 |
Рис. 2. Палеогеодинамические комплексы и рудные районы Дальнего Востока
1 - Северо-Азиатский кратон; 2-8 - террейны: 2 - пассивной континентальной окраи-ны, 3 - кратона, 4 - островной дуги, 5 - активной континентальной окраины, 6 - аккрецион-ной призмы, 7 - турбидитового бассейна, 8 - метаморфический; 9-16 - возраст перекрываю-щих отложений и постаккреционных комплексов: 9 - кайнозойский, 10 - позднемеловой, 11 - ранне - и позднемеловой, 12 - позднеюрский и раннемеловой, 13 - позднетриасовый и сред-неюрский, 14 - среднекарбоновый и раннетриасовый, девонский и раннекарбоновый, 16 - ордовикский и силурийский; 17 - осадочный или интрузивный контакт; 18 - постаккрецион-ные разломы; 19 - постаккреционый надвиг с направлением смещения верхнего блока; 20 - постаккреционный сдвиг с направлением относительного смещения (стрелки); 21 - комплек-сы метаморфических ядер; 22 - рудные районы, в том числе: 1 - Баджальский, 2 - Вознесен-ский, 3 - Дальнегорский, 4 - Кавалеровский, 5 - Комсомольский.
Перекрывающие образования: осадочные: Czs - кайнозойские, lKs - позднемеловые, Ks - раннемеловые, KJs - юрско-меловые, Jtrs - триасово-юрские; вулканогенно-осадочные: Czb - кайнозойские базальты (трансформной окраины), Czv - кайнозойские бимодальные (трансформной окраины), lKv - позднемеловые (активной окраины), Kv - среднемеловые (трансформной окраины), Jv - юрские (активной окраины), Pv - пермские (рифтогенные), CD - девонско-среднекарбоновые (рифтогенные).
Интрузивные породы: Ku - раннемеловые щелочные ультрамафиты и мафиты (транс-формной окраины); гранитоиды: Czg - раннекайнозойские (трансформная окраина, кали-форнийский тип), lKg - позднемеловые (активной окраины), Kg - среднемеловые (транс-формной окраины),, Jg - юры-мела (трансформной окраины), Trg - триаса (коллизионные), Pg - перми (активной окраины), Sog - ордовика-силура.
Террейны (тип, возраст): NSC - Северо-Азиатский (кратон), BU - Буреинский (метамор-фический), AMG - Амгунский (Ульбанский) (окраинно-континентальный турбидитовый, юра), ANV - Анивский (аккреционная призма, поздний мел), BD - Баджальский (аккреционная приз-ма, юра), BL - Баладекский (кратонный), GL - Галамский (аккреционная призма, палеозой), KB - Кабаргинский (аккреционная призма, ранний палеозой), КЕ - Кемский (островная дуга, сред-ний мел), KLM - Киселевско-Маноминский (аккреционная призма, средний мел), KR - Хорский (островная дуга, поздний палеозой), KV - Камышовый (островная дуга, средний мел), LG - Лаоелин-Гродековский (островная дуга, пермь), МК - Малохинганский (аккреционная призма, ранний палеозой), ML - Мельгинский (аккреционная призма, ранний палеозой), МО - Моне-ронский (островная дуга, ранний мел), МТ - Матвеевский (островная дуга, ранний палеозой), NAB - Набильский (аккреционная призма, поздний мел), NM - Нахимовский (метаморфиче-ский, ранний палеозой), SMA - Самаркинский (аккреционная призма, юра), SG - Сергеевский (пассивная континентальная окраина, мезозой), SHT - Шмидтовский (островная дуга, мел), SL - Сосунайско-Лангериский (аккреционная призма, поздний мел), SP - Спасский (аккреционная призма, ранний палеозой), TU - Таухинский (аккреционная призма, ранний мел), TR - Терпения (Восточно-Сахалинский) (островная дуга, поздний мел), TD - Тукурингро-Джагдинский (аккре-ционная призма, поздний палеозой), UB - Унья-Бомский (окраинно-континентальный турбиди-товый бассейн, юра), UR - Урмийский (пассивная континентальная окраина, поздний палеозой), VS - Вознесенский (пассивная континентальная окраина, ранний палеозой), WSA - Западно-Сахалинский (флишевый, средний-поздний мел), ZRA - Журавлевско-Амурский (окраинно-континентальный трубидитовый, ранний мел).
Осадочные бассейны: az - Амурско-Зейский (поздняя юра - антропоген), bg - Благо-вещенский (поздний мел - антропоген), bu - Буреинский (поздняя юра - ранний мел).
Вулкано-плутонические пояса: es - Восточно-Сихотэ-Алинский (поздний мел), ko - Хингано-Охотский (мел), oc - Охотско-Чукотский (ранний (альб) - поздний мел), uo - Умле-кано-Огоджинский (мел).
За последнее время достигнут значительный прогресс в определении геодинамической природы главных структурных элементов юга Дальнего Востока. Особо следует выделить работы Л.М. Парфенова (1984) и Б.А. Натальина (1991) , создавших базовые палеогеодинамические модели. Вместе с тем, из-за недостатка данных, многие положения носят еще дискуссионный характер. На рис. 1 представлена обобщенная тектоническая схема фундамента Восточной Азии, а на рис. 2 палеогеодинамическая модель юга Дальнего Востока. Общепринятым является выделение Северо-Азиатского (Сибирского) кратона, Буреинского и Ханкайского массивов с континентальным режимом развития со среднего палеозоя и эпиокеанических орогенных поясов, различающихся по возрасту главной складчатости и формирования континентальной литосферы: Монголо-Охотского (ранний мезозой), Сихотэ-Алинь-Северо-Сахалинского (граница раннего и позднего мела) и Сахалинского (палеоген). Кроме того, некоторые исследователи выделяют Охотско-Корякский орогенный пояс. Кратко остановимся на нерешенных и дискуссионных вопросах.
Буреинский и Ханкайский массивы. В предлагаемой автором модели Буреинский и Ханкайский массивы, совместно с Цзямусы и другими массивами на территории Китая, рассматриваются как условно выделяемые части среднепалеозойского континентального супертеррейна, не имеющего собственного названия (в статье – Бурея-Ханка-Цзямусы – БХЦ). Западной границей БХЦ супертеррейна является Нора-Сухотинский, а южной – Чхонжинский (Северная Корея) аккреционные комплексы позднепалеозойского возраста и их продолжение в Китае и Монголии. Эти комплексы возникли в процессе закрытия соответственно западной и восточной ветвей океанического бассейна, который в среднем – позднем палеозое существовал между Северо-Китайским и Бурея-Ханка-Цзямусы континентами.
В другой плито-тектонической модели Буреинский и Ханкайский массивы рассматриваются как части Сино-Корейского кратона и раннепалеозойских орогенных поясов в его обрамлении ( Sengor, Natal'in, 1996).
Ряд геологов развивают давние представления А.М.Смирнова о том, что Ханкайский, Цзямусы и Буреинский массивы имеют архейский фундамент и являются частями Сино-Корейского кратона.
Автор разделяет представление о том, что БХЦ – супертеррейн является частью позднепалеозойского Амурского супертеррейна.
Наши исследования показывают, что Ханкайский массив имеет гетерогенное строение (Ханчук и др., 1995). В нем выделяется Вознесенский террейн с позднерифейскими (?) – кембрийскими терригенными и карбонатными отложениями пассивной континентальной окраины, прорванными раннеордовикскими (450 млн.лет) и позднесилурийскими (411 млн.лет) гранитами ( Belytsky et al., 1999; Хетчиков и др., 1994). К северу от Вознесенского выделяется Спасский террейн аккреционной призмы или сутура по Б.А.Натальину (1991), сложенный раннепалеозойскими турбидитами с включениями кембрийских офиолитов, кремней и известняков. В типично субдукционном меланже его, известном под названием "песчано-сланцевая" свита, хорошо сохранились глыбы палеоокеанических ленточных кремней с многочисленными микрофоссилиями кембрийского возраста. К северу от Спасского террейна, в Ханкайском и Буреинском массивах доминируют метаморфические купола с зонами от зеленосланцевой до гранулитовой фаций. Исходные породы представлены позднерифейско-кембрийскими известняками, офиолитами, кремнистыми и терригенными породами. Нет никаких геологических оснований считать глубокометаморфизованные породы Ханкайского и Буреинского массивов архейскими или нижнепротерозойскими. Недавние исследования на ионном зонде метаморфических зерен цирконов Цзямусы массива показали позднекембрийский возраст гранулитового метаморфизма – 502±
8 и 498±
11 млн.лет (Wilde et al., 1997). А гранулиты Цзямусы массива всеми исследователями рассматриваются как аналог гранулитов Ханкайского массива.
Перекрывающие отложения Буреинского и Ханкайского массивов имеют возрастной диапазон от силура до кайнозоя. Условно выделяются верхнеордовикские-силурийские терригенные отложения в Ханкайском массиве.
Девон-каменноугольные – представлены мелководными и континентальными вулкано-плутоническими и осадочными образованиями рифтогенной природы. Магматические породы принадлежат бимодальной серии с преобладанием риолитов (95%). Базальты отличаются высоким содержанием титана и алюминия.
Пермские отложения Ханкайского массива – это рифтогенная серия, формировавшаяся в окраинном море за Лаоелин-Гродековской островной дугой. Базальты содержат до 2% двуокиси титана. Широко распространены и позднепермские рифтогенные граниты (Левашев, 1991).
Триас представлен мелководно-морскими и континентальными отложениями. На юге Ханкайского массива известны верхнетриасовые (норийские) туфы.
Юру характеризуют мелководно-морские и наземные терригенные отложения, иногда с линзами известняков и примесью туфового материала.
Разрезы перекрывающих отложений Буреинского и северной части Ханкайского массивов отличаются от одновозрастных разрезов на юге, где средний палеозой представлен редкими выходами девонских терригенных пород.
Пермские и триасовые породы, аналогичные по составу южноприморским, известны только в пределах Урмийского террейна в хребте Большие Чурки (Котляр и др., 1997). На остальной площади развиты позднетриасовые и позднеюрско-раннемеловые отложения. Характерной особенностью Буреинского массива является широкое развитие раннеордовикских, пермских и, в меньшей степени, позднетриасовых гранитов .
Лаоелин-Гродековский террейн БХЦ сложен пермскими вулкано-плутоническими комплексами островодужной природы. Локально распространены нижнесилурийские вулканические и осадочные породы неясного генезиса.
Этот террейн маркирует тыловую часть эпиконтинентальной островной дуги, фронтальная часть которой и ее субдукционно-аккреционный комплекс вскрываются в Северной Корее и в Китае. Пока остается неясным откуда в золотоносные россыпи на площади рассматриваемого террейна попали слабоокатанные зерна платины в ассоциации с высокохромистой шпинелью (Щека и др., 1991), характерной для дунит-клинопироксенитовых интрузий уральско-аляскинского типа типоморфных для палеоокеанических островных дуг.
Сергеевский террейн сложен крупными плутонами синкинематических амфиболовых габбро-, диорито-гнейсов (преобладают) , содержащих блоки метаморфических пород океанической природы и гранито-гнейсов с блоками метатерригенных пород. Синкинематические интрузии, вероятно, возникли в результате плавления пород субдукционного комплекса и имеют возраст – 528-504 млн.лет. Они интрудированы раннеордовикскими (492 млн.лет) гранитами. На сергеевских габброидах залегают с осадочным контактом верхнедевонские туфы (Синица, 1998), а на ордовикских гранитах, аналогично, пермские отложения. Загадкой остается отсутствие седиментационных контактов пермских пород с сергеевскими габброидами. Эти породы представлены морскими и наземными, вулканическими и осадочными отложениями с крупными массивами известняков. Вулканические породы частично квалифицируются как субдукционные (островодужные) и рифтогенные (тыловодужные) (Левашев и др.,1989; Левашев, 1991). Выше залегают триасовые и юрские терригенные образования: суши и шельфа – к западу, и верхней части континентального склона – к востоку. Среди морских отложений описаны наземные верхнеюрские риолиты (монакинская свита) и андезиты, вероятно, надсубдукционные (окраинская свита). Кроме того, известны выходы раннемеловых (берриасских ?) щелочных пикритов и базальтов (погская свита) (Ханчук и др., 1995).
Сергеевский террейн образует тектонические покровы и клиппы на Самаркинском террейне юрской аккреционной призмы и совместно с последним смят в складки, а его фрагменты транслированы вдоль Центрально-Сихотэ-Алинского сдвига. Самый северный из них – Хорский блок (Ханчук, 1993).
Сихотэ-Алинь-Северо-Сахалинский орогенный пояс. В Сихотэ-Алинской части пояса выделяется 6 террейнов: Самаркинский, Баджальский, Журавлевско-Амурский, Таухинский, Кемский и Киселевско-Маноминский.
Самаркинский террейн вскрывается вдоль восточной окраины Ханкайского массива. Он сложен юрскими турбидитами с включениями девонских офиолитов, пермских и триасовых кремней, верхнепалеозойских известняков (Ханчук и др., 1988, 1989; Волохин и др., 1990; Кемкин, Ханчук, 1993;). Этот террейн и его аналоги – Мино-Тамба террейн в Японии и Наданьхада – в Китае, представляют собой фрагменты единого юрского аккреционного комплекса ( Kojima, 1989).
Баджальский террейн, вскрывающийся вдоль Буреинского массива, является, по мнению автора, продолжением охарактеризованного выше юрского аккреционного комплекса. Такой вывод обоснован непрерывностью полосы выходов аллохтонов верхнетриасовых кремней с прослоями известняков вдоль северо-восточной и северной границ Самаркинского террейна, восточной границы Наданьхада и Баджальского террейнов (Ханчук, 1993). Отметим, что Б.А. Натальиным (1991) выделен Хабаровский аккреционный комплекс раннемелового возраста, который, по его мнению, на западе граничит с докембрийским континентальным блоком и, таким образом, разделяет Баджальский и Самаркинский террейны, образуя сутуру (Sengor, Natal'in, 1996, c. 595). Однако, последние данные свидетельствуют о юрском возрасте матрикса Хабаровского комплекса (Zyabrev et al., 1999), подтверждая правомерность отнесения его к единой юрской аккреционной призме. Баджальский террейн отличается от Самаркинского широким распространением тектонических покровов верхнетриасовых терригенных пород континентальной окраины и отсутствием офиолитов.
Таухинский террейн Южного Сихотэ-Алиня интерпретируется как титон-раннемеловой аккреционный комплекс, состоящий из трех субтеррейнов: западного, сложенного базальтами спредингового типа, перекрытыми верхнеюрскими кремнями; центрального, сложенного неокомскими турбидитами с включениями триасовых и юрских кремней, триасовых известняков и базальтов палеогайотов; юго-восточного, сложенного титонскими турбидитами с включениями фрагментов девон-пермских гайотов, пермских и триасовых кремней, а также тектоническими покровами пермских, верхнетриасовых и раннемеловых терригенных пород континентальной окраины (Ханчук и др., 1989; Волохин и др., 1990; Кемкин, Ханчук, 1993; Голозубов, Ханчук, 1995; Кемкин, Кемкина, 1998 и др.). Субтеррейны Таухинского террейна наклонены на юго-восток.Это, возможно, свидетельствует о том, что Таухинский террейн является частью палеозоны субдукции, ассоциирующейся с раннемеловой вулканической дугой на севере о.Хонсю и юго-западе о.Хоккайдо.
Журавлевско-Амурский террейн раннемеловых терригенных отложений, мощностью около 10 км, протягивается вдоль террейнов юрской аккреционной призмы. Объединение выделенных ранее нами ( Khanchuk, 1994) – Журавлевского и Б.А. Натальиным (1991) – Амурского террейнов в единый структурный элемент, основывается на распространении однотипных валанжинских слоев с бухиевой фауной, которые S-образной полосой протягиваются через весь Сихотэ-Алинь. Журавлевско-Амурский террейн сложен шельфовыми и турбидитовыми отложениями с потоками щелочных пикритов и базальтов на валанжинском уровне. На некоторых участках в основании журавлевской части террейна вскрываются базальты и кремнистые породы позднеюрского (?) возраста, что дает основание считать часть Журавлевско-Амурского террейна седиментационным комплексом подножия континентального склона (Голозубов, Ханчук, 1995).
Рис. 3. Тектоно-стратиграфические колонки террейнов и перекрывающих образований Сихотэ-Алинь-Северосахалинского и Хоккайдо-Сахалинского орогенных поясов
1 – внутриплитные платобазальты; 2 – пикриты, базальты, бимодальные вулканиты трансформной континентальной окраины; 3 – надсубдукционные вулканиты; 4 – отложения шельфа и суши; 5 – шельфовые и турбидитовые отложения; 6 – турбидиты и субдукционный меланж; 7-10 – включения палеоокеанических пород среди турбидитового матрикса аккреционных призм: 7 – базальты, 8 – ленточные кремни, 9 – кремнисто-глинистые породы, 10 – известняки.
Террейны: AN- Анивский; BD – Баджальский; KE – Кемский; КM – Киселевско-Маноминский; ND – Наданьхада; SM – Самаркинский; TU – Таухинский; WS – Западно-Сахалинский; ZRA – Журавлевско-Амурский.
Кемский террейн представляет собой фрагмент апт-альбской островной дуги (Симаненко, 1986).
Киселевско-Маноминский террейн первоначально выделялся как аккреционный комплекс раннемелового (начиная с берриаса) возраста с включениями юрских базальтов и кремней (Натальин, 1991). В ходе дальнейших исследований возраст комплекса был определен как среднемеловой: турбидитовый матрикс – апт-альбский, а доаптские раннемеловые породы квалифицированы как отложения океанической плиты (Зябрев, 1994; Ханчук и др., 1994). Кроме того, в составе Киселевско-Маноминского аккреционного комплекса описано включение готерив-барремской островной дуги (Маркевич и др., 1996).
Докайнозойские геологические комплексы Северного Сахалина являются аналогами одновозрастных Сихотэ-Алинских. В Камышовом хребте на побережье Татарского пролива описаны фрагменты апт-альбской островной дуги (Симаненко, 1986). Аналогичные образования известны и на п-ве Шмидта.
Сахалинский (Хоккайдо) орогенный пояс образовался в эоцене. Западная граница его маркируется средне-позднемеловым терригенным комплексом Западно-Сахалинского террейна, фрагменты которого вскрываются и на п-ве Шмидта. В Центральной части распространены террейны аккреционных комплексов с возрастом турбидитового матрикса от позднего альба до начала палеогена (Рождественский, 1993; Ханчук и др, 1989; Kimura et al., 1992). Палеоокеанические включения представлены пермскими, триасовыми и позднеюрскими фрагментами палеогайотов, триас-раннемеловыми кремнями и офиолитами. Широко распространены зеленые и глаукофановые сланцы, образовавшиеся по породам аккреционной призмы. На востоке выделяется террейн позднемеловой островной дуги (Гранник, 1991; Рождественский, 1993), в котором обнаружены фрагменты юрско-меловой бонинитовой островной дуги (Высоцкий и др., 1998). Граниты, отмечающие коллизионные события, имеют возраст около 40 млн.лет (Иванов и др., 1998).
Монголо-Охотский орогенный пояс. В составе пояса выделяются террейны различного происхождения (Парфенов и др., 1999). В восточной части – это террейны палеозойских аккреционных комплексов и юрских турбидитовых бассейнов, которые сформировались в процессе закрытия Монголо-Охотского океана. Строение этих комплексов расшифровано не в полной мере, из-за отсутствия возрастных датировок и геохимических данных. Вызывает, например, сомнение включение Галамского террейна в состав Монголо-Охотского пояса, поскольку в Галамском террейне развиты палеоокеанические образования нижнего палеозоя, тогда как в других террейнах пояса палеоокеанические комплексы не древнее силура-девона. Анализ комплексов кембрийских (начиная со второй половины атдабанского века) археоциат из различных местонахождений Дальнего Востока показал их приуроченность к двум палеобиогеографическим провинциям: Афро-Сибирско-Антарктической и Кордильерско-Корякской. Археоциаты Ханкайского массива на продолжении всего раннекембрийского времени принадлежат к Сибирский подпровинции, относящейся к Афро-Сибирско-Антарктической провинции (Беляева, 1987). Археоциаты Буреинского массива тоже относятся к Сибирской подпровинции и отличаются от Ханкайских лишь на фациальном уровне: археоциаты Ханкайского массива обнаруживают максимальное сходство с археоциатами Западных Саян и Тувы, в Буреинском массиве они имеют больше общих форм с восточносаянскими археоциатами (Беляева, Кашина, 1983). Комплексы археоциат Галамского террейна – позднеботомский и тойонский, резко отличаются от всех одновозрастных комплексов Дальнего Востока и принадлежат к Кордильеро-Корякской биогеографической провинции (Беляева, 1987; Khanchuk, Belyaeva, 1993). Силурийские и ранне-среднедевонские фауны этого террейна обнаруживают сходство с фаунами Северо-Востока России (Парфенов и др, 1999), а по набору пород он очень похож на описанный нами Ганычаланский террейн в Корякском нагорье (Ханчук и др., 1992), который в свою очередь сопоставляется с террейном Ливенгуд на Аляске. Все это позволяет рассматривать Галамский террейн в составе Охотско-Корякского орогенного пояса.
Важное значение для понимания палеогеодинамики региона могло бы иметь исследование кольцевых морфоструктур. К сожалению, на юге Дальнего Востока их изучение развивается в крайне фиксистском варианте: все геологические комплексы, которые попадают на площадь региональной кольцевой морфоструктуры или к ней примыкают, считаются конформными.
В палеогеодинамике региона существенную роль играет разломная тектоника. Ее преимущественно сдвиговый характер был установлен Б.А.Ивановым (1960) и в дальнейшем детально охарактеризован В.П.Уткиным (1989, 1999 и др.) и другими исследователями.
Одной из главных особенностей геологического строения Дальнего Востока России является широкое распространение мезозойских и кайнозойских вулканических пород, с которыми связаны около 70% известных здесь рудных месторождений. В пределах Монголо-Охотского и Сихотэ-Алинского орогенных поясов и Амурского континентального супертеррейна в формировании меловых и кайнозойских магматических образований можно выделить следующие этапы.
Неоком. Щелочные вулкано-плутоническая и плутоническая серии трансформной континентальной окраины.
Средний мел-сеноман. Известково-щелочная и латит-шошонитовая вулкано-плутонические серии и плутоническая серия гранитоидов "пестрого" состава трансформной окраины.
Сеноман-маастрихт. Известково-щелочная и шошонитовая серии надсубдукционной континентальной окраины.
Палеоген (поздний маастрихт ?)-миоценовая известково-щелочная серия трансформной окраины и позднемиоцен-плиоценовая толеит-щелочно-базальтовая серия внутриплитового типа.
Палеогеодинамические реконструкции
и формирование месторождений
В последние годы становится все более очевидным, что взаимодействие литосферных плит вдоль северо-восточной окраины Азии, в целом отвечающее стандартным моделям геодинамических обстановок, в определенные периоды времени имело трансформный характер, аналогичный современному взаимодействию плит вдоль западной окраины Северной Америки (Ханчук и др., 1997; Ханчук, Иванов, 1999). Такой геодинамический режим может быть обусловлен косой субдукцией спредингового хребта под континентальную окраину. В результате, субдукция океанической плиты трансформируется в ее латеральное скольжение, спрединговый хребет погружается под континентальную окраину, раскалывает ее на блоки, которые по сдвигам перемещаются на север. Геофизические исследования в Северной Америке показывают, что прекращение субдукции здесь привело к разрушению пластины субдуцированной литосферы. На ее изгибе и вдоль трансформных разломов возникли разрывы, в которые проникло астеносферное вещество. Разрыв в пластине субдуцированной литосферы под Северной Америкой получил название slab window, "английскую кальку" которого предложено закрепить в русскоязычной литературе (Ханчук, 2000). Характерная для слэб-виндоу последовательность магматизма: крупнообъемные массы калиевых игнимбритов (риолитов), которые, вероятно, образованы плавлением литосферы над астеносферным диапиром, затем бимодальные и базальтовые серии – производные собственно астеносферного диапира, описана и для вулканических комплексов мезо-кайнозоя впервые выделяемых трансформных континентальных окраин Востока России. Ранее они квалифицировались как не субдукционные, а рифтогенные (синсдвиговые) или внутриплитные.
Домезозойские реконструкции. Наиболее древний в рассматриваемом регионе Вознесенский террейн согласно палеобиогеографическим (Беляева, 1987), палеомагнитным данным (Бретштейн и др.,1997) и палеогеографическим реконструкциям Восточной Азии (Maruyama, et al.,1997), возможно, является фрагментом кембрийской пассивной окраины Гондваны. Это подчеркивает и локализация в нем стратиформного месторождения цинка с кадмием и с незначительным содержанием свинца (Раткин, 1995): подобный тип месторождений характерен для всех фрагментов раннекембрийской пассивной окраины Гондваны – от Африки до Южной Америки.
Другие раннепалеозойские террейны БХЦ супертеррейна, вероятно, первоначально представляли собой части различных структур Палеоазиатского океана, которые в позднем кембрии -раннем ордовике были аккретированы к окраине Гондваны (Wiede et al., 1999): Лаоелин-Гродековский террейн – фрагмент островной дуги, аккретированной к окраине Гондваны в конце силура; Сергеевский террейн – часть раннепалеозойского орогенного пояса окраины Гондваны. Девон-каменноугольный магматический комплекс, в вулканитах которого установлено неоднократное контрастное чередование базальтов и риолитов, связан с расколом Гондваны, в результате которого и образовался БХЦ супертеррейн. Для него характерна урановая специализация и проявления тантал-ниобиевой и золотой минерализации в комагматах куйбышевского комплекса плюмазитовых гранитов (Левашев, 1991).
Мезозойские и кайнозойские реконструкции
Вдоль южной окраины Северо-Азиатского кратона обычно выделяется юрская надсубдукционная магматическая дуга (Парфенов, 1984; Sengor, Natal'in, 1996). Однако, подобная модель вероятна только для восточной – Удской – зоны, где развиты андезитовые толщи верхней юры (Красилов и др., 1992). Достоверных данных о юрских вулканических породах к востоку от Удской зоны на окраине кратона нет. Развитые вдоль Станового разлома крупные массивы гранитов с характерной синсдвиговой морфологией тел, которые на мелкомасштабных геологических картах датируются поздней юрой, согласно последним датировкам современными изотопными методами, имеют раннемеловой возраст (Моисеенко и др., 1999), а геохимические особенности свидетельсвуют об их несубдукционной природе (Антонов, 1998).
В Монголо-Охотском поясе на границе с кратоном вскрываются юрские террейны турбидитовых бассейнов: Унья-Бомский и Ульбанский, которые заняли современное положение в раннем мелу, в результате крупномасштабных левосторонних сдвиговых перемещений. До этого события ульбанские турбидиты, вероятно, являлись продолжением унья-бомских. Эти данные свидетельствуют скорее об трансформной обстановке калифорнийского типа юрской континентальной окраины региона (Ханчук, Иванов, 1999), а не субдукционной (Парфенов и др., 1999). Связь с трансформной границей плит раннемеловых вулканитов и гранитов юго-восточной окраины Северо-Азиатского кратона давно уже предполагается по их сходству с магматическими породами в районе Калифорнийского залива и в Провинции Бассейнов и Хребтов на западе США (Зоненшайн и др., 1990; Кузьмин, 1985).
Согласно палеомагнитным данным, Амурский супертеррейн в юре практически не перемещался (Scotese, 1997) и, следовательно, закрытие Монголо-Охотского океана произошло за счет перемещения Сибири и ее поворота по часовой стрелке. Формирование юрского аккреционного комплекса не сопровождалось интенсивным надсубдукционным вулканизмом, что подтверждается изучением тяжелой фракции минералов в матриксе Самаркинского террейна и свидетельствует об остром угле схождения океанической и континентальной плит (Нечаев и др., 1997). В конце юры произошла субдукция под континентальную окраину срединноокеанического хребта (рис. 4).
Трансформная континентальная окраина реконструирована в Сихотэ-Алине на рубеже юры и мела. Здесь, вдоль окраины Амурского палеозойского континентального супертеррейна, с запада на восток выделяются террейны юрской аккреционной призмы и террейн раннемелового турбидитового бассейна, который фиксирует переход от субдукции к скольжению океанической плиты. На первом этапе, в допозднеготеривское время, преобладала обстановка растяжения. На континентальном склоне и у его подножия накапливались преимущественно глинистые толщи, формировались комплексы щелочных базитов. Они представлены ультрамафит-мафит-сиенитовыми плутонами с характерной ориентировкой под острым углом относительно главного направления раннемеловых сдвиговых перемещений (рис. 5), а также лавами, дайками, трубками взрыва и мелкими телами пикритов, меймечитов и базальтов, приуроченными к террейнам юрской аккреционной призмы. Породы интрузивной фации одного из таких комплексов – Даянского – по своим петрохимическим и минералогическим особенностям аналогичны шошонит-абсарокитам, а вулканиты – лампроитам кайнозоя запада США (Моисеенко, Сахно, 2000). С разновидностями основного состава связаны месторождения титана (ильменита), которые сопровождаются промышленными россыпями титановых минералов. К щелочным сиенитам приурочена редкоземельно-редкометальная минерализация: цирконий, ниобий, элементы цериевой группы, лантан, иттрий.
На втором (готерив-сеноманском) этапе зоны сжатия и растяжения чередовались во времени и пространстве (рис. 6, 7). Произошла резкая активизация движений по системе окраинно-континентальных левосторонних сдвигов; на континентальном склоне начали накапливаться песчаные и флишоидные толщи. Центральный Сихотэ-Алинский разлом и его продолжение в Японии (разломы Танакура и Медианный) унаследовали границу литосферных плит и напоминали современный разлом Сан-Андреас в Калифорнии. Террейны юрско-раннемеловой аккреционной призмы и раннемеловой островной дуги, расположенные первоначально далеко на юге, переместились на север на расстояние около 1000 км и в альбе были прижаты сдвигами к континентальной окраине. Для конца альба нет признаков субдукции под окраину Восточной Азии. К западу от Центрального разлома, вдоль границы с Амурским континентом, произошла трансляция на север юрской аккреционной призмы на расстояние около 700 км. Согласно палеоботаническим данным, Сергеевский террейн занял современное положение в раннем мелу, переместившись по сдвигам в промежуток времени после валанжина – до альба с юга на север на расстояние до 15о по широте (Golozoubov et al.,1999). Его можно рассматривать как фрагмент континентальной окраины, который нависал над зоной субдукции, а затем откололся и переместился вместе с субдукционно-аккреционной призмой. В Японии в это же время (в конце готерива) произошло сдваивание юрской аккреционной призмы вдоль Медианного сдвига (Tazawa, 1993; Matsukawa et al., 1997). Сдвиги рассекли край Амурского континента и переместили отдельные его блоки в северном направлении, обусловив характерную "зубчатую" форму его восточной границы. Готерив-сеноманские левосторонние сдвиговые трансляции сформировали гигантскую S-образную структуру Сихотэ-Алиня и были причиной формирования гранитно-метаморфического слоя коры. Комплес метаморфического ядра новообразованной коры представляет Анюйский метаморфический купол, имеющий альбский возраст метаморфизма (Натальин и др., 1994).
Рис. 4. Палеогеографическая карта Восточной Азии для поздней юры
1 – континент; 2 – океан; 3 – ареалы вулканизма; 4 – спрединговые хребты;
5 – зоны субдукции; 6-8 – осадочные бассейны: 6 – суши, 7 – шельфа и
верхней части континентального склона; 8 – подножие континентального
склона; 9 – направление и скорость перемещения плит по (Maruyama et al.,
1997); 10 – металлогенические зоны (см. рис. 7, 8).
Рис. 5. Щелочные ультрамафит-мафитовые комплексы раннемеловой трансформной окраины
1-3 – террейны: 1 – палеозой-мезозойской континентальной окраины; 2 – раннемелового шельфа и турбидитового бассейна неокомской трансформной окраины; 3 – юрской зоны субдукции; 4-5 – матрикс аккреционной призмы (средняя-верхняя юра): 4 – турбидиты, 5 – микститы, 6 – осадочные брекчии; 7-8 -палеоокеанические включения позднепалеозойского и раннемезозойского возраста: 7 – базальты, 8 – кремни; 9-12 – раннемеловые (берриасские) интрузии: 9 – высокотитанистые пироксениты с дайками нефелиновых сиенитов и карбонатитов, 10 – высокотитанистые габброиды, 11 – гранитоиды; 12 – граносиениты, нефелиновые сиениты.
Рис. 6. Палеогеографическая карта Восточной Азии для начала готерива. Условные обозначения те же, что к рис. 4.
Рис. 7. Палеогеографическая карта Восточной Азии для позднего альба – начала сеномана. Условные обозначения те же, что к рис. 4.
Континентальная кора Сихотэ-Алиня образовалась за короткий промежуток времени в 60 млн лет (средняя юра – альб), включающий (1) формирование террейнов аккреционных призм, турбидитового бассейна и островной дуги и (2) их коллизию с окраиной континента в результате крупномасштабных левосторонних перемещений по сдвигам. В этом коренное отличие выводов автора о начальных условиях проявления раннемеловых сдвигов от модели сихотэалинских сдвигов В. П. Уткина (1989, 1999; Вулканические…, 1984), условием которой является существование под Сихотэ-Алинем древней континентальной литосферы и ее растяжение на начальном этапе.
Среднемеловые-сеноманские вулкано-плутонические комплексы маркируют становление континентальной литосферы в Сихотэ-Алине и обнажаются: 1) в широкой полосе, которая протягивается на юго-запад от Монголо-Охотского пояса, через Баджальский террейн и Буреинский массив и далее в Китай; 2) на северном острие Ханкайского массива; 3) вдоль границы Ханкайского массива и Сергеевского террейна; 4) вдоль Журавлевско-Амурского террейна.
В северной части региона они объединяются часто в вулканоплутонические пояса: Умлекано-Огонжинский и Хингано-Охотский. Между тем выходы рассматриваемых образований изолированы и вписываются в систему региональных сдвигов. Яркий пример – Алчанская зона между сдвиговыми ограничениями северного выступа Ханкайского массива.
Наиболее детально изучены Баджальско-Буреинский и Кавалеровский районы распространения рассматриваемых пород.
Результаты петрологических исследований в северной части региона отражены в публикациях В.Г. Моисеенко и В.Г. Сахно (Вулканические .., 1984; Моисеенко, Сахно, 2000). При этом В.Г. Сахно давно уже обосновывает несубдукционный петрогенезис среднемеловых-сеноманских вулканических пород. Главной особенностью представленных здесь эффузивов является присутствие высокомагнезиальных андезитов, которые в современных активных окраинах не связываются с механизмом субдукции. Андезит-дацитовые разности отличаются от субдукционных и микроэлементным составом, в частности, повышенным содержанием ниобия при пониженном содержании рубидия и стронция. Их отличительной особенностью является также монцонитоидность и повышенная роль калия при относительно невысоких его содержаниях в расплавах.
По комплексу петрологических особенностей среднемеловые-сеноманские вулканиты Буреинского и Баджальского массивов аналогичны (близки) породам калифорнийской геодинамической обстановки.
Такие же особенности мелового гранитоидного магматизма Буреинского массива и Баджальского террейна отмечены В.Г. Гоневчуком (1999). Частично этот вопрос, а также связь магматизма и доминирующего здесь оловянного оруденения рассмотрен в статье В.Г. Гоневчука с соавторами в настоящем сборнике.
В Кавалеровском районе вулкано-плутонические образования второго этапа раннемеловой трансформной окраины представлены оловоносным Березовско-Арараратским комплексом, включающим одноименные крупные монцонитоидные плутоны и небольшие покровы трахиандезитов и трахиандезито-базальтов. В большом количестве публикаций приводится геологическое датирование возраста комплекса – апт-сеноман и многочисленные калий-аргоновые датировки, показывающие более узкий интервал – 113-95 млн. лет. Выявленные в Араратском массиве пироксеновые обособления интерпретируются как показатель пикритового состава исходного расплава (Гладков, 1982; Гоневчук,1999). Заметим также, что оливин-двупироксеновый парагенезис указывает на низкие давления при генерации исходного расплава и, наряду с его составом, исключает возможность образования Березовско-Араратского комплекса над зоной субдукции и дает основание предполагать связь его с слэб-виндоу.
К югу от Кавалеровского района развиты интрузивы золотоносных гранитоидов, которые, по данным В.Г. Гоневчука (1999), парагенетически связаны с Березовско-Араратским комплексом, а их отличия обусловлены условиями кристаллизации.
Плутонические образования второго этапа развития раннемеловой трансформной окраины представлены также гранитоидами, массивы которых, имеют синсдвиговую ориентировку. Среди них выделяются готерив-аптский (хунгарийский), комплекс, локализованный вдоль северной границы Ханкайского массива и на мысленном продолжении его острого выступа на северо-восток; и альб-сеноманский (татибинский) – вдоль Центрального разлома. Эти гранитоиды в пределах террейнов аккреционной призмы и турбидитового бассейна относятся к ильменитовой, а в Ханкайском массиве – к магнетитовой сериям (Романовский, 1999). В Самаркинском террейне с ними связана вольфрамовая минерализация с золотом, в Киселевско-Маноминском – вольфрам-золотая, а в Журавлевско-Амурском – оловянная с признаками золотой.
Сеноман-маастрихтский этап магматизма региона представлен Восточно-Сихотэ-Алинским вулканическим поясом (ВСВП), который реконструируется как надсубдукционный (рис. 8). ВСВП перекрывает большинство террейнов Сихотэ-Алиня (см. рис. 2) и сложен, главным образом, кислыми вулканитами с небольшим объемом андезитов и базальтов на сеноманском и маастрихтском уровнях. Ему присуща обычная для надсубдукционных поясов поперечная зональность, а металлогения во многом определяется природой перекрываемых террейнов. В южной его части, где в основании залегают породы Таухинского и, частично, Журавлевского террейнов, с известково-щелочными гранитами этого этапа связано уникальное скарновое месторождение бора в Дальнегорском районе, а также полиметально-оловянная минерализация. Севернее ВСВП перекрывает Кемский островодужный террейн. Развитые здесь фронтальные и тыловые магматиты характеризуются медным и молибденово-медным прожилково-вкрапленным и порфировым медно-полиметаллическим оруденением (Раткин, 1995). На самом севере ВСВП, где в основании его залегают породы Киселевско-Маноминского террейна, локализовано Многовершинное золото-серебрянное месторождение.
Рис. 8. Палеогеографическая карта Восточной Азии для кампана. Условные
обозначе-ния те же, что к рис. 4.
В собственно тыловой, шошонитовой, зоне ВСВП на юге Журавлевско-Амурского терррейна сосредоточены жильные касситерит-сульфидные месторождения (Кавалеровский район и др.). Севернее, в центральном Сихотэ-Алине, сеноман-туронские интрузии шошонитовой серии несут медно-молибденовое оруденение порфирового типа. Золото-сульфидная минерализация образовалась позже медной и также распространена во вмещающих интрузии турбидитах в виде прожилково-вкрапленных руд с дисперсным золотом (Петраченко и др., 1991).
На границе мела и палеогена в регионе произошла смена типа магматизма. Палеоген-миоценовые магматиты образуют вулканические депрессии, поперечные к простиранию ВСВП. Общая последовательность магматизма: палеоцен – риолиты (игнимбриты) и только на самом юге, в Хасанском районе – базальты и более кислые породы; эоцен-олигоцен – бимодальная серия с преобладанием базальтов; олигоцен-миоцен – высокоглиноземистые базальты.
Базальты этих ассоциаций детально изучены Ю.А. Мартыновым (1999), который сделал убедительный вывод о не субдукционной, а рифтогенной природе палеоген-миоценового магматизма региона.
Большинство месторождений кайнозойского этапа связано с кислым палеоценовым комплексом. На юге, в Таухинской аккреционной призме, это скарновые свинцово-цинковые и эпитермальные золото-серебряные месторождения. Севернее, вдоль побережья Японского моря – только золото-серебряные (Салют, Бухтянское, Белая Гора и др.).
Аккреционные комплексы и их роль
в формировании рудных месторождений
Рудные месторождения образуются в результате соединения различных благоприятных факторов. Главными из них являются: геодинамическая природа террейнов (фундамента), перекрывающих и "сшивающих" их магматических комплексов в сочетании со структурным стилем и характером деформаций, которые контролируют распространение магматических пород и рудной минерализации. В настоящее время все более очевидным становится преимущественная локализация разнотипных рудных месторождений в террейнах аккреционных призм орогенных поясов.
Рис. 9. Геологическая схема района месторождения Восток-2 (составлена по материалам геологической съемки м-ба 1:50 000, проведенной В.Н. Оковитым и др., 1994г.)
1-5 – Самаркинский террейн аккреционной призмы. 1-2 – матрикс: 1 – верхнеюрский, 2 – средне-верхнеюрский; 3-5 – палеоокеанические включения: 3 – юрские кремнистые аргиллиты, 4 - среднетриасовые-нижнеюрские ленточные кремни. 6-7 - Сергеевский террейн кон-тинентальной окраины: 6 - раннепалеозойские габбро-гнейсы, диорито-гнейсы, граниты, 7 - пермские базальты, риолиты, терригенные породы и известняки; 8-11 - перекрывающие обра-зования: 8 - турон-сантонские андезиты и дациты активной континентальной окраины; 9-11 - комплексы трансформной континентальной окраины: 9- альбские андезиты, 10 - валанжин-ские терригенные отложения шельфа, 11 - альбские граниты; 12 - разломы; 13 - граница меж-ду верхней и нижней частями аккреционной призмы; 14 - оси антиклиналей (а) и синклиналей (в); 15 - простирание и падение слоев.
Многочисленные месторождения золота черносланцевого типа приурочены к аккреционным призмам в Монголо-Охотском и Сихотэ-Алинском поясах (Ханчук, Иванов, 1999), в Узбекистане (Мурунтау и др.). Такие аккреционные призмы наиболее детально изучены в южной части Сихотэ-Алиня, где они были впервые в 1967 году квалифицированы Н.Г. Мельниковым и показаны на картах как зоны развития хаотических образований. Оказалось, что палеозойские известняки, по которым до этого велось стратиграфическое расчленение разрезов, на самом деле образуют инородные включения в мезозойских кремнисто-терригенных толщах. На следующем этапе Н.Г. Мельниковым, В.В. Голозубовым, А.О Мазаровичем, В.П. Парняковым, Ю.П. Юшмановым и другими геологами были датированы кремнистые породы, возраст которых оказался в основном триасовым, и обоснован юрско-раннемеловой возраст олистостромовых (микститовых) толщ. Было также установлено повторение в разрезах одних и тех же кремнисто-терригенных пачек и их залегание в юрско-нижнемеловых толщах микститового (олистостромового) типа с включениями кремней, базальтов и известняков. Этими и другими исследователями был доказан тектоно-седиментационный характер хаотических комплексов, образование которых интерпретировалось в известной модели конседиментационных тектонических покровов (Микститы..,1988). На этом этапе изучения ленточные кремни и ассоциирующиеся с ними песчано-сланцевые отложения рассматривалисъ как одновозрастные.
Более поздние детальные исследования показали, что стратиграфическая мощность ленточных кремней триаса чрезвычайно мала – всего около 50 м, т.е. скорость осадконакопления составляла 1,5 м за 1 млн. лет (Волохин и др., 1990), а массивы палеозойских и мезозойских известняков в хаотических комплексах Сихотэ-Алиня и Сахалина залегают на базальтах и являются фрагментами гайотов дна древнего океана (Ханчук и др., 1989). Массовое выделение радиолярий из терригенных пород, которые еще оставались практически "немыми" и датировались триасом по возрасту кремней, осуществленное И.В. Кемкиным, показало, что терригенные породы в хаотических комплексах имеют юрский или раннемеловой возраст и часто образуют турбидитовый матрикс, среди которого располагаются пакеты кремневых пластин. Длина таких пакетов может достигать десятков километров. Это позволило интерпретировать хаотические образования южного Сихотэ-Алиня как субдукционно-аккреционные комплексы (призмы, клинья) и дать им названия: Самаркинский – в Центральной зоне, и Таухинский – в Прибрежной (Ханчук и др., 1989). Стало ясно, что аккреционные комплексы имеют закономерное строение и сложены чередующимися турбидитовыми и меланжевыми толщами с включениями палеоокеанических, редко континентальных, образований, а также пакетами пластин с постепенными переходами от океанических кремней к турбидитам. Постепенная стратиграфическая последовательность от кремней через кремнисто-глинистые отложения к турбидитам, которая наблюдается в аллохтонных пакетах, стала рассматриваться у нас и в Японии, куда протягиваются аккреционные комплексы Сихотэ-Алиня, как стратиграфическая летопись движения океанической плиты к зоне субдукции.
Признаки субдукционной аккреции недавно детально описаны С.В. Зябревым (1998) в хребте Хехцир в юрской аккреционной призме. Карта, составленная под руководством В.Н.Оковитого для района месторождения Восток-2 (рис. 9), дает ясное представление о строении Самаркинского аккреционной призмы. Установленное залегание среднеюрской части ее на верхнеюрской полностью согласуется с субдукционной моделью роста призмы – снизу вверх.
По новым данным о генезисе аккреционных комплексов возможна новая палеогеодинамическая модель для ряда месторождений в черных сланцах.
Граница континентальной и океанической плит является областью высокой биопродуктивности. Здесь возможно также поступление эндогенного углерода, что способствует формированию углеродистых отложений, аккумулирующих золото и платиноиды из разрушающихся фрагментов океанической плиты – офиолитов и железо-марганцевых корок на палеогайотах. Кроме того и палеоокеанические отложения содержат углеродистые прослои. Характерный пример – углеродистые слои в палеоокеанических отложениях на границе перми и триаса, детально изученные в Японии и известные в Сихотэ-Алине, или слои среднетриасовых углеродистых кремней – фтанитов, которые в Дальнегорском и Кавалеровском рудных районах некоторыми исследователями описаны как породы мантийного происхождения. Лавинная седиментация на границе континент-океан способствует быстрому захоронению углеродистых пород, а последующая деформация аккреционных призм, метаморфизм и внедрение гранитов приводят к концентрации благородных металлов и образованию коренных месторождений. Очевидно также происхождение золотоносных россыпей с платиноидами за счет разрушения аккреционных призм.
Обращает на себя внимание приуроченность вольфрамового оруденения к Самаркинскому аккреционному комплексу, что также характерно, например, для месторождений Мурунтау.
В Таухинской аккреционной призме к субдукционному меланжу приурочены скарновые свинцово-цинковые месторождения.
Подобная специализация аккреционных призм требует изучения. Открытым остается и вопрос о причинах формирования борного месторождения в Таухинском террейне: не исключена первичная концентрация бора в лагунных отложениях на стадии океанического атолла.
Заключение
В данной статье сделана попытка показать возможность и перспективность перехода от глобальных к региональным плитотектоническим моделям формирования рудных месторождений.
В металлогенически наиболее важной для региона мезозойско-кайнозойской истории формирование месторождений связывается со сменами палеогеодинамических обстановок: субдукционных континентальных окраин на трансформные калифорнийского типа и наоборот. Именно эти палеогеодинамические обстановки определяют общую металлогеническую специфику и зональность региона. Влияние фундамента, т.е. палеогеодинамической природы террейнов, проявляется в генетических типах месторождений: скарновый – в аккреционных комплексах, где есть известняки, грейзеновый – в турбидитах и т.п.
Для создания новой модели образования черносланцевых месторождений благородных металлов перспективным представляется дальнейшее изучение аккреционных комплексов.
Литература
Антонов А.Ю. Редкометальные элементы в позднемезозойских гранитоидах южного ограничения Алданского щита // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № 3. С. 68-81.
Беляева Г.В. Биогеография раннего кембрия Востока СССР // Эволюция геологических процессов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1987. С. 41-64.
Беляева Г.В., Кашина Л.Н. О возможных связях Саяно-Алтайского бассейна с западным Приамурьем в раннем кембрии (по археоциатам) // Биостратиграфия и палеонтология нижнего и среднего кембрия Северной Азии. М.: Наука. 1983. С. 65-80.
Богданов Н.А., Филатова Н.И. Строение и геодинамика формирования активных окраин континентов // Тихоокеан. геология. 1999. Т. 18, № 5, С. 9-23.
Бретштейн Ю.С., Гурарий Г.З., Печерский П.М. Палеомагнетизм палеозойских пород террейнов юго-западного Приморья // Тихоокеан. геология. 1997. Т. 16, № 4. С. 41-63.
Волохин Ю.Г., Бурий Г.И., Руденко В.С., Филиппов А.Н. Триасовая кремневая формация Южного Сихотэ-Алиня // Ивз. АН СССР. Сер. геол. 1990. № 4. С. 45-57.
Вулканические пояса Востока Азии. Геология и металлогения. Ред. А.Д.Щеглов. М.: Наука, 1984. 504 с.
Высоцкий С.В., Говоров Г.И., Кемкин И.В., Сапин В.И. Бонинит-офиолитовая ассоциация восточного Сахалина: геология и некоторые особенности петрогенезиса // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № 6. С. 3-15.
Гладков Н.Г. Верхнемеловые и палеогеновые вольфрамоносные и оловоносные магматические ассоциации западной части Кавалеровского района // Оловоносные и вольфрамоносные гранитоиды некоторых регионов СССР. М.: Наука, 1982. С. 202-232.
Голозубов В.В., Ханчук А.А. Таухинский и Журавлевский террейны (Южный Сихотэ-Алинь) – фрагменты раннемеловой азиатской окраины // Тихоокеан. геология. 1995. Т.14, № 2, С.13-25.
Гоневчук В.Г. Оловоносные системы Дальнего Востока: магматизм и рудогенез: Автореф. дис. .. д-ра геол.-минер.наук. Владивосток. 1999. 62 с.
Гранник В.М. Петрогеохимическая характеристика магматических пород Восточноо-Сахалинскоой позднемезозойской островодужной системы // Тихоокеан. геология. 1991. № 6. С. 67-86.
Добрецов Н.А., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика. Новосибирск, 1994. 299 с.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит. Т. 2. М: Наука, 1990. 334 с.
Зябрев С.В. Раннемеловые кремни Киселевско-Маноминского террейна – наиболее молодые океанические отложения в структуре юга континентальной части Дальнего Востока России // Тихоокеан. геология. 1994, № 6. С. 74-82.
Зябрев С.В. Стратиграфическая летопись кремнисто-терригенного комплекса хр.Хехцир и кинематика асимметричных складок – индикаторы субдукционной аккреции // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № 1. С. 76-84.
Иванов Б.А. Центральный Сихотэ-Алинский разлов (сдвиг) // Докл. АН СССР. 1960. Т. 138, № 4. С. 900-903.
Иванов В.С., Тарарин И.А., Игнатьев А.В., Азарова Л.И,. Недашковская Л.В. Геохимические особенности глиноземистых гранитоидов Анивского массива о-ва Сахалин // Новые данные по магматизму и металлогении Дальнего Востока. Владивосток. Дальнаука, 1998. С. 22-32.
Кемкин И.В., Кемкина Р.А. Юрско-раннемеловая стратиграфия кремнистых и терригенных отложений Дальнегорского рудного района (Южный Сихотэ-Алинь) // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № 1. С. 59-75.
Кемкин И.В., Ханчук А.И. Первые данные о раннемеловом аккреционном комплексе в бассейне р. Черная (Южный Сихотэ-Алинь) // Тихоокеан. геология. 1993. № 1. С. 140-143.
Кемкин И.В., Ханчук А.И. Юрский аккреционный комплекс южного Сихотэ-Алиня // Тихоокеан. геология. 1993, № 5. С. 32-42.
Котляр Г.В., Захаров Ю.Д., Попеко Л.И., Тазава Дж., Бураго В.И. Слои с Timorites на Востоке Азии // Тихоокеан. геология. 1997. Т. 16, № 3. С. 41-50.
Красилов В.А., Синюков В.И., Витрик С.В. О времени заложения Удского вулканического пояса // Тихоокеан. геология. 1992. № 1. С. 102-108.
Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск: Наука, 1985. 197 с.
Левашев Г.Б. Геохимия парагенных магматитов активных зон континентальных окраин. Владивосток, 1991. 378 с.
Левашев Г.Б., Рыбалко В.И., Изосов А.А., и др. Тектоно-магматические системы аккреционной коры //Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 339 с.
Маркевич П.В., Зябрев С.В., Филиппов А.Н., Малиновский А.И. Восточный фланг Киселевско-Маноминского террейна: фрагмент островной дуги в аккреционной призме (Северный Сихотэ-Алинь) // Тихоокеан. геология. 1996. Т. 15, № 2. С. 70-98.
Мартынов Ю.А. Высокоглиноземистый базальтовый вулканизм Восточного Сихотэ-Алиня: петрология и геодинамика // Петрология. 1999. Т. 7, № 1. С. 58-78.
Микститы Сихотэ-Алинской складчатой системы / Врублевский А.А., Мельников Н.Г., Белозубов В.В. и др. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. 112 с.
Моисеенко В.Г., Степанов В.А., Шергина Ю.П. Возраст формирования Кировского золоторудного месторождения Приамурья // Докл. РАН. 1999. Т. 369, № 3. С. 354-356.
Моисеенко В.Г., Сахно В.Г. Плюмовый вулканизм и минерагения Амурской мегаструктуры. Благовещенск: АмурКНИИ. 2000. 160 с.
Натальин Б.А. Мезозойская аккреционная и коллизионная тектоника юга Дальнего Востока СССР // Тихоокеанская геология. 1991. № 5. С. 3-23.
Натальин Б.А., Фор М., Монье П., и др. Анюйский метаморфический купол (Сихотэ-Алинь) и его значение для мезозойской геодинамической эволюции восточной Азии // Тихоокеанская геология. 1994, № 6. С. 3-24.
Нечаев В.П., Мусашино М., Ли Д.У. Юрско-нижнемеловая геодинамическая эволюция восточной окраины Азии: реконструкция по изменению ассоциаций тяжелых минералов осадочных поро // Тихоокеан. геология. 1997. Т. 16, № 6. С. 21-35.
Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 190 с.
Парфенов Л.М., Ноклеберг У.Дж., Ханчук А.И. Принципы составления и главные подразделения легенды геодинамической карты Северной и Центральной Азии, юга российского Дальнего Востока, Кореи и Японии // Тихоокеан. геология. 1998. № 3. С. 3-13.
Парфенов Л.М., Попеко Л.И., Томуртогоо О. Проблемы тектоники Монголо-Охотского орогенного пояса // Тихоокеан. геология. 1999. Т. 18, № 5. С. 24-43.
Петраченко Е.Д., Петраченко Р.И., Родионов А.Н. О полигенности и полихронности оруденения Ороченско-Приманкинского вулканического поля Центрального Сихотэ-Алиня// Соотношение разных типов оруденения вулкано-плутонических поясов Азиатско-Тихооокеанской зоны сочленения. Владивосток: ДВО АН СССР. 1991. С.95-110.
Раткин В.В. Металлогения свинца и цинка Тихоокеанской окраины Азии // Автореф. Дисс. На соискание уч. степени доктора г.- м. наук. Владивосток, 1995. 36 с.
Рождественский В.С. Геодинамическая эволюция Хоккайдо-Сахалинской складчатой системы // Тихоокеан. геология. 1993. № 2. С. 76-87.
Романовский Н.П. Тихоокеанский сегмент Земли. Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН. 1999. 167 с.
Рундквист Д.В., Ряховский В.М., Миронов Ю.В., Пустовой А.А. Существует ли универсальный Sr-Nd-Pb-изотопный индикатор нижнемантийных плюмов? // Докл. РАН. 2000. Т. 370, № 2. С. 223-226.
Симаненко В.П. Позднемезозойские вулканические дуги Восточного Сихотэ-Алиня и Сахалина // Тихоокеан. геология. 1986. № 1. С. 7-13.
Синица С.М. Парадокс кливажа // Тихоокеан. геология. 1998. Т. 17, № 1. С. 3-12.
Уткин В.П. Сдвиговые дислокации, магматизм и рудообразование. М. Наука, 1989. 166с.
Уткин В.П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулкано-плутонические пояса юга Дальнего Востока России. Статья 3. Геодинамические модели синхронного формирования горст-аккреционных систем и рифто-грабенов // Тихоокеан геология. 1999. Т. 18, № 6. С. 35-58.
Ханчук А.И. Геологические строение и развитие континентального обрамления северо-запада Тихого океана. Автореф. доктор. дисс. Москва. 1993. 31 с.
Ханчук А.И. Тектоника и магматизм палеотрансформных континентальных окраин калифорнийского типа на Востоке России // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы ХХХIII Тектонического совещания. М.: ГЕОС. 2000. С. 544-547.
Ханчук А.И., Панченко И.В., Кемкин И.В. Геодинамическая эволюция Сихотэ-Алиня и Сахалина в палеозое и мезозое: Проект № 224 (Доюрская эволюция Вост. Азии) Междунар. Программы геол. корреляции. Препр. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. 56 с.
Ханчук А.И., Никитина А.П., Панчеко И.В., Бурий Г.И., Кемкин И.В. Палеозойские и мезозойские гайоты Сихотэ-Алиня и Сахалина // ДАН СССР. 1989. Т. 307, № 1. С. 186-190.
Ханчук А.И., Кемкин И.В., Панченко И.В. Геодинамическая эволюция юга Дальнего Воостока в среднем палеозое-раннем мезозое // Тихоокеанская окраина Азии. Т. 1. Геология. М.: Наука. 1989. С. 218-255.
Ханчук А.И., Голозубов В.В., Панченко И.В. и др. Ганычаланский террейн Корякского нагорья // Тихоокеан. геология. 1992. № 2. С. 82-94.
Ханчук А.И., Огнянов Н.В., Попова И.М., Филиппов А.Н. Новые данные о ранне-меловых отложениях Нижнего Приамурья. // Доклады РАН.1994. т.338, № 5.
Ханчук А.И., Раткин В.В. Рязанцева М.Д. и др. Геология и полезные ископаемые Приморского края: очерк. Владивосток: Дальнаука, 1995. 65 с.
Ханчук А.И., Голозубов В.В., Мартынов Ю.А., Симаненко В.П. Раннемеловая и палеогеновая трансформные окраины (калифорнийский тип) Дальнего Востока России // Тектоника Азии. Тезисы ХХХ тектонического совещания. Москва, 1997. С. 240-243.
Ханчук А.И., Иванов В.В. Мезо-кайнозойские геодинамические обстановки и золотое оруденение Дальнего Востока России // Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 11. С. 1635-1645. |
