Установлено, что пространственно - временноераспределение магматических пород А‑типа на юге Сихотэ-Алиня – результат различных структурных условий и проницаемости континентальной коры, возникших за счет периодических левосторонних смещений в палеоцене. Внедрение наиболее ранних порций магматических расплавов (~61–58 млн лет назад) происходило по основным сдвигам, а более поздних порций магмы, приуроченныхк более мощной части терригенной толщи, – с определенной задержкой(~2,0–2,5 млн лет) при более длительном взаимодействии с вмещающими породами. Закономерность вариаций изотопно - геохимических составов обусловлена влиянием больших объемов габброидных магм, которые служили источником тепла для частичного плавления протолитов гетерогенного субстрата, взаимодействием образовавшихся анатектических выплавок с мантийными магмами и отделявшимися от них флюидами (рис. 1). Необходимым условием для внедрения мантийных потоков и, как следствие, образования пород А‑типа является косое взаимодействие океанической и континентальной плит, сопровождавшееся разрывами в слэбе и синхронным формированием структур сосдвигового растяжения на континентальной окраине (рис. 2).(Grebennikov A.V., Kasatkin S.A. // Geoscience Frontiers. 2023. Vol. 14, iss. 6.101673.)

Рис. 1 Причинно-следственная связь возникновения палеоценовых магматических пород А‑типа и эволюция расплавов в пределах Южного Сихотэ-Алиня

Рис. 2 Геодинамическая модель косого взаимодействия плит и связь эволюции расплавов с разломной кинематикой в слэбе и нависающей континентальной плите

Впервые на основе изотопного анализа серы доказано влияние атмосферы и микробиологических процессов в архее на сульфидное рудообразование. Сохранение сигналов масс-независимого изотопного фракционирования серы в породах Карельского кратона однозначно указывает на влияние фотохимии атмосферы на круговорот серы. Совокупность отрицательных значений Δ³³S и широких вариаций δ³⁴S в сульфидах свидетельствует о вовлечении фотолитической сульфатной серы в процессы рудоформирования по механизму бактериальной сульфатредукции. Эти данные позволяют сделать выводо наличии микробиальных процессов при формировании вулканогенно-осадочных сульфидных руд (рис. 3). (Высоцкий С.В., Ханчук А.И., Веливецкая Т.А. и др. // Докл. РАН. Науки о Земле. 2023. Т. 510, № 2. С. 142–148.)

Рис. 3 Интерпретация механизмов изотопного фракционирования серы в сульфидах месторождения Золотые пороги

Комплексными структурными исследованиями на юге Сихотэ-Алиня выявлена региональная S‑образная флексура типа левосдвигового кинк-бенда (рис. 4). Характерной особенностью кинк-бенда является сочетание ССВ сдвиговой зоны и СВ надвиговых флангов. Сдвиговая зона образована динамопарой двух крупнейших разрывных структур Сихотэ-Алиня – Центральным и Восточным разломами (ЦСАР–ВР). Именно здесь наиболее широко распространены вулкано-тектонические структуры (ВТС), выполненные магматическими образованиями с возрастным интервалом 61–53 млн лет, развившиеся от периферии к центру сдвиговой зоны (рис.5). Формирование ВТС происходило в тесной парагенетической связи, обусловленной левосдвиговыми смещениями вдоль динамопары ЦСАР–ВР под действием единого ССЗ (345–355°) поляна пряжений. Время проявления раннепалеогенового магматизма юге Сихотэ-Алиня (от ~61 до 55 млн лет назад) следует рассматривать как временной маркер наиболее активной стадии левосторонних смещений, вызванных трансформным взаимодействием континентальной и океанической плит вдоль северо-восточной окраины Азии. (Kasatkin S.A., Grebennikov A.V.// International Geology Review. 2023. Vol. 65, iss. 14. P. 2288–2314.)

Рис. 4 Основные этапы эволюции развития вулканотектонических структур в сдвиговой зоне

Рис. 5 Левосдвиговый кинк-банд Южного Сихотэ-Алиня: 1 – палеоцен-раннеэоценовые магматические комплексы и названия некоторых вулканотектонических структур: Ноттинская (Н), Ороченская (O), Березовская (Б), Караванная (К), Якутинская (Я), Южно-Якутинская (ЮЯ), Брусиловская (Бр); 2 – разломы; 3–4 – главные сдвиги (3) и направления смещения вдоль них (зеленые стрелки) и предполагаемые сдвиги (4); 5 – ориентировка регионального сжатия; 6 – надвиги; 7 – зона кинк-банда; 8 – палеоцен-раннеэоценовые магматические комплексы на врезке

В результате геофизических и сейсмотомографических исследований крупных золотоносных провинций Северной Пацифики установлена специфичность геотектонических и геодинамических условий развития рудно-магматических систем. Доказательства существования в Северной Пацифике разломных зон трансформного типа, отчетливо фиксирующихся в транзитной зоне мантии в виде границ слэбов, позволили сделать вывод об основополагающей роли геодинамических факторов на возникновение и развитие месторождений карлинского типа региона (рис. 6). (Khomich V., Shcheka S.,Boriskina N. // AIMS Geosciences. 2023. Vol. 9, iss. 4. P. 672–696.)

Рис. 6 Схема расположения крупных золотоносных провинций карлинского типа в Северной Пацифике. По (Гребенников, Ханчук, 2021; Khomich et al., 2019, 2021), с изменениями и дополнениями

Показано, что систематика базит-гипербазитовых комплексов по источникам вещества с использованием диаграмм 143Nd/144Nd–Sm/Nd и модифицированной диаграммы Nb/Y–Zr/Y имеет большое значение для оценки перспективности крупных геологических структур на наличие месторождений того или иного вещественного состава (рис. 7). Присутствие трех основных групп пород, каждая из которых обладает своей металлогенической спецификой, указывает на перспективы обнаружения сульфидного Cu-Ni-Co-ЭПГ оруденения в пределах калиновского, сергеевского и владимиро-александровского комплексов, а также хромитового с платиноидами оруденения в базитах авдокимовского комплекса и алмазов в палеоценовых эксплозивных структурах Сихотэ-Алиня. (Kazachenko V.T., Perevoznikova E.V. // GeochemistryInternational. 2023. Vol. 61, iss. 4. P. 324–347.)

Рис. 7 Положение точек пород некоторых комплексов на диаграмме Nb/Y-Zr/Y (Condie, 2005). а – 1–7 – магматические породы офиолитов шовной зоны Ярлунг Цангпо, Тибет (Yarlung-Zangbosuturezone, Tibet): 1–6 – по данным Б. Ся с соавторами (Xia et al., 2003): базальты (1), диабазы (2), габбро (3), гарцбургиты и дуниты (4), перидотиты (5) и троктолиты (6); 7 – по данным Г. Чана с соавторами (Chan et al., 2013): габбро и диабазы; 8 – толеиты Императорско-Гавайской цепи вулканов по данным М. Регелоса с соавторами (Regelous et al., 2003); 9 – Верхнепетропавловский массив (Врублевский, 2015). б – 1 – чинейский комплекс: габброиды Майлавского, Чинейского и Луктурского массивов, габбронориты Главной дайки Удоканского месторождения и трахидолериты дайковой серии Удоканской мульды (Гонгальский, 2010); 2 – базальты, андезибазальты, адезиты, бониниты, диабазы, габбро и другие породы унгжугурского офиолитового комплекса (Восточный Саян), по данным Е.В. Склярова с соавторами (Скляров и др., 2016); 3 – Довыренский магматический комплекс (Арискин и др., 2015): интрузивные габброиды, вулканические базальты и диабазы; 4 – щелочные сиениты Низъяврского щелочного массива (Кольский полуостров) (Петровский, 2019); 5, 6 – фойяиты, щелочные сиениты и трахибазальты Среднетатарского (5) и Ягоднинского (6) щелочных массивов Енисейского кряжа (Романова и др., 2012); 7, 8 – меймечиты Маймеча-Котуйской провинции Сибири: по данным Ю.Р. Васильева и М.П. Горы (Васильев, Гора, 2014) (7) и (дуниты и меймечиты Гулинского массива) по данным А.В. Соболева с соавторами (Соболев и др., 2009) (8); 9 – кимберлиты Карелии (Устинов и др., 2009); 10 – долериты Кольского полуострова (Арзамасцев и др., 2017). Пунктирными линиями со стрелками показаны тренды состава пород. Арабские цифры соответствуют номерам трендов (см. текст). Поля пород и точки составов поК. Конди (Condie, 2005): OIB базальты океанических островов, OPB – базальты океанических плато, MORB – базальты срединно-океанических хребтов, IAB – островодужные базальты, REC – рециклированная компонента, EN – обогащенная компонента, EM1 и EM2 – обогащенная мантия двух типов, HIMU – обогащенная U+Th/Pb мантия; PM – примитивная мантия, DM – верхняя деплетированная мантия, DEP – нижняя деплетированная мантия

Палеотектонические реконструкции для Cеверной Пацифики свидетельствуют, что на востоке Азии доминирование левосторонних сдвигов в пред- и раннемеловое время сменилось усилением роли правосторонних движений в позднем мелу и кайнозое, тогда как на северо-западе Америки значительное развитие левосторонних движений в пред-раннемеловое время сменилось доминированием правосторонних сдвигов в позднем мелу и кайнозое (рис. 8).Выявленная тектоническая смена свидетельствует о переходе вращения Земли от ускорения к замедлению на рубеже 135–120 млн лет назад. При этом переток масс в полярные области Земли при ускорении сменился на обратный при замедлении, что связано с таянием и намерзанием ледяных шапок на полюсах,а вспышка рудообразования в мелу связанане только с усилением эндогенной активности, но и с раскрытием глубинных разломов при глобальной смене тангенциальных напряжений в земной коре и мантии. (Nechaev V.P.,Sutherland F.L., Nechaeva E.V. // Minerals. 2023.Vol. 13, iss. 4. 516.)

Рис. 8 Схема, иллюстрирующая тектонические подвижки и климатиче ские изменения на континентальных окраинах Северной Пацифики в связи с Меловым поворотом геологической эволюции (Nechaev et al., 2023)

Получены новые данные по геохимии углей Сахалинского угольного бассейна (рис. 9). Показано, что геохимическая специализация угленосных отложений Сахалина отражает особенности геологической эволюции этого блока земной коры. В среднем по бассейну угли обогащены (по сравнению с угольными кларками) Sc, V, Co, Br, Sr, Ba, Br, Cu, Ag и Hg. Зола углей бассейна характеризуется вышекларковым содержанием редких щелочныхметаллов (Li, Cs) и Zr. Для некоторых месторождений выявлена Y, HREE, Zr, Nb, Ge, Mo,W, As, Ni и Pb специализация. Уровни накопления Sc, Y, Sr, Hg и тяжелых лантаноидов в угольной золе отдельных месторождений превышают минимальные промышленные концентрации. Сделан вывод, что, несмотря на высокую тектоническую активность и вулканизм в кайнозое, специфический состав породобрамления и фундамента угленосных впадин обусловил низкий редкометалльный потенциал бассейна. (Arbuzov S.I., Chekryzhov I.Y.,Verkhoturov A.A. et al. // Intern. J. of Coal Geology. 2023. Vol. 268. 104197.)

Рис. 9 Схематическая геолого-минерагеническая карта о-ва Сахалин (на основе Государственной геологической карты РФ: Шаруева и др., 2016; Дымович и др., 2017; Аленичева и др., 2021) и положение на ней изученных объектов

Изучены минералого-петрографические особенности, состав и возрастга бброидов и монцонитоидов массива ключа Буреломный, расположенного в Центральном Сихотэ-Алине и пространственно ассоциирующего с Тигриной редкометалльно-гранитной интрузией и одноименным Sn-W месторождением (рис. 10). Геохимические характеристики магматических пород указываютна сочетание в их источнике субстратов литосферной и подлитосферной мантиии свидетельствуют об образовании их в обстановке трансформной континентальной окраины. Возраст габброидов (101 ± 1,5 млн лет) синхронен «пику» базитового и гранитоидного магматизма в Сихотэ-Алине. Значимые различия возрастных датировок и резкое несовпадение геохимической специализации свидетельствуют, что редкометалльные граниты Тигриного массива (~80 млн.лет) и ассоциирующее с ними оруденение не имеют генетической связи с габброидами и монцонитоидами массива ключа Буреломный. (Орехов А.А.,Крук Н.Н., Гаврюшкина О.А. и др. // Тихоокеан. геология. 2023. Т. 42, № 5. С. 43–56.)

Рис. 10 Результаты Ar-Ar изотопного датирования биотитов для интрузии ключа Буреломный и Тигриного штока, а также интерпретация геодинамических обстановок для пород изучаемых объектов. А – биотит из монцогаббро интрузии ключа Буреломный; Б – биотит из риолит-порфиров Тигриного штока; B – дискриминантные диаграммы (по: Гребенников, 2021) для интерпретации геодинамических обстановок для пород интрузива ключа Буреломный. 1 – поле надсубдукционных магматических пород островных дуг и континентальных окраин (конвергентные окраины); 2 – поле магматических пород границ скольжения (трансформные окраины континентов и островных дуг); 3 – область перекрытия полей 1 и 2; 4, 5 – породы массива ключа Буреломный (4 – западная часть, 5 – восточная часть); 6 – поле составов габброидов и монцодиоритов березовско-араратского комплекса (по: Иванов и др., 1980; Крук и др., 2019)

В фокусе создания фундаментальной геолого-генетической основы прогнозирования скарновых месторождений дальнегорского типа впервые установлен источник поздней мышьяк-висмут-благороднометалльной минерализации, фиксируемой на отрабатываемых Pb-Zn месторождениях, – совмещенный с зонами предшествующего скарнообразования, поток углеводородного флюида, возникающий в процессе динамометаморфического преобразования высокоуглеродистых рудовмещающих пород (рис. 11). (Симаненко Л.Ф.,Раткин В.В., Пахомова В.А., Елисеева О.А. // Тихоокеан. геология. 2023.Т. 42.№ 4. С. 61–75.)

Рис. 11 Модельная термодинамическая диаграмма полей устойчивости арсенидов (predominance diagram log fO₂ vs pH) в системе Ni/Co – As – H₂O, заимствованная из [Kreissl S., Gerdes A., Walter B.F. et al. Reconstruction of a>200 Ma multi-stage five element” Bi-Co-Ni-Fe-As-S system in the Penninic Alps, Switzerland // Ore Geology Reviews. 2018. Vol. 95. P. 746–788], с дополнением. Тренд изменения режима формирования изученной арсенидной ассоциации показан на диаграмме в виде дополнения – красной линии. Буквенные обозначения: nc – никелин; rmb – раммельсбергит; sk – скуттерудит; sfl – сафлорит; mod – модерит; loll – лелленгит; native As – самородный мышьяк, native Bi – самородный висмут

Выполнены геохронологические исследования возраста крупнейшего в Нижнем Приамурье Бекчиулского интрузивного массива, на северо-западномфланге которого находится крупное золотосеребряное месторождение Многовершинное. Для этого методом LA-ICPMS было проведено U-Pb датирование циркона из образцов гранодиорита и гранита второй и третьей фазбекчиулского комплекса соответственно. Для гранодиорита был получен возраст 73,8 ± 0,4 млн лет, а для гранита ‒ 66,2 ± 0,3 млн лет (рис. 12).При этом в последнем обнаружены немногочисленные зерна циркона,близкие по возрасту гранодиоритам ‒ 75,6 ± 0,6 млн лет. Магматическим импульсам около 76–73 млн лет и около 66 млн лет синхронны стадии рудообразования Многовершинного месторождения, соответствующие возрасту адуляра из рудных зон, полученного ранее K-Ar методом. Установлено, что формирование гранитоидов и связанного с ними золотосеребряного оруденения, вероятно, происходило вследствие субдукции Палеотихоокеанской плиты плиты под окраину континента. (Alexandrov I.A., Ivin V.V., Budnitskiy S.Yu.,Moskalenko E.Yu. // Geodynamics & Tectonophysics. 2023. Vol. 14, iss. 2. 0694.)

Рис. 12 Результаты U-Pb датирования цирконов из двух образцов гранитоидов Бекчиулского интрузивного массива

В пределах Сихотэ-Алинского орогенного пояса выявлен новый перспективный тип полезных ископаемых – комплексные руды, пространственно и генетически связанные с позднемезозойскими интрузивами ультрабазитов. Примером тому может послужить Ариадненский массив ультраосновных пород, в центре которого располагается месторождение золото-титановой минерализации, а в экзоконтакте – золото-сурьмяной. Определены основные черты минералогии и геохимии золото-медных образований в его околоинтрузивной зоне, особое внимание уделено находкам купроаурида (AuCu₂), необычным для изученной площади. Для реконструкции условий образования этих руд изучен изотопный состав серы сульфидных минералов. Полученные материалы свидетельствуют о значительном металлоносном потенциале ультрабазитов Сихотэ-Алиня (рис. 13). (Ханчук А.И., Молчанов В.П., Андросов Д.В. // Докл. РАН.Науки о Земле. 2023. Т. 511, № 1. С. 5–11.)

Рис. 13 Схема геологического строения Ариадненского рудно-россыпного узла

Данные изотопного состава современных слоев железомарганцевых корок Северной Пацифики характеризуются близкими значениями величины εNdот –3,1 до –3,3, что соответствует современной глубинной морской воде Тихого океана и является эталонным его значением для плиоцен-четвертичных железомарганцевых образований данного региона. Смещение величин εNd является отражением наличия аллотигенного материала либо указывает на изменение условий формирования железомарганцевых корок, но никак не смены генетического типа. Показано, что формирование железомарганцевых корок северной части Тихого океана осуществлялось под влиянием атлантических водных масс, поступающих через Панамский перешеек вплоть до среднего миоцена (рис. 14).(Михайлик П.Е., Вишневская И.А.,Михайлик Е.В. и др. // Изв. Томского политехн. ун-та. Инжиниринг георесурсов. 2023. Т. 334, № 2. С. 7–21.)

Рис. 14 Изотопный состав стронция и неодима гидрогенных корок Северной Пацифики. Заштрихованной областью с подписью Т.O. обозначен изотопный состав современной морской воды

На северо-восточном шельфе о-ва Сахалин 5 февраля 2022 г. произошло верхнекоровое землетрясение,связанное с подвижкой по Пильтун-Чайвинскому разлому, который до недавнего времени не рассматривался в качестве сейсмогенерирующего источника. Землетрясение попадает в область положительных приращений критических напряжений, обусловленных катастрофическим Нефтегорским землетрясением 1995 г. Накопленное тектоническое напряжение вкупе со статическими напряжениями, инициированными сильнейшим землетрясением на северо-востоке острова, привелок субвертикальным перемещениям (взбросу) по разлому, падающемуна восток. Впервые для Сахалина получены и проанализированы инструментальные данные о сильных движениях грунта в ближней зонезе млетрясения. Предложена сейсмотектоническая модель рассматриваемого сейсмогенерирующего источника, имеющего, помимо научного, прикладной аспект (рис. 15, 16). (Коновалов А.В., Степнова Ю.А., Степнов А.А.// Тихоокеан. геология. 2023. Т. 42, № 1. С. 60–75.)

Рис. 15 Фрагмент государственной геологической карты (2016), Лист N‑54 (с дополнениями авторов) в районе месторождения Чайво и вертикальный нефтегеологический разрез по профилю, пересекающий предполагаемый разлом

Рис. 16 Приращение критических Кулоновских напряжений на глубине 11 км, инициированных Нефтегорским землетрясением 1995 г. (Mw 7), и эпицентры землетрясений (M ≥ 5) в исследуемой области c 1 января 1960 г. по 5 февраля 2022 г.

На основе результатов комплексного геологического и минералого-геохимического исследования руд Намовского месторождения получены новые данные, отражающие специфику формирования оруденения. Показано, что руды месторождения (рис. 17) сформировались в тесной связи с проявлением раннемелового монцонитоидного магматизма. Типоморфные особенности вещественного состава руд и геологического строения объекта указывают на его принадлежность к золоторудным объектам, типичным для обстановок трансформной континентальной окраины. Данные изотопного анализа состава Δ³⁴SVCDT пирита, пирротина и халькопирита (+0,3÷–1,6 ‰) свидетельствуют об эндогенном источнике серы, характерном для зон глубинных сдвигов. Стадийность формирования руд обусловлена активными левосторонними синсдвиговыми дислокациями в условиях существования трансформной окраины Азиатского кратона. Первая стадия связана с альб-сеноманской главной фазой синорогенного магматизма 105–95 млн лет, а вторая – с завершающей дайковой фазой этого этапа. Пострудная гидротермальная минерализация обусловлена влиянием палеогеновой (61–55 млн лет) магматической активизации. (Гребенникова А.А., Доброшевский К.Н., Вах А.С. и др. // Тихоокеан. геология. 2023. Т. 42, № 6. С. 96–117.)

Рис. 17 Схематическая геологическая карта месторождения Намовское (по материалам Г.С. Белянского, 2012 г.; В.А. Михайлова, 1998 г.; К.Н. Доброшевского, 2012 г.)

Выдвинута новая гипотеза палеогеодинамической обстановки формирования Чугуевского и Бреевского массивов Калиновского офиолитового комплекса, основанная на результатах U-Pb LA-IСP-MS изотопно-геохимических исследований цирконов из габброидов (рис. 18). Установлено, что изученные габбро-гипербазитовые массивы представляют собой фрагменты офиолитов, формировавшихся на протяжении примерно 20 млн лет в пермское время, а не в девон-каменноугольное,как полагалось ранее. Микроэлементный состав цирконов в изученных породах свидетельствует о присутствии корового источника во время их кристаллизации, хотя сами породы обладают геохимическими признаками островодужного происхождения. Обстановка образования массивов, скорее всего, никак не связана с внутриокеаническими структурами. Предполагается, что они развивались в задуговом бассейне в присутствии фрагментов континентальной коры либо на активной континентальной окраине. Полученные выводы вносят значительный вкладв понимание геодинамической истории региона и могут послужить основой для дальнейших палеогеодинамических реконструкций тектоностратиграфических единиц Сихотэ-Алинского орогенного пояса. (Голич А.Н., Высоцкий С.В.// Вестн. ДВО РАН. 2023. № 4. С. 38–50.)

Рис. 18 Составы цирконов из пород Чугуевского и Бреевского массивов Калиновского офиолитового комплекса на диаграммах: А – (Sm/La)n – Ce/Ce* [Hoskin, 2005]; Б – Hf – U/Yb [Grimes et al., 2007, 2015]; В – Nb/Yb – U/Yb [Grimes et al., 2015]; Г – log10 (Nb/Yb) – log10(U/Yb) [Grimes et al., 2015]. Условные обозначения: 1 – габбронорит, Чугуевский массив; 2 – амфиболовое габбро, Бреевский массив. (Sm/La)n = (Sm/0,153)/(La/0,237); Ce/Ce* = (Ce/0,612)/√(La/0,237)*(Pr/0,095)

Впервые на основе данных изучения флюидно-расплавных включений в рудоносных вулканических породах показано, что скарновое Pb-Zn рудообразование, проявившееся в финале формирования раннепалеоценового дальнегорского вулканоплутонического комплекса, связано с поздними дифференциатами флюидонасыщенного очага в форме суперплюмазитового ультракалиевого расплава, обогащенного серой, хлором и рудными компонентами (Zn, Mn, Fe,Ti) (рис. 19). Ареалы проявления возникающих в процессе рудообразования эксплозивных брекчий выступают индикаторами присутствия сульфидных руд на глубине. (Елисеева О.А., Тихомиров Д.В., Раткин В.В. // Вестн. ДВО РАН.2023. № 4. C. 92–107.)

Рис. 19 Положение модельных точек эволюционирующего состава РВ эксплозивных брекчий и состава ультракалиевых рудоносных даек Арсеньевского и Лидовского месторождений на Ab-Qtz-Or диаграмме. 1 – РВ в кристаллокластах кварца из обломочного цемента брекчий; 2 – РВ в кварце обломков трахидацитовых пород; 3 – РВ в кварце обломков риодацитов; 4 – дайковые ультракалиевые риолиты Арсеньевского месторождения; 5 – дайковые ультракалиевые риолиты Лидовского месторождения

В результате U-Pb изотопного датирования цирконов LA-ICP-MS методом впервые получены данные об абсолютном возрасте вулканических пород тальминской толщи, а также интрузивных образований, ранее относимых к гамовскому и гвоздевскому комплексам, распространенных в южной части Лаоэлин-Гродековского террейна (южное Приморье) (рис. 20). Показано, что формирование вулканических пород происходило в интервале (233–204 млн лет), соответствующем карнийскому-рэтскому ярусам верхнего триаса. Внедрение изученных гранитоидов в пределах рассматриваемого района происходило в два этапа. Первый этап соответствует позднейперми–среднему триасу (259–244 млн лет) – времени формирования гамовского комплекса. Второй (206–203 млн лет), установленный впервые для этой территории, отвечает рэтскому ярусу позднего триаса. Предполагается,что гранитоиды этого возраста являются интрузивной фацией тальминского вулканического комплекса. В то же время, согласно полученным изотопно-геохронологическим данным, раннеюрский возраст гранитоидов гвоздевского комплекса, столь широко представленного на геологической карте исследуемого района, не подтвердился. (Чащин А.А., Чащин С.А., Голозубов В.В. и др.// Вестн. ДВО РАН. 2023. № 4. С. 51–69.)

Рис. 20 Схематическая геологическая карта юго-западного Приморья (составлена по: С.В. Коваленко, 2000) и места отбора образцов. 1 – вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные кайнозойские образования; 2 – раннемеловые терригенные образования гладкинской толщи; 3 – позднетриасовые (?) андезибазальты, андезиты, дациты и игнимбриты тальминской толщи; 4 – отдельные экструзии андезитов и их кластолавы позднетриасовой (?) тальминской толщи; 5 – позднепермские вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы барабашской свиты; 6 – пермские вулканогенно-осадочные и осадочные образования решетниковской свиты; 7 – ранне-меловые диоритовые порфириты и мелкозернистые габбродиориты камышового комплекса; 8 – раннеюрские гранитоиды гвоздевского комплекса: граниты биотитовые, субщелочные лейкограниты и гранит-порфиры первой фазы (а), штоки, дайки субщелочных лейкогранитов второй фазы (б); 9 – позднепермские кристаллосланцы новгородского комплекса; 10, 11 – позднепермские гранитоиды гамовского комплекса: биотит-роговообманковые диориты (10), плагиограниты, биотит-роговообманковые гранодиориты (11); 12 – позднерифейские перидотиты, кортландиты и габбро сусловского комплекса; 13 – позднерифейские метаморфиты кубанского комплекса; 14 – основные разломы: достоверные (а) и предполагаемые (б); 15 – пункты, для которых имеются определения радиологического возраста (в млн лет), полученные U/Pb методом; 16 – блоки Тальминского палеовулкана: I – северный, II – центральный, III – восточный