякин сильно развернуты по часовой стрелке. Указанная картина разворотов блоков пород может быть объяснена процессом коллизии Камчатско- Южно- Корякской островодужной системы с левосторонней сдвиговой компонентой.

4) В структуре Камчатки и юга Корякин выявляется палеомагнитная зональность: толщи во внутренних районах Камчатки и юга Корякин в основном перемагничены после их деформаций, породы из внешних районов приближенных к побережью, практически не перемагничены. Перемагничивание толщ произошло после этапов сильных деформаций в исследуемых районах-скорее всего в конце кайнозоя. В перемагниченных породах не выявлены признаки химического перемагничивания или их сильного прогрева. Причиной перемагничивания толщ Камчатки и юга Корякин могут являться активные магматические и тектонические процессы.

5) В различных районах Земли выявлены глобальные докембрийские, карбон- пермские (в Аппалачах- девон- пермские), юрско- меловые и кайнозойские пояса перемагничивания. Палеозойские, мезозойские и кайнозойские пояса перемагничивания пространственно совпадают с одновозрастными орогенными поясами, но в ряде случаев распростаняются и в платформенные области. Палеозойское, мезозойское и кайнозойское перемагничивание горных пород, вероятно, связано с процессами, протекающими как при деформациях горных пород, так и после главных деформаций на завершающих фазах развития орогенных поясов. Для этих поясов наиболее вероятны химическое и термовязкое перемагничивание.

СПИСОК РАБОТ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Статьи

1. Чехович В.Д., Кравченко-Бережной И.Р., Аверина Г.Ю., Коваленко Д.В. О тектонике острова Карагинского // Геотектоника. 1989. N1. С. 121-123.

2. Коваленко Д.В. Палеомагнитные исследования островодужных комплексов Олюторской зоны, о.Карагинского и тектоническая интерпретация результатов// Геотектоника, N2, 1990, 92-101

3. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм палеогеновых комплексов п-ва Ильпинский.// Геотектоника. 1992. N5. с.78-95.

4. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм палеогеновых комплексов п-ва Ильпинский и геофизическая значимость результатов// Физика Земли, 1993, N5, 72-80

5. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм и кинематика центральной части Олюторского хребта (Корякское нагорье). Геотектоника,1996,№3,с.82-96

6. Коваленко Д.В., Ильин М.И., Соловьев A.B., Ремизова JI.JI. Палеомагнетизм островодужных и океанических комплексов центральной части Олюторского хребта//Доклады РАН, 1996, 349, N4, 507-510

7. Коваленко Д.В., Щербинина Е.А., Шикова Т.Н., Соловьев A.B., Пачкалов A.C. Палеомагнетизм флишево- олистостромовых толщ восточной части Олюторского хребта// Доклады РАН, 1996, 346, N3, 360-363

8. Щербинина Е.А., Коваленко Д.В. О возрасте кайнозойских флишево-олистостромовых толщ Олюторского хребта (юг Корякского нагорья)// Стратиграфия, геологическая корреляция, 1996, 4, N2, 110-112

9. Коваленко Д.В., Ремизова JI.JI. О палеомашитной зональности в северозападной части Олюторской зоны (юг Корякского нагорья)// Доклады РАН, 1997, 356, N4, 499-503

Ю.Коваленко Д.В., Ярмолюк В.В., Соловьев A.B. Миграция центров вулканизма Южно- Хангайской горячей точки по палеомагнитным данным// Геотектоника, 1997, N3, 66-73

П.Коваленко Д.В., Ремизова Л.Л., Ярославцева Я.Ю. Палеомагнетизм геологических комплексов Олюторского хребта (юг Корякского нагорья).// Физика Земли. 1999, N2, с.34-49.

12. Коваленко Д.В., Ремизова Л.Л. Палеомагнетизм северо- западной части Олюторской зоны (юг Корякского нагорья),\\Физика Земли, 1997,N7, с.81-91.

13.Коваленко Д.В., Ярославцева Я.Ю., Злобин В.Л. Палеомагнетизм и тектоника о.Карагинский (юг Корякского нагорья).// Геотектоника. 1999, N2, с.54-72.

14. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм и тектоническая эволюция северозападного обрамления Командорской котловины (Берингово море).// Геотектоника. 1999, N5, с.58-77

15. Коваленко Д.В., Злобин В.Л. О перемапгичивании толщ Олюторского террейна (юг Корякского нагорья)// Физика Земли, 1999, N2, 57-69

16. Chekhovich V.D., Kovalenko D.V., Ledneva G.V. Cenozoic history of the Bering Sea and its northwestern margin// The Island Arc, 1999,8, 123-134

17. Kovalenko D.V., Kravchenko- Berezhnoy I.R., Paleomagnetism and tectonics of Karaginsky Island, Bering Sea// The Island Arc, 1999,8, 426-439

18.Чехович В.Д., Коваленко Д.В., Тектоническая интерпретация структурной неоднородности складчатого обрамления Командорской котловины (анализ палеомагнитных и структурных данных)//Доклады РАН, 1999, 369, N4, 507-510

19. Коваленко Д.В., Ярославцева Я.Ю., Злобин В.Л. О конвергенции литосферных плит в районе Караганской аккреционной призмы.// Доклады РАН, 1999, 368, N5, 655-658

20. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм и тектоническая эволюция Олюторской зоны.// Доклады РАН, 1999, 364, N2, 223-226

21. Богданов H.A., Гарвер Д.Н., Чехович В.Д., ПалечекТ.Н., Леднева Г.В., Соловьев A.B., Коваленко Д.В. Обстановки формирования флишоидно-олистостромового комплекса западного побережья Алеутской котловины.// Геотектоника, 1999, N5, 52-66

22. Коваленко Д.В., Ширяевский Е.В., Злобин B.J1., Носорев А.В. Палеомагнетизм геологических комплексов Малкинского выступа (Камчатка).// Физика Земли, 2000, N7

23. Коваленко Д.В., Злобин B.J1. Петромагнитное сравнение перемагниченных и неперемагниченных островодужных толщ Камчатки и юга Корякин// Физика Земли, 2000, N8

24. Коваленко Д.В. Модель тектонической аккреции островодужных террейнов Камчатки и юга Корякин по палеомагнитным данным.// Геотектоника, в печати

25. Kovalenko D.V. and Kravchenko-Berezhnoy I.R. An Island-arc Terrane Accretioi Model for Kamchatka and Southern Koryakia Based on Paleomagnetic Evidence.// Tectonophysics, in press

Тезисы докладов

1. Коваленко Д.В. Предварительные результаты палеомагнитных исследова] на о.Карагинском. Тезисы Тихоокеанской школы по морской геологии. Владивост ДВО АН СССР, 1987, с.43

2. Чехович В.В., Кравченко- Бережной И.Р., Аверина Г.В., Коваленко Д.В. Структура восточной части о.Карагинского. Тезисы Тихоокеанской школы по мор геологии. Владивосток: ДВО АН СССР, 1987, с. 14

3. Коваленко Д.В. Результаты палеомагнитных исследований по туфам о.Карагинского. Геологические исследования литосферы. М.: Наука, 1988, с.15.

4. Chekhovich V.D., Kravchenko- Berezhnoy I.R., Kovalenko D.V. Origin of Karaginski island (Bering sea). Abstracts, International Pacific Congress, Seul, 1987, 32p

5. Kovalenko D.V. Paleomagnetism of the central part of Olutor Range, EUG-VI Abstracts, Terra Nova, v.8, 1995

6. Kovalenko D.V. Paleomagnetism of the Olyutor tectonic belts, (north of the Kamchatka peninsular), EUG-IX, Abstracts, Terra Nova, v.9, 1997

7. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм геологических комплексов Камчатки и л Корякин. Материалы юбилейной научной конференции института литосферы окрашшых и внутренних морей РАН, посвященной 275- летаю РАН и 20- летаю института "Исследования литосферы", 1999, с. 19.

8. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм Олюторской зоны (юг Корякского нагор тезисы МТК "Тектоника Азии", 1997, с.128.

9. Kovalenko D.V. Paleomagnetism and tectonic of the Kamchatka and south Koriakia. Abstracts of 31 IGC, 1999, c.30.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Коваленко, Дмитрий Вячеславович

Выводы, касающиеся флишевого комплекса, основаны на предположении, что выделенные две группы послескладчатых компонент намагниченности достаточно надежно определяют истиные направления перемагничивания флиша, несмотря на большое количество отбракованных образцов. Если это так, то флишевые толщи были перемагничены по направлению магнитного поля Земли прямой полярности как минимум два раза.

Так как обе группы направлений намагниченности для флишевых толщ не совпадают с направлением современного магнитного поля Земли района бухты Анастасии, по-видимому, толщи после каждого этапа перемагничивания были деформированы. После первого этапа (формирование компонент группы В) толщи были наклонены на 60-70° на север, после второго этапа (формирование компонент группы А) они были еще раз слабо деформированы в север-северовосточном направлении (на 10-20°). Всего было здесь как минимум три этапа деформаций.

2 ВЕРХОВЬЯ Р.АПУКА

В верховьях р.Апука палеомагнитные исследования были проведены А.Н.Хейфецем. В пределах Фронтальной зоны он исследовал маастрихт-раннепалеоценовые островодужные толщи [Савостин и Хейфец, 1988] и получил методически обоснованные результаты. Для всех образцов была проведена термочистка и компонентный анализ. В намагниченности образцов были выявлены две компоненты. Относительно низкотемпературная компонента уничтожалась при нагревах до 500°С и, по-видимому, являлась вторичной, хотя анализ этой компоненты в работе не проводился. Выше 500°С до 550-570°С фиксировалась доскладчатая компонента, характеристики которой приведены в

90 табл.8. По наклонению выделенной компоненты была рассчитана палеоширота формирования опробованных толщ, которая соответствует сороковым -пятидесятым градусам северной широты. Островодужные толщи в позднем мелу были удалены от Северной Америки и Евразии (табл.8: относительно Северной Америки - F=12, AF=9 и относительно Евразии - F=10, AF=9 [Beck, 1980; Demarest,1983; Besse and Courtillot, 1991]). Склонение выделенной доскладчатой намагниченности демонстрирует, что толщи были незначительно развернуты в горизонтальной плоскости против часовой стрелки относительно меридиана, Северной Америки и Евразии (табл.8: относительно меридиана - D=-39, «95=11; относительно Северной Америки - R=-66, AR=32 и относительно Евразии - R=-54, AR=30 [Beck,1980; Demarest,1983; Besse and Courtillot, 1991]).

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЗОНЫ

ОЛЮТОРСКОГО ХРЕБТА В зоне Олюторского хребта палеомагнитные исследования проводились в истоках р.Вильлейкин, в бассейне р.Ничакваям, на побережье Берингова моря между мысом Витгенштейна и лагуной Аят, в бассейне р.Бурная и в районе мыса Вулканический.

БАССЕЙНЫ РЕК НИЧАКВАЯМ И ВИЛЬЛЕЙКИН, МЫС ВИТГЕНШТЕЙНА

Центральная часть зоны Олюторского хребта)

ОБЪЕКТЫ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ В истоках р.Вильлейкин была опробована вулканогенная толща, в нижней части которой преобладают туфо- и лавобрекчии, грубообломочные туфы с единичными потоками базальтов и андезибазальтов. В верхней части разреза толщи значительно увеличивается доля тонкообломочных пород (рис. 18). Наличие в толще обильной пирокластики, а также геохимические данные по базитам [Богданов и др., 1987; Федорчук, 1985] показывают, что толща сформировалась в островодужных условиях. Возраст толщи определяется по единичным находкам иноцерамов как кампанско- маастрихтский [Федорчук, 1985]. Для палеомагнитного анализа опробован разрез из верхней части островодужной толщи мощностью около 100м, представленный в основном пачками тонко- и среднеобломочных туфов с единичными горизонтами туфобрекчий. Палеомагнитные пробы отобраны из тонкообломочных туфов.

В среднем течении р.Ничакваям обнажаются как островодужные вулканогенные толщи, так и океанические [Богданов и др., 1987; Федорчук, 1985] (рис. 18). В нижней части островодужных образований преобладают пачки грубообломочных вулканогенных пород с потоками подушечных базальтов. Вверх по разрезу количество грубообломочного материала уменьшается, и здесь наблюдается преобладание тонкообломочных туфогенных пород, включающих потоки подушечных базальтов. Вулканогенные толщи в некоторых местах интрудированы небольшими телами габбро и дацитов. В тектонических взаимоотношениях с окружающими толщами здесь закартирован относительно крупный блок расслоенного габбро. Возраст островодужных толщ по

93 радиоляриям оценен как кампанско-маастрихтский [Богданов и др., 1987; Федорчук, 1985].

Океанические породы в бассейне р.Ничакваям разделяются на "красную" и "черную" лавовые толщи [Богданов и др., 1987; Федорчук, 1985]. "Черная" лавовая толща состоит из базальтов, гиалокластитов, автокластических брекчий. Ее возраст по радиоляриям определен как сантонско-кампанский [Федорчук, 1985]. "Красная" лавовая толща представлена мощной пачкой гематитизированных силлов и лав. Толща сильно дислоцирована. Элементы залегания многочисленных закалочных зон силлов, а также терригенных пород в осадочных "карманах" этой толщи характеризуются крутыми, практически вертикальными падениями, незначительно меняющимися в пределах толщи. Возраст толщи условно принят как коньякско-сантонский [Федорчук, 1985]. Взаимоотношения между "черной" и "красной" толщами - тектонические.

Палеомагнитные пробы были отобраны из тонкообломочных вулканогенных пород в верхней части разреза островодужной толщи (мощность опробованного разреза около 250м) и из трех блоков "красной" лавовой толщи из закалочных зон силлов и лавовых потоков.

В районе, расположенном между мысом Витгенштейна и лагуной Аят, исследовались флишево- олистостромовые толщи. Структурная схема этого района, составленная В.Д. Чеховичем [1989], представлена на рис.19. Во флишево-олистостромовых толщах выделяется два типа разреза. Первый отличается присутствием во флишевых пачках многочисленных олистолитов кремней, океанических и островодужных базальтов. Здесь же наблюдаются первично залегающие потоки океанических базальтов, имеющие горячие контакты с флишевыми пачками [Чехович, 1989]. Второй тип разреза представлен трехкомпонентным флишем (песчаники, алевролиты, аргиллиты) без олистолитов. Флишевые толщи обоих типов смяты в изоклинальные складки и кливажированы. Падения кливажа и осевых плоскостей складок устойчиво северо-западные и север-северо-западные. Флишево-олистостромовые толщи по пологим покровам юго-восточной вергентности перекрыты кремнистыми и вулканогенными толщами островодужной природы. Взаимоотношения флишевых разрезов первого и второго типа не ясны. Палеомагнитные пробы отбирались из тонких песчаников, алевролитов и аргиллитов (рис.19) в трех наименее

Рис, 19. Положение опробованных участков в структуре м.Витгенштейна [Чехович, 1989].

1- четвертичные отложения; 2- флишоидная толща с олистостромами; 3-4-островодужный кремнисто- вулканогенный комплекс: 3- известково-щелочные вулканиты и вулканические брекчии, 4- кремнистые породы (К2 step); 5- олистолиты и олистоплаки базальтов и гиалокластитов океанического типа; 6- надвиги (а), субвертикальные разломы (б); 7- места палеомагнитного опробования, А,В,С- опробованные блоки. На врезке район работ.

95 дислоцированных тектонических блоках флишево- олистостромового комплекса (один блок - первый тип разреза, два других блока - второй тип разреза).

РЕЗУЛЬТАТЫ ЛАБОРАТОРНОЙ ОБРАБОТКИ

Компонентный анализ намагниченности образцов, отобранных из вулканогенных толщ в районе р.Вильлейкин показал, что намагниченность большинства из них характеризуется присутствием одной или двух магнитных компонент (рис.20, обр.223- 240). Низкотемпературные компоненты, уничтожаемые при нагревах до 300- 350°С, направлены в современных координатах по современному магнитному полю района Олюторского хребта. Высокотемпературные компоненты формируют отчетливую группу векторов (табл.2), среднее направление которой не совпадает с направлением современного магнитного поля.

Намагниченность океанической "красной" силлово-лавовой толщи, исследованной в районе р.Ничакваям, в основном представлена двумя компонентами (рис.20, обр.70, 85, 90). Низкотемпературные компоненты ориентированы по направлению современного поля района. Они уничтожаются при нагревах до 250- 300°С, и только в двух образцах современные компоненты исчезли при нагреве до 500°С. Высокотемпературные компоненты, выделенные во всех трех блоках, образуют группы векторов, статистические характеристики средних направлений которых представлены в табл.2 и на рис.21 (направления Isa, Isb, Ise). Эти направления выделяются как в области магнетитового спектра температур, так и в гематитовом интервале (до Т= 640°С, табл. 2). Направления высокотемпературных компонент намагниченности всех блоков не совпадают с направлением современного магнитного поля района. Тест складки, проведенный методом "сравнения средних" ([Баженов и Шипунов, 1988], табл.2) и методом "выравнивания" [Храмов и др., 1982] (соотношение кучностей в современной и древней системах координат- Кс/Кд =2.1), говорит о значительном преобладании послескладчатой компоненты. Намагниченность образцов из островодужных толщ района р.Ничакваям характеризуется присутствием одной или двух компонент (рис.20, обр.9-29). Высокотемпературные компоненты отчетливо разбиваются на две группы, одна из которых включает компоненты прямой полярности, а другая

Рис 20. Диаграммы Зийдервельда для пород из островодужных (обр.9-29 бассейн р.Ничакваям, обр. 223-240 истоки р.Вильлейкин) и океанических (обр.85-90, "красная" лавовая толща бассейна р.Ничакваям) толщ. Диаграммы представлены в современной системе координат; залитые кружки- проекции направлений намагниченности в ху плоскости; открытые кружки- в хъ плоскости; пунктиром показаны выделенные компоненты намагниченности; полярность высокотемпературной компоненты; I и И- номера выделенных компонент (табл. 2).

Рис.21. Стереограммы распределений средних направлений намагниченности островодужных и океанических толщ с кругами доверия: а- современная система координат, б- древняя система координат. Залитые кружки-направления прямой полярности, открытые кружки- обратной; пунктиром показаны направления намагниченности, переведенные из обратной полярности в прямую; индексы объяснены в табл.2.

Рис. 22- Стереограммы распределений высокотемпературных компонент намагниченности в породах из островодужных толщ бассейна р.Ничакваям: современная система координат, б- древняя система координат. Залитые кружки- направления прямой полярности, открытые кружки- обратной; треугольник- направления современного поля в районе.

98 обратной (рис. 21, 22, табл. 2, направления ШЯ, 1ЫЧ). Направления низкотемпературных компонент намагниченности либо близки к вектору современного поля района, либо распределены хаотически. Низкотемпературные компоненты уничтожаются при нагревах до 250- 300°С независимо от полярности высокотемпературных компонент намагниченности этих образцов.

Распределения средних направлений намагниченности, рассчитанных по высокотемпературным компонентам как для островодужных, так и для океанических толщ, показывают, что направление ШЯ обратной полярности для островодужных толщ близко к послескладчатому направлению намагниченности океанической "красной" лавовой толщи (рис.21). Тем не менее формирование направления ШЫ вряд ли может быть связано с процессами, приведшими к перемагничиванию океанических толщ, так как среди образцов из островодужных толщ не обнаружено ни одного, намагниченность которого включала бы одновременно обе высокотемпературные компоненты - 1Ы1 и 1ЫЧ (имеется в виду в интервале выше хотя бы 300°С). Присутствует либо одна, либо другая компонента, но не обе вместе. Следовательно, мало вероятно, что эти компоненты разновозрастны и "наложены" одна на другую в результате перемагничивания.

Тест обращения, проведенный методом "сравнения средних" направлений ШЯ и ШК для островодужных толщ р.Ничакваям, показал, что средние направления при переводе их в прямую полярность статистически равны в древней.системе координат и не равны в современной (табл.2).

Тест складки, проведенный тем же методом "сравнения средних", с использованием направления IV, полученного по одновозрастным островодужным толщам р.Вильлейкин, положителен в древней системе координат и отрицателен в современной системе координат (рис.21, табл.2). Из этого следует, что выделенные направления, вероятно, доскладчатые.

Таким образом, положительные результаты теста складки и теста обращения позволяют рассматривать направления ШЯ и 1ЫЧ, выделенные в островодужной толще в среднем течении р.Ничакваям, как одновозрастные в пределах оценки возраста толщ направления различной полярности (рис.22, табл.2), а все высокотемпературные компоненты намагниченности островодужных толщ

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Палеомагнитные исследования геологических комплексов различных структурных зон Камчатки и юга Корякин позволили получить принципиально новые данные, имеющие прямой выход на решение проблемы происхождения тектонической неоднородности АКО на примере Камчатки и юга Корякин. Полученные в результате применения палемагнитного метода количественные оценки широт формирования исследованных комплексов пород являются прямым подтверждением основанной на анализе геологических материалов гипотезы о том, что структура этих районов аккреционная [Богданов и др., 1982; Филатова, 1992; Соколов, 1992; Аккреционная., 1993 и др.]. Эта структура образовалась за счет последовательного причленения к АКО экзотических комплексов пород, которые накапливались значительно южнее их современного положения. В частности, позднемеловые- раннепалеоценовые островодужные комплексы из всех структурных зон Камчатки и юга Корякин (Камчатско- Южно- Корякская островодужная система и Кроноцкая дуга) формировались на сороковых- пятидесятых градусах северной широты.

Полученные палеомагнитные данные позволяют также подойти к решению вопроса о механизме перемещения островодужных террейнов до широт их современного положения в геологической структуре. В настоящее время существует две точки зрения на эту проблему. В соответствии с одной из них островные дуги не могли быть значительно удалены от материка. Разница между широтами современного положения островодужных комплексов и более южными широтами их формирования объясняется тем, что островные дуги столкнулись с окраиной материка южнее их современного положения, а до современной широты они перемещались по сдвигам вдоль простирания окраины материка. Другая точка зрения предполагает, что островные дуги могли быть интраокеаническими и отсекать от материка обширные бассейны.

338

Тектоническое совмещение островных дуг с материком происходит при закрытии этих бассейнов. Полученные нами данные позволяют считать, что совмещение экзотических островодужных комплексов Камчатки и юга Корякин, скорее всего, происходило по последнему сценарию. Анализ склонений доскладчатой намагниченности островодужных толщ этих районов показывает, что островодужные блоки в большинстве структурных зон слабо развернуты против часовой стрелки. Хотя участие этих толщ в сдвиговых перемещениях было возможным, но даже в этом случае, вероятно, оно было очень кратковременным. При длительном перемещении блоков по сдвигам, как показывают примеры перемещения террейнов западной части Северной Америки, блоки пород должны быть развернуты значительно сильнее, чем это наблюдается для исследованного региона. Таким образом, полученные данные в большей степени соответствуют модели, при которой Камчатско- Южно- Корякская и Кроноцкая островные дуги отсекали от материка бассейн шириной 1000-1500км. Закрытие этого басейна привело к коллизии Камчатско-Южно- Корякской островной дуги с левосторонней сдвиговой компонентой в эоцене и позже, вероятно, в миоцене - к коллизии Кроноцкой дуги. Сложная современная тектоническая структура Камчатки и юга Корякин была сформирована при этих коллизионных процессах.

Палеомагнитные исследования показали, что в структуре Камчатки и юга Корякин широко распространены блоки пород, развернутые в той или иной степени в горизонтальной плоскости. Как было сказано выше, в большинстве структурных зон этих районов блоки развернуты против часовой стрелки. Но в отдельных зонах наблюдаются вращения пород в противоположную сторону — по часовой стрелке. В работе предложены модели коллизии островных дуг, которые объясняют формирование структурных особенностей различных зон Камчатки и юга Корякин и выявленную картину вращений в горизонтальной плоскости блоков пород в этих

339 зонах. Показано, что сложные разнонаправленные вращения геологических блоков могут происходить при сдвиговых деформациях, которые возникают непосредственно в зоне коллизии, а также в не вовлеченных в коллизию частях дуги, как следствие разгрузок тектонических напряжений в ослабленных зонах дуги (например, в районе трансформных разломов). В работе также показано, что блоки пород могут вращаться в горизонтальной плоскости и без сдвиговой компоненты при коллизии, но при косом простирании дуги по отношению к простиранию материковой окраины, а также при столкновении дуги с выступами окраины материка.

Сопоставление палеомагнитных данных по Камчатке и югу Корякин с палеомагнитными данными по другим районам обрамления Тихого океана выявило, что тектонические процессы в его восточной и западной частях существенно различались. В восточной части Тихого океана в позднем мелу и кайнозое отсутствовали интраокеанические островные дуги. Перемещения террейнов в основном происходило по правосторонним сдвигам вдоль окраины материка. Это приводило к сильным (до 110 градусов и больше) вращениям блоков этих террейнов в горизонтальной плоскости по часовой стрелке. В западной части Тихого океана в то же самое время существовала система интраокеанических островных дуг, отсекающих от материка бассейны шириной до 2500 км. Эволюция этих бассейнов была различной. Часть из них закрылась, приведя к тектоническому совмещению ограничивающих их островных дуг с материком, другие, наоборот, увеличились за счет процессов задугового и интрадугового спрединга (Филиппинское море). Важно отметить, что в конце кайнозоя началось формирование новых окраинных бассейнов и их континентальных аналогов при спрединговых процессах (Японское море, Провинция Бассейнов и Хребтов и другие).

340

Изучение палеомагнетизма пород Камчатки и юга Корякин показало, что при формировании структур АКО сильно проявлены процессы перемегничивания горных пород. Перемагниченные породы распространены во внутренних, удаленных от побережья районах Камчатки и юга Корякин. Пространственное распределение перемагниченных пород в этих районах близко к сутурным зонам - к Ватынскому тектоническому покрову на юге Корякин и к Андриановской системе покровов на юге Камчатки. В то же время с ареалами распространения перемагниченных пород совпадают и ареалы распространения толщ неоген- четвертичных окраинно-континентальных вулканогенных поясов. Таким образом, скорее всего перемагничивание связано с вулканическими процессами и процессами формирования покровно- складчатой структуры. Так как направления вторичной намагниченности многих толщ слабо отличается от современного поля Земли в районах Камчатки и юга Корякин, то скорее всего перемагничивание произошло на завершающих фазах развития структуры, после главных этапов деформаций. Исследования перемагниченных пород показали, что вряд ли эти породы были перемагничены за счет их химического преобразования или вторичных сильных прогревов. Не исключено, что таким процессом могло быть термовязкое перемагничивание. Но, к сожалению, указать точно, с каким процессом связано перемагничивание пород, пока невозможно. Эту проблему до сих пор не удалось однозначно решить ни в одном районе Мира, и, вне всякого сомнения, ее еще предстоит решить в будущих исследованиях.

Анализ пространственного и временного распространения перемагниченных пород и их корреляции с глобальными тектоническими структурами Земли показали развитие перемагниченных пород в виде крупных поясов, пространственно связанных с различными геодинамическими обстановками (орогенные пояса, рифтовые зоны и зоны горячих точек, платформы

341 и т. п.).Так, в орогенных поясах Земли процессы перемагничивания имеют глобальное распространение и характерны для всех современных и древних деструктивных геодинамических обстановок. Выявлены глобальные докембрийские, карбон- пермские, юрско-меловые и кайнозойские пояса перемагничивания, совпадающие с одновозрастными орогенными поясами. Часто перемагничивание распространяется и на платформенные области (Русская платформа, Австралийская платформа, часть Северо- Американской платформы и др.). Так как очень часто направления вторичной намагниченности в этих поясах соответствуют одновозрастным палеомагнитным полюсам, то очевидно, что перемагничивание многих толщ в этих поясах произошло после главных деформаций. Тем не менее, часто фиксируется и синскладчатая намагниченность, которая формируется в период деформаций.

Проведенная систематизация данных о перемагничивании пород позволила не только выявить перечисленные выше глобальные закономерности, но и поставила ряд проблем. Одной из них, как уже говорилось, является выяснение причин перемагничивания пород. Для большинства районов систематических исследований этой проблемы не проводилось. Детальные исследования в отдельных районах (Аппалачи и наши данные по Камчатке и югу Корякин) показали, что пока механизм перемагничивания пород не ясен и не объясняется до конца ни одним из известных процессов приобретения породами намагниченности. Существуют и другие слабо изученные вопросы. В частности, для северной части Аппалачей выявлено перемагничивание пород в силуре и девоне. Возраст перемагничивания устанавливался по соответствию направлений вторичной намагниченности силурским и девонским магнитным полюсам для Северной Америки. Следовательно, толщи после перемагничивания не были деформированы. В то же время в девоне на севере Аппалачей произошли покровно- складчатые деформации связанные с Акадской орогенией. Они должны были бы

343

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

2)Впервые показано, что позднемеловые- раннепалеоценовые аллохтонные островодужные комплексы Камчатки и юга Корякин, являющиеся остатками островодужной системы (Камчатско- южно- Корякской), располагались в позднем мелу- раннем палеоцене на сороковых- пятидесятых широтах Тихого океана и отделяли от края материка бассейн шириной 1000-1500 км. Формирование сложной структуры Камчатки и юга Корякин произошло при закрытии этого бассейна в конце палеоцена- раннем эоцене на Камчатке и в среднем эоцене и, возможно, позже на юге Корякин.

3)Показана существенная роль вращений в горизонтальной плоскости блоков пород при формировании структуры активной континентальной окраины.

Островодужные толщи, располагающиеся в структурных зонах Камчатки, в разной степени развернуты против часовой стрелки, а островодужные толщи зоны Олюторского хребта на юге Корякин сильно развернуты по часовой стрелке. Указанная картина разворотов блоков пород может быть объяснена процессом коллизии Камчатско- южно- Корякской островодужной системы с левосторонней сдвиговой компонентой.

344 кайнозойские пояса перемагничивания пространственно совпадают с одновозрастными орогенными поясами, но в ряде случаев распростаняются и в платформенные области. Палеозойское, мезозойское и кайнозойское перемагничивание горных пород, вероятно, связано с процессами, протекающими как при деформациях горных пород, так и после главных деформаций- на завершающих фазах развития орогенных поясов. Для этих поясов наиболее вероятны химическое и термовязкое перемагничивание.

345

СПИСОК РАБОТ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Статьи

2. Коваленко Д.В. Палеомагнитные исследования островодужных комплексов Олюторской зоны, о. Карагинского и тектоническая интерпретация результатов// Геотектоника, N2, 1990, 92-101

3. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм палеогеновых комплексов п-ва Ильпинский.// Геотектоника. 1992. N5. с.78-95.

6. Коваленко Д.В., Ильин М.И., Соловьев A.B., Ремизова Л.Л. Палеомагнетизм островодужных и океанических комплексов центральной части Олюторского хребта//ДАН, 1996, 349, N4, 507-510

7. Коваленко Д.В., Щербинина Е.А., Шикова Т.Н., Соловьев A.B., Пачкалов A.C. Палеомагнетизм флишево- олистостромовых толщ восточной части Олюторского хребта// ДАН, 1996, 346, N3, 360-363

9. Коваленко Д.В., Ремизова JI.JI. О палеомагнитной зональности в северозападной части Олюторской зоны (юг Корякского нагорья)// ДАН, 1997, 356, N4, 499-503

П.Коваленко Д.В., Ремизова JI.JL, Ярославцева Я.Ю. Палеомагнетизм геологических комплексов Олюторского хребта (юг Корякского нагорья).// Физика Земли. 1999, N2, с.34-49.

346

12. Коваленко Д.В., Ремизова Л.Л. Палеомагнетизм северо- западной части Олюторской зоны (юг Корякского нагорья).\\Физика Земли, 1997,N7, с.81-91.

13.Коваленко Д.В., Ярославцева Я.Ю., Злобин B.JL Палеомагнетизм и тектоника о.Карагинский (юг Корякского нагорья).// Геотектоника. 1999, N2, с.54-72.

15. Коваленко Д.В., Злобин В.Л. О перемагничивании толщ Олюторского террейна (юг Корякского нагорья)// Физика Земли, 1999, N2, 57-69

16. Chekhovich V.D., Kovalenko D.Y., Ledneva G.Y. Cenozoic history of the Bering Sea and its northwestern margin// The Island Arc, 1999,8, 123-134

17. Kovalenko D.V., Kravchenko- Berezhnoy I.R., Paleomagnetism and tectonics of Karaginsky Island, Bering Sea// The Island Arc, 1999,8, 426-439

19. Коваленко Д.В., Ярославцева Я.Ю., Злобин В.Л. О конвергенции литосферных плит в районе Карагинской аккреционной призмы.// ДАН, 1999, 368, N5, 655-658

20. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм и тектоническая эволюция Олюторской зоны.//ДАН, 1999, 364, N2, 223-226

21. Богданов H.A., Гарвер Д.Н., Чехович В.Д., Палечек Т.Н., Леднева Г.В., Соловьев A.B., Коваленко Д.В. Обстановки формирования флишоидно-олистостромового комплекса западного побережья Алеутской котловины.// Геотектоника, 1999, N5, 52-66

22. Коваленко Д.В., Ширяевский Е.В., Левашова H.A., Злобин В.Л., Носорев A.B. Палеомагнетизм геологических комплексов Малкинского выступа (Камчатка).// Физика Земли, 2000, N7

23. Коваленко Д.В., Злобин В.Л. Петромагнитное сравнение перемагниченных и неперемагниченных островодужных толщ Камчатки и юга Корякин// Физика Земли, в печати

347

25. Kovalenko D.V. and Kravchenko-Berezhnoy I.R. An Island-arc Terrane Accretion Model for Kamchatka and Southern Koryakia Based on Paleomagnetic Evidence.// Tectonophysics, in press

Тезисы докладов

1. Коваленко Д. В. Предварительные результаты палеомагнитных исследований i о.Карагинском. Тезисы Тихоокеанской школы по морской геологии. Владивосток: ДВ( АН СССР, 1987, с.43

2. Чехович В.В., Кравченко- Бережной И.Р., Аверина Г.В., Коваленко Д.В. Структура восточной части о.Карагинского. Тезисы Тихоокеанской школы по морской геологии. Владивосток: ДВО АН СССР, 1987, с. 14

4. Chekhovich Y.D., Kravchenko- Berezhnoy I.R., Kovalenko D.V. Origin of Karaginski island (Bering sea). Abstracts, International Pacific Congress, Seul, 1987, 32p.

5. Kovalenko D.V. Paleomagnetism of the central part of Olutor Range, EUG-VIII, Abstracts, Terra Nova, v.8, 1995

6. Kovalenko D.V. Paleomagnetism of the Olyutor tectonic belts, (north of the Kamchatka peninsular), EUG-IX, Abstracts, Terra Nova, v.9, 1997

7. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм геологических комплексов Камчатки и юга Корякин. Материалы юбилейной научной конференции института литосферы окраинных и внутренних морей РАН, посвященной 275- летию РАН и 20- летию института "Исследования литосферы", 1999, 19с.

8. Коваленко Д.В. Палеомагнетизм Олюторской зоны (юг Корякского нагорья), тезисы МТК "Тектоника Азии", 1997, 128 с.

9. Kovalenko D.V. Paleomagnetism and tectonic of the Kamchatka and south Koriakii Abstracts of 31 IGC, 1999, 30c.

348

Библиография Диссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Коваленко, Дмитрий Вячеславович, Москва

1. Аккреционная тектоника восточной Камчатки. Москва: Наука, 1993, 272с.

2. Александров А.А., Богданов Н.А., Поланджян С.А., Чехович В.Д. О тектонике северной части Олюторской зоны Корякского нагорья// Геотектоника, 1980, N3, с. 111-123.

3. Алексеев Э.С. и др. Отчет по геолого- съемочным работам масштаба 1:200 ООО на территории листа Р-58-ХХХ. 1978. 342с.

4. Алексеев Э.С. Основные черты развития и структуры южной части Корякского нагорья // Геотектоника, 1979, N1, С. 85-96.

5. Антипов М.П., Гладенков Ю.Б., Журавлев А.В., Шанцер А.Е. Строение прикамчатского участка дна Охотского моря и его кайнозойская история.// Бюл. Моск. о-ва испытателей природы, отд.геол.1997. т.72. вып.2 с. 19-25.

6. Астраханцев О.В. Геология базит- гипербазитовых комплексов Олюторской зоны// Автореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. М.:ГИН, 1996, 21 с.

7. Астраханцев О.В., Казимиров А.Д., Хейфец А.П. Тектоника северной части Олюторской зоны.// Очерки по геологии северо- западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса. М.:Наука, 1987, с.161-183.

8. Багдасаров Э.А., Ланда Э.А., Ларковский Б.А. Химический состав и условия кристаллизации хромшпинелидов вулканических ультрамафитов и других пород мафит- ультрамафитового ряда// Зап. ВМО. 1979. 4.108, вып.5. С. 524-535.

9. Бадрединов З.Г., Тарарин И.А., Литвинов А.Ф., Лопатин В.Б., Белый А.В., О природе метаморфических пород Хавывенской возвышенности Камчатки// ДАН СССР, 1989, т.309, N2, с.3045-3048.

10. Баженов М.Л., Шипунов C.B. Метод складки в палеомагнетизме.// Изв.АН СССР. Физика Земли. 1988, N7,c.89-101.

11. Басилян А.Э., Витухин Д.И., Орешкина Т.В. Верхний кайнозой восточной Камчатки.// Бюл. Моск. о-ва испытателей природы. Отд.геол. 1993, т.68. вып.5, с.79-94.

12. Бахтеев М.К., Беньямовский В.И., Брагин Н.Ю. и др. Новые данные по стратиграфии мезозоя- кайнозоя Восточной Камчатки (Валагинский хребет).// Стратиграфия. Геол. корреляция. 1994. т.2, N6, с.77-84.349

13. Бен- Аврахам 3., Hyp А., Джонс Д., Кокс А. Континентальная аккреция: От океанических плато к аллохтонным массивам // Современные проблемы геодинамики. М.: Мир, 1984, С.101-121.

14. Берсон Г.Л., Пронина И.Г., Будашова А.И. и др., 1978, Стратиграфия палеогеновых отложений западного побережья Ильпинского п-ва (опорный разрез). Кайнозой дальневосточных районов СССР, Л.ВНИГРИ, 98-110

15. Богатиков O.A., Богданова C.B., Борсук А.М. и др. Магматические горные породы. Эволюция магматизма в истории Земли. М., Наука, 1987, 479 с Богданов H.A. 1970, Некоторые особенности тектоники востока Корякского нагорья.// Докл.АНСССР, 192, N3, 607-610

16. Богданов H.A., Вишневская B.C., Сухов А.Н., Федорчук A.B., Чехович В.Д. 1982, Океанические олистостромы западного побережья Алеутской впадины.// Геотектоника, N5, 74-81

17. Богданов H.A. Тектоника глубоководных впадин окраинных морей. М.: Недра, 1988. 219 с.

18. Богданов H.A., Вишневская B.C., Сухов А.Н. Верхнемеловые образования подводного хребта Ширшова (Берингово море) // ДАН СССР. 1983. Т. 273, N5. С.1183-1187.

19. Богданов H.A., Кепежинскас В.В., Федорчук A.B. и др. Магматические и метаморфические породы подводного хребта Ширшова (Берингово море) // Петрология и геохимия магматизма островных дут и окраинных морей. М.: Наука, 1988. С. 231-245.

20. Богданов H.A., Кепежинскас П.К. Неоднородность литосферы обрамления Командорской впадины (Берингово море).// Тихоокеанская геология, 1988, N8, с.3-11.

21. Богданов H.A., Непрочнов Ю.П. Геология глубоководных впадин Берингова моря// История и происхождение окраинных и внутренних морей. М.: Наука, 1984. С. 4-11. (ХХ711 Междунар. геол. конгр.: Докл. сов. геологов; Т. 6, ч. 2).

22. Богданов H.A., Тильман С.М., Чехович В.Д. Мезозойско-кайнозойская история геологического развития юга Корякского нагоръя // Геология морей и океанов. Л.: Наука, 1988. С. 105-123 (ХХУШ Междунар. геол. конгр.: Докл. сов. геологов).350

23. Богданов H.A., 1998, Проблемы раздела Евразиатской и Северо- Американской литосферных плит в восточной Арктике, Геотектоника, N2, 4-15

24. Богданов H.A., Чехович В.Д., Сухов А.Н., Вашневская B.C. Тектоника Олюторской зоны // Очерки тектоники Корякского нагорья. М.: Наука, 1982. С. 189-217.

25. Бондаренко Г.Е. Ультраосновные и основные метавулканиты срединного хребта Камчатки: положение в разрезе и обстановка формирования.// Бюл. Моск. о-ва испытателей природы. Отд. геол., 1997, т.72, вып.З, с.32-40.

26. Бондаренко Г.Е., Кузнецов Н.Б., Савостин JI.A. и др. Изотопный возраст гранатовых плагиогранитов Срединного хребта Камчатки// Докл.РАН, 1993, т.330, N2, с.233-236.

27. Борзунова Г.П., Селиверстов В.А., Хотин М.Ю., Шапиро М.Н. Палеоген п-ва Камчатского Мыса.// Изв. АН СССР, Сер. геол., 1969, N7, с. 102-109

28. Бродская С.Ю., Печерский Д.М., Шаронова З.В., Кузнецов Ю.И., Смирнов Ю.П. Методические рекомендации по изучению петромагнитных и магнитных свойств пород, вскрытых сверхглубокими скважинами. Тверь: Гере, 1992, 85с.

29. ВаляшкоГ.М.,Чернявский Г.Е.,Селиверстов Н.И.,Иваненко А.Н. Задуговой спрединг в Командорской котловине. Доклады Академии Наук, 1993, т.328, №2, с.212-216

30. Вишневская B.C., Сухов А.Н., Чехович В.Д. Возраст Ватынской серии (Олюторская зона Корякского нагорья) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1981. N12. С. 71-78.

31. Власов Г.М., Ярмолюк В.А., Жегалов Ю.В. Некоторые основные вопросы тектоники Камчатки // Сов. геология. 1963. N6. С. 32-49.

32. Вулканогенно-кремнистые формации Камчатки. Новосибирск: Наука, 1974.115 с.

33. Высоцкий C.B. Офиолитовые ассоциации островодужных систем Тихого океана., Владивосток, 1989, 195с.

34. Гапеев А.К., Артемова Т.Т. О распаде твердых растворов в системе магнетит- ульвошпинель// Физика Земли. 1988. N12. с.82-87.

35. Геология и полезные ископаемые Корякского нагорья. Я.: Недра, 1965.342с.

36. Геология западной части Беринговоморья. М.: Наука, 1990. 157 с.351

37. Геология юга Корякского нагорья. М.: Наука, 1987. 167 с.

38. Герман JI.J1. Древнейшие кристаллические комплексы Камчатки. М.: Недра, 1978, 128 с.

39. Герман Л.Л., Шульдинер В.И., Щека С.А. Метаморфические комплексы Ганальского хребта на Камчатке // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1976. N2. С.25-35.

40. Гладенков Ю.Б., Багдасарян Г.П., Беньямовский В.Н., Витухин Д.И., Волобуева В.И., Музылев Н.Г., Таривердиева Т.И., Фрегатова H.A. Планктон в палеогене п-ва Ильпинский.//Изв.АН СССР. Сер. геол. 1988. N10. с.85-91.

41. Гладенков Ю.Б., Братцева Г.М., Митрофанова Л.И., Синельникова В.Н. Расчленение олигоцен- нижнемиоценовых толщ Восточной Камчатки (залив Корфа).\\ Изв. АН СССР, Сер. геол., 1988, N8, с.3-16.

42. Гладенков Ю.Б. Неоген Камчатки. М.:Наука, 1972, 198с.

43. Гладенков Ю.Б., Витухин Д.И., Орешкина Т.В. Корреляция кайнозоя Восточной Камчатки с океаническими толщами // Неоген Тихоокеанской области. М.: Наука, 1982. N1. С. 62-65.

44. Гнибиденко Г.С. Тектоника дна окраинных морей Дальнего Востока. М:.Наука, 1979, 246с.

45. Госгеолкарта, 1:50000, листы Р-58-102-Б,Г; Р-58-103-А,Б,В,Г, 1995.

46. Гречин В.И. Верхнемеловые вулканогенно-осадочные формации различных структурно-фациальных зон Камчатки // Осадкообразование и вулканизм в геосинклинальных областях. М.: Наука, 1979. С. 130 149.

47. Гречин В.И. Кремнистые осадки и породы северной части Тихого океана и его обрамления // Очерки по геологии северо-западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса. М.: Наука, 1987. С. 74-109.

48. Григорьев В.Н., Шапиро М.Н. Верхнемеловые вулканиты перешейка Камчатки // Тихоокеан. геология. 1986. N 4. С. 58-66.

49. Гуревич Е.Л., Суркис Ю.Ф. Палеомагнетизм позднемеловых пород Восточной Камчатки

50. Данукалов К.Ф., Комисарова P.A., Храмов А.Н., 1979, Метахронная намагниченность. Геомагнитные исследования, N19, 12-17

51. Диденко А.Н., Печерский Д.М., Палеомагнетизм среднепалеозойских пород офиолитовых комплексов Алайского хребта, Геотектоника, N4, 56-68352

52. Добрецов Н.Л., Соболев B.C., Хлестов В.В. Фации регионального метаморфизма умеренных давлений. М., Наука, 1972, 298с.

53. Добрецов H.JI. Глаукофаносланцевые и эклогит-глаукофан-сланцевые комплексы СССР. Новосибирск. 1974. 412 с.

54. Дюфур М.С., Ерешко Э.М., Лебедев М.М. и др. О спорово-пыльцевых комплексах из метаморфических отложений Камчатки и возрасте вмещающих их толщ // Вопросы региональной геологии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1977. Вып. 2. С. 103-113.

55. Жегалов Ю.В. Командорские острова // Геология СССР. М.: Недра, 1964, Т.31: Камчатская область, Курильские и Командорские острова, ч. 1: Геологическое описание. С. 645-676.

56. Зинкевич В.П., Данюшевский Л.В., Каменецкий B.C. и др. Геология и петрология меловых и палеогеновых вулканических пород Тумрокского выступа (Восточная Камчатка) // Тихоокеанская геология. 1991. N5. С. 84-99.

57. Зинкевич В.П., Константиновская Е.А., Цуканов Н.В. Тектонические покровы северной части Валагинского хребта // Тихоокеан. геология. 1989. N3. С.62-71.

58. Зинкевич В.П., Константиновская Е.А., Магакян Р., БрагинаЛ.Г. Тектоника полуострова Озерного (Восточная Камчатка) // Очерки по геологии Камчатки и Корякского нагорья. М.: Наука, 1988. С. 87 102.

59. Зинкевич В.П., Константиновская Е.А., Магакян Р., Цуканов Н.В. Аккреционная структура Восточной Камчатки //ДАН СССР. 1990. Т. 312, N5. С. 1186-1190.

60. Зинкевич В.П., Ляшенко О.В., Басманов В.М. Офиолитовые покровы полуострова Озерного (Восточная Камчатка) //ДАН, 1984. Т.277, N3. С. 665-669.

61. Зинкевич В.П., Цуканов Н.В. Формирование аккреционной структуры Восточной Камчатки в позднем мезозое- раннем кайнозоею.// Геотектоника, N4, 1992 с.97-112.

62. Зинкевич В.П., Колодяжный С.Ю.,Брагина Л.Г., Константиновская Е.А., Федоров П.И. Тектоника восточного обрамления Срединнокамчатского массива метаморфических пород.// Геотектоника, 1994, N1, с.81-96.

63. Зоненшайн Л.П., Деркур Ж., Козьмин В.Г. и др. Эволюция Тетиса// История океана Тетис. М.: Ин-т океанологии АН СССР, 1989. С. 104-115.353

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

65. Иващенко П.У., Казакова Э.Н., Стрельцов М.И. Плагиограниты, риолиты и субаркозы полуострова Камчатский Мыс (Восточная Камчатка).// Тихоокеанская геология, 1986, N4, с.80-87)

66. Иващенко П.У., Казакова Э.Н., Сергеев К.Ф. Геология Командорских островов. Владивосток: СахКНИИ, 1984. 192 с.

67. Казаков К. Г. Основные черты строения палеогеновых отложений п-ва Ильпинский// Литология и стратиграфия мезозоя и кайнозоя восточных районов СССР. М.Наука, 1988, с.46-52

68. Кепежинскас П. К. Кайнозойские вулканические серии обрамления окраинных морей. М.: Наука, 1990. 174 с. 7

69. Комиссарова P.A. Проблема изучения земного магнитного поля раннего и среднего палеозоя на территории Русской платформы. В кн.: Тезисы докл. VII всес. конф. по пост, геомаг. полю и палеомагнетизму. М., 1966, 72-74

70. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 256 с. 7

71. Кононов М.В. Тектоника плит северо-запада Тихого океана. М.: Наука, 1989. 167 с.

72. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метопелитов. М., Наука, 1979,263с.

73. Константиновская Е.А. Камчатское позднемеловое окраинное море.// Литологи и полезные ископаемые, 1997, N1, с.58-73.

74. Константиновская Е.А. Меловые структурно-формационные комплексы северной части Валагинского хребта (Восточная часть Камчатки) // Очерки по геологии Северо- Западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса. М.: Наука, 1987. С. 140-161.

75. Кравченко-Бережной И. Р. Геологическое положение магматических комплексе западного обрамления Командорской котловины. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. М.:ИЛСАН, 1989, 20с.

76. Кузнецов Н.Б. Допозднекайнозойская тектоника фундамента Курило-Камчатской островной дуги. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. М.'.ИЛСАН, 1994, 20с.354

77. Лебедев М.М. Ганальская метаморфическая зона Камчатки // Вопросы геологии, петрологии и металлогении метаморфических комплексов Востока СССР. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1968, С. 85 91.

78. Левашова Н.М., Шапиро М.Н. Палеомагнетизм позднемеловых островодужных комплексов Срединного хребта Камчатки. //Тихоокеанская геология, 1999, 18, N2, 65

79. Левашова Н.М. Кинематика позднемеловых и мел- палеогеновых энсиматических островных дуг Камчатки. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук, 1999, 22с.

80. Линькова Т. И. Палеомагнитные исследования осадочных толщ северо-запада Русской платформы. //Изв.АН СССР, сер.геол., 1960, 868-870.

81. Литосфера Центральной и Восточной Европы, Восточно- Европейская платформа, 1989, Киев, 186с.

82. Литвинов А.Ф., Лопатин В.Б., Крикун Н.Ф., Конова Л.Н., Белый А.В. Стратиграфия палеоген- неогеновых отложений п-ва Озерной (Восточная Камчатка)// Тихоок. геол., N6, 1990, 68-77.

83. Литвинов А.Ф. Геологическое строение южной части Литкинского прогиба (Восточная Камчатка); Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Л., 1990. 24 с.

84. Львов А. Б. Эволюции метаморфизма при формировании фундамента Восточно- Камчатской складчатой зоны (Ганальский хребет)// Проблемы эволюции докембрийской литосферы. Л.: Наука, 1986. С. 261 271.

85. Львов А.Б., Неелов А.Н., Богомолов Е.С., Михайлова Н.С. О возрасте метаморфических пород Ганальского хребта Камчатки //Геология и геофизика. 1986. N7. С. 81-93.

86. Марков М.С. Метаморфические комплексы и "базальтовый" слой земной коры островных дуг. М.:Наука, 1975, 232с.;

87. Марков М.С., Некрасов Г.Е., Хотин Н.Ю. Фундамент меловой геосинклинали на п-ве Камчатский Мыс (Восточная Камчатка)// Геотектоника, 1972, N4, с.99-108;

88. Марков С.М., Селиверстов В.А., Хотин М.Ю., Долматов Б.К. О сочленении Восточной Камчатки и Алеутской островной дуги.// Геотектоника, 1969, N5, с.52-61

89. Марченко А.Ф. К вопросу о существовании на Камчатке массивов доверхнемеловых метаморфических пород//Вопросы геологии, петрологии и355металлогении метаморфических комплексов востока СССР. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1968. С. 21-23.

90. Методические рекомендации по изучению петромагнитных и магнитных свойств пород, вскрытых сверхглубокими скважинами. Ред.Ю.И.Кузнецова и Д.М.Печерский, Тверь, 1992, 86с.

91. Мокроусов В.П. Стратиграфия домеловых отложений Камчатки// Материалы межвед. совещ. по разраб. унифицир. стратигр. схем Сахалина, Курильских и Командорских островов, 1959: М.: Недра, 1961. С. 16-27.

92. Нижний палеоген западной Камчатки (стратиграфия, палеогеография, геологические события). Москва: ГЕОС, 1997. 366с.

93. Несвит Д.С., 1967, Геология и нефтегазоносность Ильпинского п-ва на восточном побережье Камчатки, Геология и перспективы нефтегазоносности Камчатки. Л.:ВНИГРИ, 254а, 115-144

94. Новая глобалъная тектоника: (Тектоника плит). М.: Мир, 1974. 471 с.

95. Очерки по геологии Корякского нагорья. М.: Наука, 1988. 119 с.

96. Очерки тектоники Корякского нагорья. М.: Наука, 1982. 220 с.

97. Очерки тектоническом развития Камчатки. М.: Наука, 1987. 247 с.

98. Павлов В.Э., Петров П.Ю., 1996, Палеомагнитные исследования рифейских отложений Туруханского района, Физика Земли, N3, 70-81

99. Павлов В.Э., Родионов В.П., Храмов А.Н., Галле И., 1999, Магнитостратиграфия опорного разреза ордовика в районе дер. Половинка (среднее течение р.Лена): изменялась ли полярность геомагнитного поля в раннем лландейло. Физика Земли, N5, 61-71

100. Палечек Т.Н. Строение и условия формирования верхнемеловых вулканогенно- кремнистых отложений Олюторского района (на основе радиоляриевого анализа). Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук, 1997, 22с.

101. Парфенов Л.М. Континентельные окраины и островные дуги мезозоид северо- востока Азии. Новосибирск: Неука, 1984. 192 с.356

102. Печерский Д.М. Магнетизм и условия образования изверженных горных пород. М.:Наука, 1975, 287с.

103. Печерский Д.М., Диденко А.Н. Палеоазиатский океан. Москва, 1995, 293с.

104. Печерский Д.М. и Шапиро М.Н., 1996, Палеомагнетизм верхнемеловых и палеогеновых вулканогенных серий Восточной Камчатки: доказательства абсолютных перемещений древних зон субдукции, Физика Земли, N2, 31-55

105. Петрина Н.М., Шапиро М.Н., Бояринова М.Е. и др. Верхнемеловые и нижнепалеогеновые отложения восточных хребтов Камчатки // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1983. Т. 53, вып. 3. С. 47-61.

106. Поздеев А.И., Петрина Н.М. Возраст и объем кирганикской свиты Камчатки // Сов. геология. 1984. N1. С.50-57.

107. Предовский A.A. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Л., Наука, 1980, 152с.

108. Пущаровский Ю.М. Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли. М.: Наука, 1972. 222 с.

109. Разницын Ю.Н., Цуканов Н.В., Щербаков CA. Серпентинитовый меланж и ультрабазиты северной части Валагинского хребта (Восточная Камчатка) //ДАН СССР. 1984. Т. 278, N1. С. 180-184.

110. Решения II Межведомственного стратиграфического совещания по мелу, палеогену и неогену Корякского нагорья, Камчатки, Командорских островов и Сахалина. Петропавловск- Камчатский, 1974. 131 с.

111. Рихтер A.B. О строении метаморфических комплексов Ганальского хребта (Камчатка).//Геотектоника, 1991, N1 с.98-108

112. Рихтер A.B. О строении метаморфических комплексов Ганальского хребта (Камчатка)// Геотектоника, 1991, N1, с.98-108.

113. Родионов В.П. Естественная остаточная намагниченность пород в зонах проявления траппового магматизма. Магнетизм горных пород и палеомагнетизм. Изд. АН СССР, 1969, 162-165.

114. Розен О.М., Нистратов Ю.А., Злобин В.Л. и др. Метод вычисления минерального состава осадочных пород по их химическим анализам: обоснование и программа на ЭВМ. М., 1982, рукопись депонир. в ВИНИТИ, 3769-82, 88с.357

115. Розен О.М., Марков М.С. О происхождении амфиболитов метаморфического фундамента островных дуг (На примере Ганальского хребта Камчатки)// Геотектоника. 1973. N3. С. 27-39.

116. Розен О.М. Граувакки метаморфических комплексов докембрия (связь состава и геодинамических условий формирования).// Известия ВУЗ. Геология и разведка. 1993 N1, С. 36-50.

117. Ротман В.К. О соотношении ирунейской и кирганикской свит Центральной Камчатки// Материалы Межвед. совещ. по разраб. унифиц. стратигр. схем Сахалина, Камчатки, Курильских и Командорских островов, Оха. 1959. М.: Гостоптехиздат, 1961. С. 56 70.

118. Ротман В.К. Петрохимическая эволюция лав Срединного Камчатского хребта // Петрохимические особенности молодого вулканизма. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 56 70.

119. Руженцев C.B., Бялобжеский С.Г., Григорьев В.Н., Казимиров А.Д., Пейве A.A., Соколов С.Д. Тектоника Корякского хребта.\\ Очерки тектоники Корякского нагорья. М.:Наука, 1992, с.136-188.

120. Савостин JI.A., Павлов В.Э., Сафонов В.Г., Бондаренко Г.Е., 1993, Отложения нижней и средней юры на западе Омолонского массива (северо-восток России): условия образования и палеомагнетизм. // ДАН, 333, N4, 481-486

121. Савостин JI.A., Хейфец А.Н. Палеомагнетизм маастрихт-нижнепалеоценовых островодужных образований Олюторской зоны (южная Корякия).\\ Палеомагнетизм и аккреционная тектоника. Л.:ВНИГРИ, 1988, с. 127140.

122. Селиверстов Н.И. Сейсмоакустические исследования переходных зон. М.:Наука, 1987, 112с.

123. Селиверстов В.А. Офиолиты Восточной Камчатки // Петрологические исследования базитов островных дуг. М.: ИФЗ АН СССР, 1978. С. 177-239.

124. Серова М.Я. Новые данные о возрасте вулканогенно-осадочных толщ юго-западной части Корякского нагорья (полуостров Говена)// ДАН СССР. 1969. Т. 185, N2. С. 412-415.

125. Серова М.Я. Планктонные фораминиферы верхнепалеоценовых отложений полуострова Говена (Корякское нагорье, северо-западная часть358

126. Тихоокеанской провинции) // Вопр. микропалеонтологии. 1970. Вып. 13. С. 168179.

127. Сиверцева И.А. О пермской флоре Камчатки // Вестн. ЛГУ. Геология. География. 1975. Вып. 3, N8. С. 141-145.

128. Соловьев A.B., Брэндон М.Т., Гарвер Д.И., Богданов H.A., Шапиро М.Н., Леднева Г.В. Коллизия Олюторской островной дуги с Евразиатской окраиной: кинематические и возрастные аспекты.//ДАН СССР, 1998, т.360, N5,с.345-348.

129. Соколов С.Д. Аккреционная тектоника Корякско- Камчатского сегмента Тихоокеанского пояса. М.:Наука, 1992, 182с.

130. Ставский Л.П., Чехович В.Д., Кононов М.В., Зоненшайн Л.П. Палинспастические реконструкции Анадырско-Корякского региона // Геотектоника. 1988. N6. С. 32-42.

131. Супруненко О.И., Декин Г.П. Субширотные разломы Восточной Камчатки //ДАН СССР. 1968. Т. 180, N6. С. 1442-1445.

132. Сухов А.Н. Вулканогенный комплекс Олюторского хребта // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1983. N10. С. 12-28.

133. Сухов А.Н., Ляпунов C.B., Друбецкой Е.Р. Новые данные по геохимии и абсолютному возрасту магматических и метаморфических пород хребта Ширшова// Тез. докл. III Всесоюз. съезда океанологов. Л.: Наука, 1987. С. 36-37.

134. Тарасенко Т.В., Мельникова С.А., Серова М.Я. Расчленение и обоснование возраста верхнемеловых и нижнепалеогеновых отложений хребта Майни-Какыйне.// Изв.АН СССР. Сер.геол. 1970. N11. с. 139-146.

135. Тарарин И.А. Эволюция метаморфизма в срединно- камчатской метаморфической зоне.// Тихокеан. геология, 1988, N1.

136. Тарарин И. А. Коматиит-базальтоидный комплекс Срединно-Камчатской метаморфической зоны и его место в геологической истории региона.// Докл. АН СССР, 1981, т. 260, N 5.

137. Тарарин И.А. Геология и петрология зеленосланцевых образований Ганальского хребта Камчатки // Минералогия и петрология метаморфических и метасоматических пород Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1977. С. 10-37.

138. Тильман С.М. Аккреционная тектоника и металлогения Корякского нагорья (Северо-Восток СССР) // ДАН СССР. 1987. Т. 292, N5. С. 1220-1222.359

139. Тильман С.М., Бялобжеский С.Г., Чехов А.Д. Тектоника и история развития Корякской геосинклинальной системы // Очерки тектоники Корякского нагорья. М.: Наека. 1982. С. 5-30.

140. Тильман С.М., Богданов H.A. Тектоника и геодинамика северо- востока Азии. Объяснительная записка к тектонической карте северо- востока Азии масштаба 1:5 ООО ООО. Москва, ИЛСАН, 1992, 54с.

141. Тихонов В.И. Надвиги на Восточной Камчатке // Геотектоника. 1968. N3. С. 82-101.

142. Тузов В.П., Митрофанова Л.И., Данченко Р.В., Высочина О.В. Стратиграфия палеогеновых отложений Колпаковского прогиба западной Камчатки.// Стратиграфия, геологическая корреляция, 1997, т.5, N3, с.66-82.

143. Удинцев Г.Б. Рельеф Курило-Камчатской впадины. М., 1955. 154 с. (Тр. ИОАН СССР; Т. 12).

144. Федорчук A.B., Извеков И.Н., Вишневская B.C. Строение и возраст кремнисто- вулканогенных толщ ветроваямского аллохтона.// Изв.ВУЗов, 1991, N8, 46-55

145. Федорчук A.B., Извеков И.Н. Новые данные о строении северной части Срединного хребта Камчатки.// Изв. РАН. Сер. геол. 1992. N12. с.147-151.

146. Федорчук A.B. Геология кремнисто- вулканогенных образований Олюторского хребта: Автореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. М.:ИЛСАН, 1985.

147. Федорчук A.B., Цуканов Н.В., Ефремова Л.Б., СавичевАТ. Океанический магматизм хребта Кумроч (Восточная Камчатка) // Геохимия. 1990, N12. С. 1721-1729.

148. Федорчук A.B. Тектоно- магматическая эволюция области сочленения Курило- Камчатской и Алеутской островных дуг.// Изв. ВУЗов, Геология и разведка, 1990, N2, 3-13.

149. Федорчук A.B., Вишневская B.C., Извеков И.Н., Румянцева Ю.С. Новые данные о строении и возрасте кремнисто- вулканогенных пород п-ва Камчатский Мыс (Восточная Камчатка).//Изв. вузов, Геология и разведка, 1989,N11, с.27-33

150. Федорчук A.B. Полигенетические офиолиты п-ва Камчатский мыс (Восточная Камчатка).// Изв.АН СССР, сер. геол. N2, 1991, 14-19360

151. Федорчук A.B., Пейве A.A., Гулько Н.И., Савичев А.Т. Петрохимические типы базальтов офиолитовой ассоциации полуострова Камчатский мыс (Восточная Камчатка)// Геохимия, 1989, N12, с. 1710-1717

152. Федорчук A.B. Внутреннее строение офиолитов Камчатского мыса (Восточная Камчатка)// ДАН СССР, 1989, т.306, N4, с.944-947

153. Федоров П.И. Геохимическая эволюция мел-палеоценового вулканизма юга Корякского нагорья и Срединного хребта Камчатки. Автореф. дис. канд. геол.-минерал, наук. М.: ГИН АН СССР, 1990. 20 с.

154. Филатова Н.И. Периокеанические вулканогенные пояса. Москва, Недра, 1988, 263с.

155. Флеров Г.Б., Колосков A.B. Щелочной базальтовый магматизм Центральной Камчатки. М.: Наука, 1976. 148 с.

156. Хаин В.Е., Балуховский А.Н., 1993, Историческая геотектоника, мезозой и кайнозой, Москва: Авиар, 451с.

157. Хаин В.Е., Сеславинский К.Б., 1991, Историческая геотектоника, палеозой, Москва: Недра, 397 с.

158. Хаин В.Е. Региональная тектоника. Океаны. Синтез. М.: Недра, 1985. 291 с.

159. Ханчук А. И. Геология и происхождение срединно- камчатского кристаллического массива. //Тихоокеан. геология, 1983, N4.

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

161. Храмов А.Н., Гончаров Г.И., Комиссарова P.A. и др. Палеомагнитология. JL:Недра, 1982. с.80-102.

162. Храмов А.Н., Гончаров Г.И., Комиссарова P.A. и др. Палеомагнетизм палеозоя. ВНИГРИ, 1974, 236с.

163. Хубуная С.А. Формационная принадлежность базальтов Кроноцкого п-ва (Восточная Камчатка)// Вулканология и сейсмология, 1981, N2, с. 36-48).

164. Хотин М.Ю. Эффузивно- туфово- кремнистая формация Камчатского мыса. М.:Наука, 1976, 196с.361

165. Цветков A.A. Магматизм и геодинамика Командорско-Алеутской островной дуги. М.: Наука, 1990. 322 с.

166. Цуканов Н.В., Вишневская B.C., Каразина Г.Х., Витухин Д.И. Вещественный состав и возраст кремнистых пород, драгированных с хребта Ширшова // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1984. N11. С. 80-85.

167. Цуканов Н.В. Новые данные по тектонике хребта Кумроч (Восточная Камчатка) // ДАН СССР. 1985. Т. 284, N5. С. 1205-1208.

168. Цуканов Н.В., Федорчук A.B., Литвинов А.Ф. Океанический комплекс Шипунского п-ва.// ДАН СССР, т.318, N4, 1991, 958-962

169. Цуканов Н.В. Тектоническое развитие приокеанической зоны Камчатки в позднем мезозое-раннем кайнозое: Автореф. дис. канд. геол.-минерал. наук.М., 1988. 19 с.

170. Цуканов Н.В., Зинкевич В.П. Тектоника хребта Кумроч (Восточная Камчатка) // Геотектоника. 1987. N6. С. 63-77.

171. Цуканов Н.В., Федорчук A.B. Океанические комплексы в структуре Восточного Кумроча (Камчатка) // ДАН СССР. 1989. Т. 307, N4. С. 943-947.

172. Чамов Н.П. Обстановки и история формирования меловых- палеогеновых вулканогенно- осадочных отложений юга Корякского нагорья.// Автореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. М.:ГИН, 1994, 22 с.

173. Чехович В.Д., Кравченко-Бережной И.Р., Аверина Г.Ю., Коваленко Д.В. О тектонике острова Карагинского // Геотектоника. 1989. N1. С. 121-123.

174. Чехович В.Д. Тектоника и геодинамика складчатого обрамления малых океанических бассейнов. М.: Наука, 1993, 272с.

175. Чехович В.Д. и Богданов H.A., 1999, Кайнозойская история северо- западного обрамления глубоководных котловин Берингова моря, Известия ВУЗов, Геология и разведка, N3, 3-12

176. Шанцер А.Е., Тихонов В.И. Тектоника южной части хребта Кумроч // Геотектоника, 1967. N3. С. 67-74.

177. Шанцер А.Е., Челебаева А.И., Гептнер А.Р. Стратиграфия и корреляция неогеновых отложений хребта Тумрок и некоторых других районов Камчатки // Стратиграфия вулканогенных формаций Камчатки. М.: Наука, 1966. С. 86-98.362

178. Шанцер А.Е., Шапиро M.H., Колосков А.В. и др. Эволюция структуры Лесновского поднятия и его обрамления в кайнозое (Сев. Камчатка) // Тихоокеан. геология. 1985. N 4. С. 66-74.

179. Шапиро М.Н., Петрина Н.К. Новые данные о геологическом строении о.Карагинский. // Тих. геол. 1985, N1, с.27-33.

180. Шапиро М.Н., Гладенков Ю.Б., Шанцер А.Е. Региональные угловые несогласия в кайнозое Камчатки. // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1996. т.4. N6. с.47-60.

181. Шапиро М.Н. Позднемеловая ачайваям- валагинская вулканическая дуга (Камчатка) и кинематика плит северной пацифики.// Геотектоника, 1995, N1, с.58-70.

182. Шапиро М.Н., Хотин М.Ю. Верхнемеловые кварц -полевошпатовые песчаники Восточной Камчатки.// Литология и полезные ископаемые, 1973, N5, с.67-74

183. Шапиро М.Н. Тектоническое развитие восточного обрамления Камчатки. М. .Наука, 1976, 123с.

184. Шапиро М.Н., Сляднев Б.И., Ландер А.В. Чешуйчато-надвиговые структуры северной части Восточно-Камчатского антиклинория //Геотектоника. 1984. N6. С. 84-93.

185. Шапиро М.Н., Федоров П.И. Базальты в меловых терригенных толщах Срединного хребта Камчатки // Изв. вузов. Геология и разведка. 1985. N5. С. 2229.

186. Шапиро М.Н., Разницин Ю.Н., Шанцер А.Е., Ландер А.В. Структура северо-восточного обрамления массива метаморфических пород Срединного хребта Камчатки // Очерки по геологии Востока СССР. М.: Наука, 1986. С. 5 -21.

187. Шипунов C.B. Новый тест складки в палеомагнетизме (реабилитация теста выравнивания) // Физика Земли. 1995. (принята к печати).

188. Шипунов C.B., Кузнецов Н.Б., Пучков В.Н., Козлов В.И., Михайлов П.Н., Черников А.П., Кондручина Л.С., Данукалов К.Н., 1999, Поздний палеозой -время коллизионной активизации тектонических событий на южном Урале, Труды ГИНа, 21-24363

189. Шипунов C.B. Синскладчатая намагниченность: оценка направления и геологическое приложение // Физика Земли. 1995 (принята к печати).

190. Шульдинер В.И., Высоцкий C.B., Ханчук А.И. Кристаллический фундамент атки; Строение и эволюция //Геотектоника. 1979. N2. С. 80-93.

191. Щербинина Е.А. и Коваленко Д.В. О возрасте кайнозойских флишево-олистостромовых толщ Олюторского хребта (юг Корякского нагорья).// Стратиграфия, геологическая корреляция, 1996, т.4, N2, 110-112.

192. Aifa Т., Feinberg H., Pozzi J.-P., 1990, Devonian- Carboniferous paleopoles for Africa: consequences for Hercynian geodynamics. Tectonophysics, 179, 287-304

193. Anderson D.J., Lindsly D.H. "New (and final) models for the Ti-magnetite/ilmenite geothermometer and oxygen barometer" Eos Transaction, v.66, p.416, 1985.

194. Ague J.J. and Brandon M.T., 1992, Tit and northwards offset of Cordilleran batholiths resolved using igneous barometry, Nature, 360, 146-149

195. Bachtadse V., Van der Voo R., Halbich, 1987, Paleomagnetism of the western Cape Fold belt, South Africa, and its bearing on the Paleozoic apparent polar wander path for Gondwana, Earth and Planetary Science Letters, 84, 487-499

196. Bazhenov M., Burtman V., 1994, Upper Cretaceous data from Shikotan Island, Kuril Arc: implications for plate kinematics, Earth and Planetary Sci. Letters, 122, 19-28

197. Bazhenov M.L., Burtman V.S., Krezhovskikh O.A., Shapiro M.N. Paleomagnetism of Paleogene rocks of the Central- East Kamchatka and Komandorsky Island: tectonic implication, Tectonophysics, 201, 1/2, 157-174,1992.364

198. Bazhenov M.L., 1993, Cretaceous paleomagnetism of the Fergana Basin and adjacent ranges, central Asia: tectonic implications, Tectonophys., 221, 251-267

199. Bazhenov M.L., Shipunov S.Y. Fold test in paleomagnetism: new approaches and reappraisal of data // Earth and Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 104. N 1. P. 16-24.

200. Beck M.E.,Jr. Paleomagnetic record of plate- margin tectonic processes along the western edge of North America.//J.Geophys. Res. 1980. v.85.p.7115-7131.

201. Ben-Avraham Z., Cooper A.K. Early evolution of the Bering Sea by collision of oceanic rises and North Pacific subduction zones // Bull. Geol. Soc. Amer. 1981. Vol. 92. P. 485-495.

202. Besse J. and Courtillot V. Revised and synthetic polar wander paths of the African, Eu North American and Indian plates, and true polar wander since 200Ma. 1991, Journal of Geophysical Research, 96, 4029-4050.

203. Baneijee S., Elmore R.D., Engel M.N., 1997, Chemical remagnetization and burial diagenesis: testing the hypothesis in the Pennsylvanian Belden formation, Colorado, Journal of Geoph. Res., 102, NB11, 24825-24842

204. Berger G.W., York D., 1981, 40Ar/39AR dating of the Thanet gabbro, Ontario: looking through the Grenvillian metamorphic veil and implications for paleomagnetism, Can. J. Earth. Sci., 18, 266-273

205. Bogen N.L., 1986, Paleomagnetism of the upper Jurassic Galice formation, southwestern Oregon: evidence for differential rotation of the eastern and western Klamath Mountains, Geology, 14, 335-338

206. Bogue S.W., Cowan D.S., Garver J.I., 1989, Paleomagnetic evidence for poleward transport of Upper Jurassic rocks in the Decatur terrane, San Juan Island, Washington, Journal of Geoph. Res., 94, NB8, 10415-10427

207. Bohnel H., Gose W.A., Testarmata M.M., Noriega G.B., 1990, Paleomagnetic results from the southern Sierra Madre Oriental, Mexico: evidence for early Cretaceous or Laramide remagnetization? Phys. of the Earth and Planet. Interiors, 64, 211-223365

208. Brown P.M., Van der Voo R., 1982, Paleomagnetism of the Latest Precambrian/Cambrian Unicoi basalts from the Blue Ridge, northeast Tennessee and southwest Virginia: evidence for Taconic deformation, Earth and Planetary Science Letters, 60, 407-414

209. Buchan K.L., Hodych J.P., 1989, Early Silurian paleopole for redbeds and volcanics of the King George IV Lake area, Newfoundlend, Can. J. Earth. Sci., 26, 1904-1917

210. Buchan K.L., Baragar W.R.A., 1985, Paleomagnetism of the komatiitic basalts of the Ottawa Island, N.W.T., Can. J. Earth. Sci., 22, 553-566

211. Buddington A.F., Lindsley D.H. Iron- titanium oxide minerals and synthetic eguivalents.// J.Petrol., 1964,v.5,N2, p.342-356.

212. Buttler R.F., Dickinson W.R., Gehrels G.E., 1991, Paleomagnetism of coastal California and Baja California: alternatives to large- scale northward transport, Tectonics, 10, N3, 561-576

213. Bylund G., 1992, Paleomagnetism, mafic dykes and the Protogine Zone, southern Sweden. Tectonophysics, 201, 49-63

214. Chen Y., Cogne J., Courtillot V., Tapponnier P., Zhu X.Y., 1993, Cretaceous paleomagnetic results from western Tibet and tectonic implications, J.Geoph. Res., 98, NB10, 17981-17999

215. Chen Z, Li Z.-X., Powell C.M., Balme B.E., 1994, An early Carboniferous paleomagnetic pole for Gondwanaland: New results from the Mount Eclipse Sandstone in the Ngalia Basin, central Australia, J. of Geoph. Res., 99, NB2, 2909-2924

216. Coe R.S., Globerman B.R., Thrupp G.A., 1989, Rotation of central and southern Alaska in the early tertiary: oroclinal bending by megakinking? Paleomagnetic rotation and continental deformation, 329-342

217. Cooper A.K., Marlow M.S., Scholl D.W., Stevenson A.J. Evidence for Cenozoic crustal extension in the Bering Sea region: Tectonics,v.ll,p.719 731,1992

218. Cooper A.K., Marlow M.S., Ben-Avraham Z. Multichannel seismic evidence on the origin of Bowers Ridge, Bering Sea // Bull. Geol. Soc. Amer. 1981. Vol. 92. P; 474484.

219. Cooper A.K., Marlow M.S., Scholl D.N. Mesozois magnetic lineations in the Bering Sea marginal basin // J. Geophys. Res. 1976. Vol. 81. P. 1916-1934.

220. Courtillot V., Chambon P., Bran J.P., Rochette. A magnetotectonic study of the hercynian Montagne Noire.//Tectonics, v.5, N5, 733-751

221. Champion, D. E., D. G. Howell, and C. S. Gromme, Paleomagnetic and geologic data indicating 2500 km of northward displacement for the Salinian and related terranes, California, J. Geophys. Res., 89, 7736-7752, 1984.

222. Creer K.M., 1970, A review of paleomagnetism, Earth Sci. Rev., 6, N6, 369- 466 Demarest H.H., Jr. Error analysis for the determination of tectonic rotation from paleomagmetic data.// J. Geophys. Res. 1983. v.88. p.4121-4328.

223. Doh S., Piper J.D.A., 1994, Paleomagnetism of the (Upper Palaeozoic- Lower Mesozoic) Pyongan Supergroup, Korea: a Phanerozoic link with the north China Block, Geoph. J. Inter., 117, 850-863

224. Deutsch E.R., Prasad J.N., 1987, Ordovician paleomagnetic results from the St.George and Table Head carbonates of western Newfoundlend, Can. J. Earth. Sci., 24, 1785-1796367

225. DiVenere V.J., Opdyke N.D., 1991, Magnetic polarity stratigraphy and Carboniferous paleopole positions from the Joggins section, Cumberland structural basin, Nova Scotia, Journal of Geoph. Res., 100, NB7, 12573-12588

226. Dunlop D.J., 1984, Paleomagnetism of Archean rocks from northwestern Ontario: II. Shelley Lake granite, Quetico Subprovince, Can. J. Earth. Sci., 21, 869-878

227. Dunlop D.J., Ozdemir O., Schmidt P.W., 1997, Paleomagnetism and paleothermometry of the Sydney Basin, 2.0rigin of anomalously high unblocking temperatures, J. of Geoph. Res., v. 102, NB12, 27285-27295

228. Dunlop D.J., Schmidt P.W., Ozdemir O., Clark D.A., 1997, Paleomagnetism and paleothermometry of the Sydney Basin l.Thermoviscous and chemical overprinting of the Milton Monzonite, J. of Geoph. Res., 102, NB12, 27271-27283

229. Edel J.B., Coulon M. Late Hercynian remagnetization of Tournasian series from the Laval syncline, Armorican massiv, France. Earth Planet. Sci. Lett., 68, 343-350, 1984.

230. Edel J.B., 1987, Paleomagnetic evolution of the Central Massif (France) during the Carboniferous, Earth and Planetary Science Letters, 82, 180-192

231. ElmoreR.D., Cates K., Gao G., Land L., 1994, Geochemical constraints on the origin of secondary magnetizations in the Cambro- Ordovician Royer Dolomite, Arbucle Mountains, southern Oklahoma, Phys. of Earth and Planet. Int., 85, 3-13

232. Elmore R.D., Imbus S.W., Engel M.H., Fruit D., 1993, Hydrocarbons and magnetizations in magnetite, Applications of paleomagnetism to sedimentary geology, SEPM, N49, 181-191

233. Elmore R.D., London D., Bagley D., Fruit D., 1993, Remagnetization by basinal fluid: testing the hypothesis in the viola limestone, southern Oklahoma, Journal of Geoph. Res., 98, NB4, 6237- 6254

234. Elmore R.D., Crawford L., 1990, Remanence in authigenic magnetite: testing the hydrocarbone- magnetite hypothesis, Journal of Geoph. Res., 95, NB4, 4539-4549

235. Engebretson D.S., Cox A. and Gordon R.G., 1985, Relative motions between oceanic and continental plates in the Pacific basin. Geol. Soc. Am. Spec. Pap., 206, 59 pp.

236. Ellis B.J., Levi S., Yeats R.S., 1993, Magnetic stratigraphy of the Morales formation: late neogen clockwise rotation and compression in the Cuyama basin, California Coast Ranges, Tectonics, 12, N5, 1170-1179

237. Enkin R.J., Courtillot V., Xing L., Zhang Z., Zhuang Z., Zhang J., 1991, The stationary Cretaceous paleomagnetic pole of Sichuan (south China Block), Tectonics, 10, N3, 547-559

238. Enkin R.J., Chen Y., Courtillot V., Besse J., Xing L., Zhang Z., Zhuang Z., Zhang J., 1991, A Cretaceous pole from south China, and the Mesozoic Hairpin Turn of the Eurasian APWP, J. of Geoph. Res., 96, NB3, 4007- 4027

239. Evans M.E., Hoye G.S., Bibgham D.K., 1980, The paleomagnetism of the Great Slave Supergroup: theAkaitcho River formation, Can. J. Earth. Sci., 17, 1389-1395

240. Evans D.A., Zhuravlev A.Y., Budney C.J., Kirschvink J.L., 1996, Paleomagnetism of the Bayan Gol Formation, western Mongolia, Geol. Mag., 133, 4, 487-496

241. Gallet Y., Pavlov V., 1996, Magnetostratigraphy of the Moyero river section (north- western Siberia): constraints on geomagnetic reversal fraquency during the early Palaeozoic, Geophys. J.Int., 125, 95-105

242. Geist E.L., Vallier T.L., Schooll D.W., 1994, Origin, transport, and emplacement of a exotic island-arc terrane exposed in eastern Kamchatka, Russia.//Geol. Soc. of Am. Bull., v.106, N9, p.1182-1194.

243. Gidong L., Besse J., Courtillot V., 1987, Eastern Asia in Cretaceous: new paleomagnetic data from south Korea and a new look at Chinese and Japanese data, J. Geoph. Res., v.92, NB5, 3580-3596

244. Geissman J.W., Jackson M., Harlan S.S., Van derVoo R., 1991, Paleomagnetism of Latest Cambrian- Early Ordovician and Latest Cretaceous- Early Tertiary rocks of the369

245. Florida Mountains, Southwest New Mexico, Journal of Geoph. Res., 96, NB4, 60536071

246. Gillett S.L., Hover V.C., Papike J.J., 1982, The Notch peak contact metamorphic aureole, Utah: paleomagnetism of the metasedimentary rocks and the quartz monzonite stock, Journal of Geoph. Res., 87, NB7, 5375-5390

247. Gilder S.A., Coe R.S., Wu H., Kunag G., Zhao X., Wu Q., 1995, Triassic paleomagnetic data from south China and their bearing on the tectonic evolution of the western circum- Pacific region, Earth and Planet. Sci. Lett., 131, 269-287

248. Guyomard T.S., Aissaoui D.M., McNeill D.F., 1996, Magnitostratigraphic dating of the uplifted atoll of Mare: Geodynamics of the Loyalty Ridge, SW Pacific, J. of Geoph. Res., 601-612

249. Fang W., Van der Voo R.,Liang Q., 1989, Devonian paleomagnetism of Yunnan province across the Thai-South China Suture, Tectonics, 8, N5, 939-952

250. Fox K.F., Beck M.E., 1985, Paleomagnetic results for eocene volcanic rocks from northeastern Washington and the tertiary tectonics of the Pacific Northwest, Tec tonics, 4,N3, 323-341

251. Frei L.S., Blake M.C., 1987, Remagnetization of the Coast Range ophiolite and Lower part of the Great Valley Sequence in northern California and southwest Oregon, Journal of Geoph. Res., 92, NB5,3487-3499

252. Frei L.S., Magill J.R., Cox A., 1984, Paleomagnetic results from the Central Sierra Nevada: constraints on reconstructions of the western United States, Tectonics, 3, N2, 157-177

253. Frey M., De Capitani C., Liou G. A new petrogenetic grid for low-grad meta basites. Jor. metamorphic geology, 1991, v.9, N5, P. 497-509.

254. Fruit D., Elmore R.D., Halgedahl S., 1995, Remagnetization of the folded Belden Formation, northwest Colorado, Journal of Geoph. Res., 100, NB8, 15009-15023

255. Johnson R.J.E., Van der Voo R., 1986, Paleomagnetism of the Late Precambrian Fourchu Group, Cape Breton Island, Nova Scotia, Can. J. Earth. Sci., 23, 1673-1685

256. Halls H.C. A least-squares method to find a remanence direction from converging remagnetization circles// Geophys.J.Roy Astron. Sos. 1976, v.45, N5, p.297-304.

257. Harbert W., Frei L.S., Cox A., Engebretson D.C. Relative motions between Eurasia and North America in the Bering Sea region // Tectonophysics. 1987. Vol. 134. P. 239- 261.371

258. Harbert W., Hillhouse J., Vallier T., 1995, Paleomagnetism of the Permian Wallowa terrane: Implications for terrane migration and orogeny, Journal of Geoph. Res., 96, NB3, 4051-4064

259. Haston R.B. and Fuller M. 1991, Paleomagnetic data from the Philippine Sea Plate and Their tectonic significance, Journ., Geoph., Res., v.96, NB4, 6073-6098.

260. Haston R.B. and Luyendyk B.P., 1991, Paleomagnetic results from the Waipapa terrane, Northland peninsular, North island, New Zealand: tectonic implications from widespread remagnetization, Tectonics, 10, N5, 986-994

261. Hagstrum, J. T., M. McWilliams, D. G. Howell, and S. Gromme, Mesozoic paleomagnetism and northward translation of the Baja California Peninsula, Geol. Soc. Am. Bull., 96, 1077-1090, 1985.

262. Hagstrum J.T., Lipman P.W., Moore R.B., 1994, Late Cretaceous paleomagnetism of the Tombstone district and vicinity: evidence for a rotational domain boundary in southern Arizona, Tectonics, 13, N5, 1295-1308

263. Hagstrum J.T. and Sawyer D.A., 1989, Late Cretaceous paleomagnetism and clockwise rotation of the Silver Bell Mountains, South Central Arizona, Journal of Geoph. Res., 94, NB12, 17847-17860

264. Hagstrum J.T., Murchey B.L., 1996, Paleomagnetism of Jurassic radiolarian cherts above the Coast Range ophiolite at Stanley Mountain, California, and implications for its palegeographic origins, GSA Bulletin, 108, N6, 643-652

265. Hagstrum J.T., 1994, Remagnetization of Jurassic volcanic rocks in the Santa Rita and Patagonia Mountains, Arizona: implications for North American apparant polar wander, Journal of Geoph. Res., 99, NB8, 15103- 15113

266. Hagstrum J.T., Murchey B.L., Bogar R.S., 1996, Equatorial origin for lower Jurassic radiolarian chert in the Franciscan Complex, San Rafael Mountains, southern California, Journal of Geoph. Res., 101, NB1, 613-626

267. Hagstrum J.T., Jones D.L., 1998, Paleomagnetism, paleogeographic origins, and uplift history of the Coast Range ophiolite at Mount Diablo, California, Journal of Geoph. Res., 103, NB1, 597-603

268. Henry B., Merabet N., Yelles A., Derder M.M., Daly L., 1992, Geodinamical implications of a Moscovian paleomagnetic pole from the stable Saharan craton (Illizi basin, Algeria), Tectonophysics, 201, 83-96372

269. Hillhouse J.W., Accretion of southern Alaska, 1987, Tectonophysics, 139, 107122

270. Harlan S.S., Geissman J., Snee L.W., Reynolds R.L., 1996, Late Cretaceous remagnetization of Proterozoic mafic dikes, southern Highland Mountains, southwestern Montana: A paleomagnetic and 40Ar/39Ar study, GSA Bulletin, 108, N6, 653-668

271. Herrero- Bervera E., Urrutia- Fucugauchi J., Khan M.A., 1990, A paleomagnetic study of remagnetized upper Jurassic red beds from Chihuahua, northern Mexico, Phys. of the Earth and Planet. Inter., 62, 307-322

272. Horn D.M., Yerosub K.L., 1995, Paleomagnetic investigation of late Neogene vertical axis rotation and remagnetization in central coastal California, Journal of Geoph. Res., 100, NB3, 3873-3884

273. Hyodo H., Dunlop D.J., 1989, Multicomponent magnetization in Nipissing diabase near Temagami, Ontario, and structural and thermal history of the Grenville fromt, Can. J. Earth. Sci., 26, 467-478

274. Hirt A.M., Lowrie W., 1986, A paleomagnetic study of tectonically deformed red beds of the Lower Glarus Nape Complex, eastern Switzerland, Tectonics, 5, N5, 723731

275. Hutton D.H.W. and Reavy R.J., 1992, Strike- slip tectonics and granite petrogenesis, Tectonics, 11, 960-967

276. Haag M., Heller F., 1991, Late permian to early triassic magnetostratigraphy, Earth and Planet. Sci. Lett., 107, 42-54

277. Kepezhinskas P.K. Cold moho boundary beneath island arc system: an example from the north Kamchatka arc. Geophysical research letters, 1993, 20, N22, 2471-2474.373

278. Kipfer R., Heller F., 1988, Paleomagnetism of Permian red bed in the contact aureole of the Tertiary Adamello intrusion (northern Italy), Physics of the Earth and Planetary Interiors, 52, 365-375

279. Kirschvink,J.L., 1980, The least-squares line and plane and the analysis of paleomagnetic data, Geophys. J.R. Astron. Sos., 62,699-718

280. Kent D.V., Opdyke N.D., 1985, Multicomponent magnetization from the Mississippian Mauch Chunk formation of the centrall Appalachian and their tectonic implications, Journal of Geoph. Res., 90, NB7, 5371-5383

281. Kent D.V., 1988, Further paleomagnetic evidence for oroclinal rotation in the central folded appalachian from the Bloomsburg and the Mauch chunk formations, Tectonics, 7, N4, 749-759

282. Khan M.J., Opdyke N.D., Tahirkheli R.A.K., 1988, Magnetic stratigraphy of the Siwalik Group, Bittani, Marwat and Khasor Ranges, northwestern Pakistan and the timing of neogene tectonics of the Trans Indus, J.Geoph. Res., 93, NB10, 11773-11790

283. Kravchenko- Berezhnoy I.R., Ledneva G.V., Ivanova E.A., Vishnevskaya V.S. Allochthonous lithotectonic units of the NW Olutor terrane (NE Kamchatka). // Ofioliti, 1993, 18(2), 177-180

284. Kravchenko-Berezhnoy I.R., Nazimova Yu.Y.1991 The Cretaceous ophiolite of Karaginsky Island (the western Bering Sea)/ Ofioliti, v. 16, p.79-110.

285. Kravchinsky Y.A., Konstantinov K.M., Jean- Pascal Cogne, 1999, Paleomagnetic study of the Vendian- early Cambrian aged rocks of South Siberia and Central Mongolia; Siberian platform did not exist yet?, Tectonophysics, in press.

286. Kruczyk J., Kadzialko- Hofmokl M., Nozharov P., Petkov N., Nachev I., 1990, Paleomagnetic studies on sedimentary Jurassic rocks from southern Bulgaria, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 62, 82-96

287. Klootwijk C.T., Nazirullah R., Jong K.A., 1986, Paleomagnetic constraints on formation of the Mianwali reentrant, Trans- Indus and western Salt Range, Pakistan, Earth and Planet. Sci. Lett., 80, 394-414374

288. Klootwijk C.T., Sharma M.L., Gergan J., Shah S.K., Gupta B.K, 1986, Rotational overthrusting of the northwest Himalaya: further paleomagnetic evidence from the Riasi thrust sheet, Jammu foothills, India, Earth and Planet. Sci. Lett., 80, 375-393

289. Klootwijk C.T., Shah S.K., Gergan J., Sharma M.L., Tirkey B., Gupta B.K., 1983, A paleomagnetic reconnaissance of Kashmir, northwestern Himalaya, India, Earth and Planet. Sci. Lett., 63, 305-324

290. Marton E ., Marton P., Heller F., 1980, Remnant magnetization of a pliensbachian limestone sequence at Bakonycsernye (Hungary), Earth and Planetary Science Letters, 48, 218-226

291. Marton E., 1982, Late Jurassic/Early Cretaceous magnetic stratigraphy from the Sumeg section, Hungary, Earth and Planetary Science Letters, 57, 182-190

292. Mankinen E.A., Cox A., 1988, Paleomagnetic investigation of Some Volcanic rocks from the McMurdo Volcanic Province, Antarctica, J. of Geoph. Res., 93, NB10, 11599-11612

293. Mardia K.V. Statistics of Directional Data. Academic. Press, London, 1972 McFadden P.L. and Jones D.L. The fold test in paleomagnetism. Geophysical Journa Royal Astronomy Society 1981, 67, 53-58.

294. McFadden P.L., Ma X.H., McElhinny M.W., Zhang Z.K., 1988, Permo-Triassic magnetostratigraphy in China: northern Tarim, Earth and Planet. Sci. Lett., 87, 152-160

295. McFadden B.J., Woodburne M.O., Opdyke N.D., 1990, Paleomagnetism and neogen clockwise rotation of the northern cady Mountains, Mojave Desert of southern California, J. of Geophys. Res., 95, Nb4, 4597- 4608376

296. McCabe R., Kikawa E., Cole J.T., Malicse A.J., Baldauf P.E., Yumul J., Almasco J., 1987, Paleomagnetic resalts from Luson and the central Philippines, Journ., Geoph., Res., v.92, NB1, 555-580.

297. McCabe C., Jackson M., Saffer B., 1989, Regional patterns of magnetite authigenesis in the Appalachian Basin: implications for the mechanism of Late Paleozoic remagnetization, Journal of Geoph. Res., 94, NB8, 10429- 10443

298. McCabe C., Van der Voo R., 1983, Paleomagnetic results from the upper Keweenawan Chequamegon Sandstone: implications for red bed diagenesis and late Precambrian apparent polar wander of North America, Can. J. Earth. Sci., 20, 105-112

299. McCabe C., Van der Voo R., Urrutia-Fucugauchi J., 1988, Late Paleozoic or early Mesozoic magnetizations in remagnetized Paleozoic rocks, State of Oaxaca, Mexico, Earth and Planetary Science Letters, 91, 205-213

300. McHone G.G., Ross M.E., Grenough J.D.M., 1987, Mesozoic dyke swarms of Eastern North America. In H.C.Halls ans W.F.Fahrig (Eds), Mafic Dyke Swarms, 279288, Waterloo, Ontario: Geol. Assoc. Can., Special Paper 34.

301. McElhinny M.W., Embleton B.J.J., Ma X.H., Zhang Z.K., 1981, Fragmentation of Asia in the Permian, Nature, 293, N5829, 212-216

302. McWhinnie S.T. Van der Pluijm B.A., Van der Voo R., 1990, Remagnetisation and thrusting in the Idaho- Wyoming Overthrust belt, Journal of Geoph. Res., 95, NB4, 4551-4559

303. Mankinen E.A., Irwin W.P., Gromme C.S., 1989, Paleomagnetic study of the Eastern Klamath Terrane, California, and implications for the tectonic history of the Klamath Mountains province, Journal of Geoph. Res., 94, NB8, 10444-10472

304. Miller J.D., Kent D.V., 1988, Paleomagnetism of the Silurian- Devonian Andreas redbeds: evidence for an early Devonian supercontinent?, Geology, 16, 195-198

305. Miller J.D., Kent D.V., 1989, Paleomagnetism of the upper Ordovician Juniata formation of the central Appalachians revisited again, Journal of Geoph. Res., 94, NB2,1843-1849377

306. Miki M., 1995, Two- phase opening model for the Okina Trough infered from paleomagnetic study of the Ryukyu arc, J. Geoph. Res., v. 100, NB5, 8169-8184

307. Moreau M.G., Courtillot V., Besse J., 1987, On the possibility of a widespread remagnetization of pre- Oligocene rocks from Northeast Japan and the Miocene rotational opening of the Japan Sea, Earth and Planet. Sci., Lett., 84, 321-338

308. Morris, L. K., S. P. Lund, and D. J. Bottjer, Palaeolatitude drift history of displaced terranes in southern and Baja California, Nature, 321, 844-847, 1986.

309. Nelson M.R., Jones C.H., 1987, Paleomagnetism and crustal rotation along a shear zone, Las Vegas Range, Southern Nevada, Tectonics, 6, N1, 13-33

310. Noel J.R., Spariosu D.J., Dallmeyer R.D., 1988, Paleomagnetism and 40Ar/39Ar ages from the Carolina slate belt, Albemarle, North Carolina: implication for terrane amalgamation with North America, Geology, 16, 64-68

311. Nokleberg W.J., Parfenov L.M., Monger J.W.H., Norton I.O., Khanchuk A.I., Stone D., Scholl D.W., Fujita K., 1998, Phanerozoic tectonic evolution of the Circum-North Pacific, Open- File report 98-754

312. Norton I. O. Plate motions in the Pasific: The 43 Ma nonevent// Tectonics, 1995,14/5 1080-1094

313. Otofuji Y., 1996, Large tectonic movement of the Japan arc in late Cenozoic times inferred from paleomagnetism: Review and synthesis, The Island Arc, 5, 229-249378

314. Patton W.W., Jr and S.E.Box, 1989, Tectonic setting of the Yukon- Koyukuk Basin and its Borderlands, Western Alaska, Journ. of Geoph. Res., 94, NB11, 1580715820

315. Pavlov V., Gallet Y., 1998, Upper Cambrian to Middle Ordovician magnetostratigraphy from the Kulumbe river section (northwestern Siberia), Phys. of the Earth and Planet. Inter., 108, 49-59

316. Pechersky D.M., Lavashova N.M., Shapiro M.N., Bazhenov M.L., Sharonova Z.V. Paleomagnetism of Palaeogene volcanic series of the Kamchatsky Mys Peninsular, East Kamchatka: the motion of an active island arc.// Tectonophysics 1997, 273, 219237

317. Palmer H.C., Hals H.C., Pesonen L.J., 1981, Remagnetization in Keweenawan rocks. Part I: conglomerates, Can. J. Earth. Sci., 18, 599-618

318. Pan H., Symons D.T.A., Sangster D.F., 1990,Paleomagnetism of the Mississippi Valley- type ores and host rocks in the northern Arkansas and Tri- State districts, Can. J Earth. Sci., 27,923-931

319. Park J.K., Emsie R.F., 1983, Paleomagnetic history of the Mealy dykes of Labrador, Canada, 1983, Can. J. Earth. Sci., 20, 1818- 1833

320. Park J.K., Aitken J.D., 1986, Paleomagnetism of the late Proterozoic Tsezotene formation of northwestern Canada, Journal of Geoph. Res., 91, NB5, 4955-4970

321. Potts S.S., Van der Pluijm B.A., Van der Voo R., 1993, Paleomagnetism of the Ordovician Bluffer Pond Formation: Paleogeographic implications for the Munsungun terrane of Nothern Maine, Journal of Geoph. Res., 98, NB5, 7987-7996

322. P^rrin M. and Elston D.P., 1988, Paleomagnetism of proterozoic and cambrian strata, Adrar de Mauritanie, cratonic west Africa, Journal of Geophysical Research, 93, < NB3, 2159-2178

323. Perroud H., Van der Voo R., 1984, Secondary magnetization from the ClintonType iron ores of the Silurian Red Mountain Formation, Alabama, Earth and Planetary Science Letters, 67, 391-399379

324. Perroud H., Calza F., Khattach D., 1991, Paleomagnetism of the Silurian Volcanism at Almaden, Southern Spain, Journal of Geophysical Research, v.96, NB2, 1949-1962

325. Perroud H., Robardet M. & Bruton D.L., 1992, Paleomagnetic construits upon the paleogeographic position of the Baltic Shield in the Ordovician, Tectonophysics, 201, 97-120

326. Pares J.M., Banda E., Santanach P., 1988, Paleomagnetic results from the southeastern margin of the Ebro Basin (northeastern Spain): evidence for a Tertiary clockwise rotation, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 52, 267-282

327. Pares J.M., Van der Voo R., Stamatakos J., Perz-Estaun A. Remagnetization and postfolding oroclinal rotations in the Cantabrian/Asturian arc, northern Spain//Tectonics, v. 13, N6, 1994, 1461-1471.

328. Piper J.D.A., Poppleton T.J., Mason R., Griffiths, 1990, The uplift magnetisation record in the central Scandinavian Caledonides: results from basic igneous complexes, Tectonophysics, 184,137-156

329. Piper J.D.A., 1991, Siluro- Devonian palaeomagnetism, terrane emplacement and rotation in the Caledonides of western Ireland, Geophys. J. Int., 106, 559-580

330. Piper J.D.A., 1992, Paleomagnetic properties of a Precambrian metamorphic terrane: the Lewisian complex of the Outer Hebrides, NW Scotland, Tectonophysics, : 201, 17-48

331. Reid A.B., McMurry E.W., Evans M.E., 1981, Paleomagnetism of the Great Slave Supergroup, Northwest territories, Canada: multicomponent magnetization of the Kahochella Group, Can. J. Earth. Sci., 18, 574-583

332. Renne P.R., Scott G.R., Bazard D.R., 1988, Multicomponent paleomagnetic data from the Nosoni Formation, Eastern Klamath Mountains, California: Cratonic permian primary directions with urassic overprints, Journal of Geoph. Res., 93, NB4, 3387-3400380

333. Ross, D. C., Basement rocks of the Salinian block and southernmost Sierra Nevada and possible correlations across the San Andreas, San Gregorio-Hosgri, and Rinconada-Relic-King City fault zones, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap. 1317, 37 pp., 1985.

334. Rubenstone J.L. Geology geochemistry of early submarine volcanic rocks of the Aleutian island and their bearing on the development of the Aleutian island arc. (Ph.D.Thesis), Cornell University, Ithaca N.Y., 1984. 350p.

335. Ruffet G., Perroud H. & Feraud G., 1992, Paleomagnetism and 40Ar/39Ar dating of the Tregor dolerites (Armorican Massif, France), Tectonophysics, 201, 121-140

336. Sager W.W. Late Eocene and Maastrichtian paleomagnetic poles for the Pacific plate: implications for the validity of seamount paleomagnetic data// Tectonophysics, 1987, 144/4, 301-314.

337. Shibuya H, Sasajima S., 1986, Paleomagnetism of red chert: a case study in the Inuyama Area, Central Japan, J. of Geoph. Res., 91, NB14, 14105-14116

338. Schmidt P.W., 1980, Paleomagnetism of igneous rocks from the Belcher Islands, Northwest Territories, Canada, Can. J. Earth. Sci., 17,807-822

339. Seguin M.K., Sharma K.N.M., Woussen G., Seymour K.S., Symons D.T.A., 1983, Paleomagnetism of Archean volcanics and Proterozoic dikes in La Grande Riviere area of Nouveau-Quebec, Can. J. Earth. Sci., 20, 339-343

340. Seguin M.K., 1986, Palaeomagnetism of Lower Devonian units from Gaspe, Quebec, Earth and Planetary Science Letters, 78, 129-138

341. Seguin M.K., Clark T., 1985, Reconnaissance paleomagnetic study of igneous rocks from the eastern sector of the Labrador Trough, Can. J. Earth. Sci., 22, 1561-1570

342. Seguin M.K., Petryk A.A., 1986, Paleomagnetic study of the Late Ordovician-Early Silurian platform sequence of Anticosti Island, Quebec, Can. J. Earth. Sci., 23, 1880-1890

343. Seguin M.K., Rao K.V., 1989, Paleomagnetism of early Cambrian Brigus Red Shale, eastern Newfoundlend, Phys. of the Earth and Planet. Inter., 56, 242-253381

344. Seguin M.K., Rao K.V., 1987, Paleomagnetism and rock magnetism of early Silurian Dunn Point volcanics, Avalon Zone, Nova Scotia, Phys. of the Earth and Planet. Inter., 46, 369-380

345. Sonder L.J., Jones C.H., Salyards S.L., Murphy K.M., 1994, Vertical axis rotations in the Las Vegas Valley Shear zone, southern Nevada: Paleomagnetic Constraints on kinematics and dynamics, of block rotation, Tectonics, 13, N4, 769-788

346. Stearn C., Van der Voo R., 1987, A paleomagnetic reinvestigation of the Upper Devonian Perry Formation: evidence for Late Paleozoic remagnetization, Earth and Planetary Science Letters, 86, 27-38

347. Stamatakos J., Hirt A.M., 1994, Paleomagnetic considerations of the development of thr Pennsylvavia salient in the central Appalachian, Tectonophysics, 231 237-255

348. Stupavsky M., Symons D.T.A., 1983, Penokean remagnetization of the basal Huronian Dollyberry Lake basalts near Elliot Lake, Ontario, Can. J. Earth. Sci., 20, 4955

349. Symons D.T.A., Vandall T.A., 1990, Paleomagnetic evidence for Proterozoic tectonism in the Kapuskasing structural zone, Ontario, Journal of Geoph. Res., 95, NB12, 19199- 19211

350. Shin, T-C., Marine magnetic anomalies from the western Philippine Sea: implications for the evolution of the marginal basins, in the tectonic and Geologic evolution of Souther Asia Seas and Islands, Geophys. Monograf. Ser., 23, 49-75.

351. Schmidt P.W., Embleton B.J.J., Cudahy T.J., Powell C.McA., 1986, Prefolding and premegakinking magnetizations from the devonian Comerong volcanics, new south Wales, Australia, and their bearing on the Gondwana pole path, Tectonics, 5,N1, 135150

352. Setiabudidaya D., Piper J.D.A., Shaw J., 1994 Paleomagnetism of the (Early Devonian) Lower Old Red Sandstoun of South Wales: Implications to Variscan Overprinting and differential regional rotation.// Tectonophysics, 231, 257-280.

353. Schott J.J. & Peres A., 1987, Paleomagnetism of Permo- Triassic Redbeds from the Asturias and Cantabric Chain (northern Spain): evidense for strong lower Tertiary remagnetizations, Tectonophysics, 140, 179-191382

354. Smethurst M.A., Khramov A.N., Pisarevsky S., 1998, Paleomagnetism of the Lower Ordovician Orthoceras Limestone, St. Petersburg, and a revised drift history for Baltica in the early Palaeozoic, Geophys. J. Int., 133, 44-56

355. Storetvedt K.M., Oterra L.E., 1988, Paleozoic reconfigurations of north Scotland based on paleomagnetic results from Orkney dykes, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 52, 243-255

356. Storetvedt K.M., Mitchell J.G., Abranches M.C., Oftedahl S., 1990, Anew kinematic model for Iberia; father paleomagnetic and isotopic age evidence, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 62, 109-125

357. Sturt B.A., Torsvik T.H., 1987, A late Carboniferous paleomagnetic pole recorded from a syenite sill, Stabben, Central Norway, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 49, 350-359

358. Stone D.B., Wittbrodt P. Paleomagnetic evidence and the origin of the Bering Sea // XXVII Intern, geol. congr.: Abstracts. Moscow, 1984. Vol. 4. P. 204.

359. Stone D. and Wallace W.K., A geological framework of Alaska, 1987, Episodes, v. 10, N4, 283-288

360. Tanczyk E.I., Lapointe P., Morris W.A., Schmidt P.W., 1987, A paleomagnetic study of the layered mafic intrusion at Sept-lies, Quebec, Can. J. Earth. Sci., 24, 14311438

361. Tauxe L., Kent D.V., Opdyke N.D., 1980, Magnetic components contributing to the Nrm of middle Siwalik red beds, Earth and Planet. Sci. Lett., 47, 279-284

362. Tikoff B. and Saint Blanquat M., 1997; Transpressional shearing and strike- slip partitioning in the Late Cretaceous Sierra Nevada magmatic arc, California, tectonics, 16, N3, 442-459

363. Taid J.A., Bachtadse V., SofFel H., 1994, Silurian palegeography of Armorica: New paleomagnetic data from central Bogemia, Journal of Geophysical Research, v.99, NB2, 2897- 2907

364. Tait J.A., Bachtadse V., Soffel H., 1996, Eastern Variscan fold belt: Paleomagnetic evidence for oroclinal bending , Geology, v.24, N10, 871-874383

365. Torsvik Т.Н., Sturt В.A., Ramsay D.M., Kisch H.J., Bering D., 1986, The tectonic implications of Solundian (Upper Devonian ) magnetization of the Devonian rocks of Kvamshesten, western Norway, Earth and Planetary Science Letters, 80, 337347

366. Torsvik Т.Н., Lyse O., Atteras G., Bluck B.J., 1989, Palaeozoic Paleomagnetic results from Scotland and their bearing on the Britisn apparant polar wander path, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 55, 93-105

367. Torsvik T.N., Trench A., 1991, Ordovician magnetostratigraphy: Llanvirn-Caradoc limestones of the Baltic plaform, Geophys. J.Int., 107, 171-184

368. Tosha T. and Hamano Y., 1988, Paleomagnetism of tertiary rocks from the Oga peninsular and the rotation of northeast Japan, Tectonics, v. 7, N3, 653-662

369. Yandamme D., Courtillot V., Besse J., Montigny R., 1991, Paleomagnetism and age determinations of the Deccan Trps (India): results of a Nagpur- Bombay traverse and review of earlier wore, Rewiews of Geophysics, 29, 2, 159-190

370. Van der Voo R. Phanerozoic paleomagnetic poles from Europe and North America and comparisons with continental reconstructions // Reviews of Geophysics. 1990. P. 167-206.

371. Vick H.K., Channell J.E.T., Opdyke N.D., 1987, Ordovician docking of the Carolina slate belt: paleomagnetic data, Tectonics, 6, N5, 573-583

372. Wallace W.K., Hanks C.L., Rogers J.F., 1989, The southern Kahiltna terrane: implications for the tectonic evolution of southwestern Alaska, Geol. Soc. of Amer. Bull., 101, 1389-1407

373. Wang Z., Van der Voo R., 1993, Pervasive remagnetization of Paleozoic rocks acquired at the time of Mesozoic folding in the south China Block, J. of Geoph. Res., 98, NB2, 1729- 1741

374. Watts D.R., 1981, Paleomagnetism of the Fond du Lac Formation and the Eileen and Middle River sections with implications for Keweenawan tectonics and the Grenville problem, Can. J. Earth. Sci., 18, 829-841

375. Watts D.R. A multicomponent, dual- polarity paleomagnetic regional overprint from the Moine of northwest Scotland.//Earth and Planetary Science Letters, 61, 1982, 190-198.

376. Watts A.B., Weissel J.K., Larson R.L., Seafloor spreding in marginal basins of the western Pacific, Tectonophysics, 37,167-181,1977

377. Witte W.K., Kent D.V., 1991,Tectonic implications of a remagnetization event in the Newark Basin, Journal of Geoph. Res., 96, NB12, 19569-19582

378. Woods M.T., Davies G.F. Late Cretaceous genesis of the Kula Plate // Earth and Planet. Sci. Lett. 1982. Vol. 58. P. 161-166.

379. Worrall D.V., Tectonic history of the Bering Sea and evolution of strike-slip basins of the Bering Shelf. Geol.Soc.America Spec.Paper 1991, 257, 120p.

380. Westphal M., Bazhenov M.L., Lauer J.P. et al. Paleomagnetic implications on the evolution of the Tethys belt from the Atlantic ocean to Pamirs since the Triassic.// Tectonophysics. 1986.V.123. p.37-82.

381. Yang Z., Ma X., Besse J., Courtillot V., Xing L., Xu S., Zhang J., 1991, Paleomagnetic results from Triasic sections in the Ordos Basin, North China, Earth and Planet. Sci. Lett., 104, 258-277

382. Yang Z., Besse J., 1993, Paleomagnetic study of Permian and Mesozoic sedimentary rocks from northern Thailand supports the extrusion model for Indochina, Earth and Planet. Sci. Lett., 117, 525-552

383. Zijderveld J.D.A. 1967. Demagnetization in Rocks: Analysis of Results, Methods in Paleomagnetism, Collinson et al., Eds., New York: Elsevier, 254—286.

384. Zhao X., Coe R.S., Zhou Y., Wu H., Wang J., 1990, New paleomagnetic results from northern China: collision and suturing with Siberia and Kazakhstan, Tectonophys., 181, 43-81

385. Zhao X., Coe R.S., Liu C., Zhou Y., 1992, New Cambrian and Ordovician paleomagnetic poles for the North China Block and theirpaleogeogrphic implication, J. of Geoph. Res., 97, NB2, 1767-1788

Информация о работе

Коваленко, Дмитрий Вячеславович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2000
ВАК 04.00.01

Диссертация

Палеомагнетизм геологических комплексов Камчатки и юга Корякии - тема диссертации по геологии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы