Тектоническая интерпретация палеомагнитных данных по мезозойским и кайнозойским комплексам Западной Камчатки тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.03, кандидат геолого-минералогических наук Чернов, Евгений Евгеньевич

• Чернов, Евгений Евгеньевич
• кандидат геолого-минералогических наук
• 2002

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Чернов, Евгений Евгеньевич

Актуальность работы. Настоящая диссертационная работа выполнена в рамках одного из научных направлений Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН: "тектоника окраинных морей", а также в рамках работы над составлением "Тектонической карты Охотоморского региона". Актуальной проблемой, исследованию которой посвящена предлагаемая диссертация, является изучение тектонического развития обрамления Охотоморской плиты, которая представляет собой отдельную тектоническую провинцию. В пределах складчатых поясов, окаймляющих Охотоморскую плиту, преобладают покровно-складчатые комплексы аккреционных призм, имеющие преимущественно меловой возраст, который изменяется в зависимости от времени причленения к Евразии различных по происхождению террейнов. Необходимо выяснить, какие из геологических комплексов, участвующих в структуре складчатых поясов, являются террейнами, какова кинематика террейнов и механизмы их тектонического совмещения с окраиной материка. Эти задачи могут быть решены с помощью палеомагнитного метода, а некоторые из них - только этим методом.

Геологические структуры Камчатки являются восточным складчатым обрамлением Охотоморской плиты. Здесь при геологическом картировании и тематических исследованиях была выявлена сложная неоднородная геологическая структура, сформированная в разное время [Аккреционная тектоника., 1993; Богданов, Добрецов, 2002; Богданов, Чехович, 2002; Соколов, 1992; Тектоническая карта., 2000;]. Палеомагнитные исследования двух структурных зон Камчатки -Восточно-Камчатской, сформированной в раннем эоцене, и зоны Восточных полуостровов Камчатки, сформированной в миоцене, показали экзотическую природу островодужных комплексов, находящихся в структуре этих зон [Коваленко, 2000; Левашова, 1999]. Актуальность дальнейшего исследования Камчатки палеомагнитным методом состоит в необходимости получить новые палеомагнитные определения для геологических комплексов Западной Камчатки, структура которой формировалась в конце мела, а также для неоавтохтонных толщ, перекрывающих комплексы террейнов, для оценки палеомагнитным методом времени тектонического совмещения террейнов с материком.

Целью работы являлось палеомагнитное и геологическое изучение структуры Западной Камчатки 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 структуре Западной Камчатки, и неоавтохтонных кайнозойских толщ этого района, оценить величины широтных перемещений исследованных геологических комплексов и время их тектонического совмещения с окраиной материка;

2) Используя склонения векторов намагниченности пород, оценить величины и направления вращений геологических блоков, входящих в структуру Западной Камчатки;

3) На основе совместного анализа палеомагнитных и геологических данных предложить тектонические модели, объясняющие формирование структурных особенностей Западной Камчатки.

Фактический материал. Палеомагнитные коллекции собирались автором на Западной Камчатке в течение 4 полевых сезонов 1998-2001 гг. Всего было отобрано из обнажений и обработано около 1200 палеомагнитных образцов. Отбор палеомагнитных образцов сопровождался детальным описанием геологических разрезов. Исследованы следующие районы: побережье Охотского моря к северу от устья р. Палана, бассейны рек Тихая и Рассошина, полуострова Омгон и Утхолок, мыс Хайрюзова. Все новые материалы приведены на схемах, в таблицах, на стереограммах и диаграммах. В работе также использованы литературные данные по палеомагнетизму пород Камчатки, полученные сотрудниками ГИН РАН, ИФЗ РАН и других организаций, и опубликованные данные о геологическом строении Камчатки.

Практическое значение. Новые данные могут быть использованы при составлении палеогеодинамических схем формирования нефтегазоносных бассейнов Западной Камчатки.

Личный вклад автора. Участвовал в отборе палеомагнитных проб из различных геологических объектов Западной Камчатки. Исследовал палеомагнитным методом коллекции ориентированных образцов, отобранных из обнажений во время полевых работ. Проводил совместно с Д.В.Коваленко тектоническую интерпретацию полученных палеомагнитных данных.

Научная новизна. В работе приведены результаты детальных палеомагнитных исследований геологических комплексов пород, входящих в структуру Западной Камчатки. Рассчитаны кривые широтной миграции Западно-Камчатской микроплиты и определено время ее коллизии с материком. Предложена модель, объясняющая формирование структурных особенностей этого региона.

Апробация работы. Основные положения работы докладывались на XXXIV Тектоническом совещании Межведомственного Тектонического Комитета (Москва, МГУ, 2001); на 7-й международной конференции по тектонике плит им. J1. П. Зоненшайна (Москва, 2001); на научных чтениях памяти акад. A. JI. Яншина (Москва, ИЛРАН, 2000); на 1-х и 2-х Яншинских чтениях (ИЛРАН, 2001 и 2002); на заседании секции геологии Московского общества испытателей природы (МГГУ, 1999), на Московском городском палеомагнитном семинаре (ИФЗ РАН, 2002).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 10 работ.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы. Она включает 7 таблиц, 29 рисунков, общий объем работы -111 страниц.

Благодарности. Автор глубоко признателен чл.-корр. РАН Н. А. Богданову за поддержку в период сбора фактического материала и подготовки работы и за критические замечания при обсуждении различных аспектов работы. Я благодарю д.г.-м.н. В.Д.Чеховича, д.г.-м.н. B.C. Вишневскую, д.г.-м.н. И.А. Басова, д.г.-м.н. M.JL Баженова, д.г.-м.н. А.Н.Диденко, к.г.-м.н. С. В. Шипунова за обсуждение моих работ и полезные советы; сотрудников обсерватории "Борок" за предоставление аппаратуры для петромагнитных исследований, М.И. Ильина за помощь в проведении микрозондовых исследований. Особую благодарность выражаю научному руководителю этой работы д.г.-м.н. Д.В. Коваленко.

Работа выполнялась при поддержке грантов РФФИ № 00-05-64005 и 00-0564004, а также гранта № 321 6-го конкурса-экспертизы 1999 г. научных проектов молодых ученых РАН.

ГЛАВА 1. ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ

КАМЧАТКИ

Первые исследования геологии Камчатки начались еще в восемнадцатом веке. Сведения, полученные в результате этих исследований, приводятся в работах С. П. Крашенинникова [1775], К. Дитмара [1901], К. И. Богдановича [1904], Л. Эрмана [1925].

К. Дитмар [1901] в своей работе описал структуру Камчатки как огромную антиклиналь северо-восточного простирания, в ядре которой обнажаются метаморфические, а на крыльях - третичные образования. В 1904 г. К. И. Богданович выделил несколько антиклинальных зон, сложенных, по его мнению, различными по возрасту породами. Наиболее древние образования он относил к палеозою (не древнее девона), а самые молодые - к плиоцену.

В. А. Обручев в 1927 г., основываясь на данных К. И. Богдановича, выделил на Камчатке несколько фаз складчатости: палеозойскую, во время которой были сформированы структуры северо-западного простирания, мезозойскую, во время которой сформировались структуры север-северо-восточного простирания и третичную, во время которой образовались структуры северо-восточного простирания.

В 1934 г. С. В. Обручевым была составлена тектоническая схема Востока СССР [Обручев, 1934]. Структура Камчатки на ней рассматривалась как симметричный ороген, сформировавшийся в альпийскую эпоху складчатости.

В 30-х годах началось планомерное изучение геологического строения региона, ведущая роль в котором в то время принадлежала геологам ВНИГРИ и Академии наук СССР. Сотрудники ВНИГРИ в основном занимались изучением перспектив нефте- и угленосности различных геологических структур Камчатки.

Благодаря проведенным работам было выявлено более сложное, чем считалось ранее, геологическое и тектоническое строение Камчатки. В 1940 г. на основании полученных новых данных была издана геологическая карта Камчатки масштаба 1:2000000 под редакцией Заварицкого [1940].

С 1950-х гг. на территории Камчатки проводилась геологическая съемка масштаба 1:200000. В результате съемочных работ значительно более дробно расчленены четвертичные вулканиты, слагающие стратовулканы, лавовые и шлако-лавовые конусы; установлено несколько крупных и ряд мелких структур, сформированных меловыми и неогеновыми отложениями; на основании многочисленных сборов и определения фауны и флоры детально расчленены кайнозойские отложения.

В 1951 г. появилась тектоническая схема Камчатки О. С. Вялова [1951]. На ней на юге полуострова был показан поворот структур северо-восточного простирания к востоку. Смене северо-восточного простирания структур на северозападное большое значение уделялось в работах В. И. Тихонова и Г. Б. Удинцева. Они считали, что первичные структуры Камчатки имели северо-западное простирание и только позднее приобрели северо-восточное направление [Тихонов, Ривош, 1961]. В то же время Г. М. Власов и В. А. Ярмолюк считали, что ведущая роль в тектонической строении Камчатки принадлежит структурам с северовосточным простиранием [Власов и др., 1963].

В 1955 г. тектоническую схему Камчатки составил М. Ф. Двали [1955]. На ней были выделены шесть тектонических областей: Срединно-Камчатского хребта, Восточно-Камчатского хребта (с разделением на зоны), Восточно-Камчатских вулканов, Восточного побережья, Западного побережья и Центрально-Камчатской депрессии. Отмечалось, что Камчатка претерпела несколько циклов геосинклинального развития, среди которых ведущая роль принадлежит мезозойскому этапу. Также подчеркивалось, что Камчатка является мобильной переходной зоной между континентом и Тихим океаном.

Важным итогом, обобщившим первый этап площадного картирования Камчатки, начавшегося с создания в 1950 г. геологической службы Камчатки, явилась книга "Геология СССР", т. XXXI [1968]. В ней Камчатка отнесена к молодым тектоническим сооружениям Востока Азии и считается частью Курило-Камчатской дуги. В структуре Камчатки было выделено три структурно-фациальные зоны: Западно-Камчатская, Центрально-Камчатская и Восточно-Камчатская и

Срединный и Восточный молодые наложенные вулканические пояса. Формирование структур Камчатки происходило в геосинклинальных условиях, начиная с позднего мела. Выделяется пять фаз складчатости.

П. Н. Кропоткин, анализируя строение Камчатки, выделил внутреннюю зону Камчатки, в которую входят Западно-Камчатский прогиб, поднятие Срединного хребта и Тигильской зоны и внешнюю зону. Граница между ними проводится по глубинному разлому, отделяющему геоантиклиналь Срединного хребта от Центрально-Камчатской депрессии. Южный отрезок Камчатки, перекрытый четвертичными вулканитами, отнесен им к внешней дуге Курильской системы. П. Н. Кропоткин указывает на важную роль Петропавловско-Малкинской зоны поперечных дислокаций. Им предполагается, что структура меловых и кайнозойских отложений Камчатки создавалась в основном в результате тектонических движений на границе мела-палеогена и в миоцене [Кропоткин, Шахварстова, 1965].

В 60-е - 70-е годы начались тематические исследования на Камчатке.

В результате проведения тематических работ на востоке Камчатки было выявлено широкое развитие надвигов в Восточных хребтах и офиолитов на Восточных полуостровах Камчатки [Шанцер, Тихонов, 1967; Тихонов, 1968; Селиверстов, 1978].

При обобщающих построениях использовалась в основном тектоническая схема, предложенная Г. М. Власовым [Геология СССР, т. XXXI, 1964]. В дальнейшем в этой схеме производились лишь небольшие изменения и уточнения. Так, М. С. Марковым и М. Ю. Хотиным была доказана принадлежность п-ова Камчатский Мыс к основанию Алеутской островной дуги [Марков и др., 1969, 1972].

Вследствие установления сходства офиолитовых ассоциаций с разрезом океанической коры [Пейве, 1969] произошла модификация геосинклинальной концепции и пересмотр взглядов на тектоническое развитие Камчатки. Новые взгляды нашли отражение на Тектонической карте Северной Евразии масштаба 1:5000000 и Тектонической карте Востока СССР масштаба 1:2500000, изданных в 1979 г. Тектоническое районирование на них проведено по времени формирования континентальной коры. На территории Камчатки выделены две области с разным временем формирования гранитно-метаморфического слоя. Для Западной Камчатки время становления континентальной коры относится к позднему мелу-палеоцену. Восточная Камчатка отнесена к областям с формирующимся гранитно-метаморфическим слоем. При этом указывается, что данная область заложилась на океанической коре в меловое время. На этих картах выделялись также фрагменты меланократового фундамента, комплексы-показатели становления континентальной коры.

В работе М. Н. Шапиро [Шапиро, 1976] анализируется строение и тектоническое развитие восточного обрамления Камчатки. Он основывается на тектонической схеме Г. М. Власова [Геология СССР, т. XXXI, 1964], но считает, что структура переходной зоны наложена на доверхнемиоценовую структуру Камчатки. По его мнению, в допозднемиоценовое время к востоку от Камчатки находились блоки с корой континентального или субконтинентального типа, которые в позднем кайнозое были замещены структурами с океанической корой. Замещение происходило in situ [Шапиро, 1976].

Близкие взгляды на тектоническое развитие Камчатки высказывались Г. Б. Удинцевым. Он указывал на связь структур возвышенности Обручева с геосинклинальными образованиями Восточной Камчатки, которая была отделена от них молодой плиоцен-четвертичной дугой и желобом [Удинцев, 1972; Васильев, Удинцев, 1982].

Иную схему тектонического строения приводит в своей работе В. И. Шульдинер. Он полагает, что всю Камчатку подстилает континентальная кора, но различных типов: Западную Камчатку - сиалическая, а Восточную - мафическая. Развитие переходной области от океана к континенту происходит в результате преобразования океанической коры в континентальную кору мафического типа [Шульдинер, и др., 1981].

В книге В. И. Мараханова и С. В. Потапьева на основе традиционного деления Камчатки на две структурные зоны было уточнено пространственное положение Восточно-Камчатского антиклинория и синклинория, Центрально-Камчатского грабен-синклинория и Срединного антиклинория, выявлен ряд новых структур. Ими отмечается, что Восточно-Камчатская тектоническая зона заложилась на коре океанического типа и прошла эвгеосинклинальное развитие, а Западно-Камчатская зона развивалась на субконтинентальной коре эпимезозойской Охотоморской плиты [Мараханов, Потапьев, 1981].

В конце семидесятых годов XX в. объяснение геологического и тектонического строения Камчатки начинает проводиться на основе мобилистских концепций. Первая попытка применить теорию тектоники литосферных плит к решению проблемы тектонического развития Камчатки была предпринята В. А. Леглером в 1978 г. Им было выделено два района, имеющих разные типы фундамента: Юго-Западный, где обнажаются Срединный и Ганальский массивы метаморфических пород, и Северо-Восточный с меловым возрастом фундамента. Предполагается, что граница раздела районов с разным типом фундамента являлась границей континента и океана в палеоценовое время. Вся дальнейшая история Камчатки рассматривается как возникновение и перемещение вулканических дуг к востоку [Леглер, 1978].

Развитие Камчатки как процесса зарождения и миграции островных дуг с запада на восток рассматривается в книге Б. В. Ежова и А. А. Ищенко [1984]. Предполагалось, что в середине мела произошла быстрая океанизация субконтинентальной коры палеозойско-мезозойского возраста на месте Восточной Камчатки. На этой новообразованной океанической коре и происходило развитие островных дуг [Ежов, Ищенко, 1984]. В работах Энгебретсона с соавторами [1988], Лонсдейла [1988], М. В. Кононова [1989] и Л. П. Зоненшайна с соавторами [1990] доказываются значительные перемещения террейнов, двигавшихся вместе с океаническими плитами.

Детальное изучение меловых образований Восточной Камчатки и Восточных полуостровов показало, что почти повсеместно они находятся в аллохтонном залегании, отражая крупномасштабные процессы аккреции, происходившей на континентальной окраине [Разницын Ю. Н. и др., 1984,1985; Цуканов, Зинкевич, 1987; Шанцер и др., 1985, ]. Исследование состава и строения среднеюрскопалеогеновых комплексов показало, что они сопоставляются с образованиями различных частей островных дуг и окраинных бассейнов.

На Восточной Камчатке и на Восточных полуостровах сотрудниками Института литосферы, ИФЗ РАН и ГИН РАН были проведены палеомагнитные исследования мел-палеогеновых островодужных толщ [Коваленко, 1990; Печерский, Шапиро, 1996; Levashova, Bazhenov, 1997]. В результате этих исследований было установлено, что все изученные островодужные толщи формировались в конце мела на сороковых широтах в Тихом океане на 2000 км южнее их современного положения.

С середины 1980-х гг. территория Камчатки изучается сотрудниками Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН. Были выполнены стратиграфические, структурные, палеомагнитные, петрохимические и микропалеонтологические исследования различных объектов Западной и Восточной Камчатки.

В. Д. Чехович с соавторами [Геология Западного Беринговоморья, 1990; Чехович, 1993] провел изучение геологической структуры о. Карагинского. В структуре острова были выделены структурно- вещественные комплексы, показаны условия их формирования с мобилистских позиций, оценен их возраст. В целом о. Карагинский с геологической точки зрения рассматривается в работах В. Д. Чеховича как аккреционная призма, формировавшаяся при субдукционных процессах под материк в кайнозое. И. Р. Кравченко-Бережным [1989] и А. В. Федорчуком [1990] проведено исследование геохимических особенностей магматических пород Восточной Камчатки и также сделаны предположения о геодинамических условиях их формирования. В работе [Богданов и Кепежинскас, 1988] на основе петролого-геохимических исследований плиоцен-четвертичных вулканитов на Камчатском перешейке и в Олюторской зоне и ксенолитов в них, показано, что Камчатский перешеек, в отличие от Олюторской зоны, характеризуется континентальным типом коры.

Работы по изучению нефте- и угленосности Западной Камчатки в 30-х гг. проводили Б. Ф. Дьяков, И. Б. Плешаков, Л. В. Микулич, М. Ф. Двали, П. Г. Туганов.

Первая стратиграфическая схема Западно-Камчатского региона, впоследствии претерпевшая значительные изменения, была составлена Б. Ф. Дьяковым, им же указано на проявление четырех фаз тектогенеза и впервые установлена нефтеносность меловых, палеогеновых и неогеновых отложений Тигильского района.

Систематические исследования Западной Камчатки начались в 1947 г. Б. Ф. Дьяков разработал новую унифицированную стратиграфическую схему для территории этого района, которая явилась основой для всех последующих работ на Западной Камчатке [Дьяков, 1955]. Образования мела расчленены на четыре свиты: пенсантайнскую, омгонскую, ирунейскую, хайрюзовскую. Кайнозойские образования им были разделены на тигильскую (палеоцен-нижний олигоцен), ковачинскую (верхний олигоцен), ваямпольскую (нижний, средний миоцен), кавранскую (верхний миоцен-плиоцен) и эрмановскую (верхний плиоцен-плейстоцен) толщи. Все толщи, кроме тагильской, в которой установлен ряд фаций, подразделены на свиты.

А. В. Горячевым подчеркивалось принципиальное отличие в строении Западной и Восточной Камчатки. Граница между этими зонами проводилась им по Центрально-Камчатской депрессии. Он полностью отрицает поворот структур с северо-восточным простиранием в районе г. Петропавловска-Камчатского в сторону Тихого океана [Горячев, 1966].

Такое же деление Камчатки на Западно- и Восточно-Камчатскую зоны проводит JI. И. Красный, при этом первая относится им к области с завершенной складчатостью, а вторая рассматривается как активно развивающийся район [Геологическое строение., 1966].

В 1959 г. в г. Охе на стратиграфическом совещании принята унифицированная стратиграфическая схема палеогеновых и неогеновых отложений Западной Камчатки, ставшая основой для легенды Западно-Камчатской серии геологических карт масштаба 1:200000.

В 1959-1967 гг. в Тигильском районе проводил тематические работы А. Р. Гептнер [1968] с целью изучения стратиграфии континентальных позднекайнозойских отложений Западной Камчатки. Стратиграфическая схема опирается в основном на палеоботанические данные.

В 1977 и 1981 гг. Н. Т. Демидовым были проведены стратиграфические работы в районе оз. Паланского, р. Инноваям и на побережье Охотского моря. В результате этих исследований были детально описаны меловые и нижнепалеогеновые отложения, а также миоцен-четвертичные вулканиты. Ю. Б. Гладенков и А. Е. Шанцер с соавторами продолжили изучение стратиграфии Западной Камчатки [Нижний палеоген., 1997; Эоцен Западной., 1991]. В их работах приводятся новые данные о возрасте кайнозойских толщ, на основе которых существенно уточняются стратиграфические схемы Камчатки.

С 1998 г. сотрудниками Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН проводятся целенаправленные исследования геологии Западной Камчатки. Было установлено, что в структуре Западно-Камчатской зоны присутствуют мезозойские толщи, залегающие в покровно-складчатой структуре [Богданов и др., 1991; Богданов и Чехович, 1999; Коваленко, 2001], и сформированные в разных геодинамических обстановках [Богданов и Чехович, 1999]. Меловые [Соловьев и др., 2001] терригенные кварц-полевошпатовые толщи, скорее всего, накапливались на шельфе и склоне окраины материка. Юрско-меловые [Курилов, 2000; Палечек и др.,2000] кремнистые и кремнисто-вулканогенные комплексы формировались в условиях открытого бассейна. Позднемеловые вулканогенно-осадочные толщи, формировавшиеся, по мнению Н.А. Богданова и В.Д. Чеховича, на окраине Западно-Камчатской микроплиты [Тектоническая карта., 2000; Богданов и Чехович, 2002], содержат вулканические породы, имеющие петролого-геохимические характеристики, схожие с островодужными. Покровно-складчатая структура Западно-Камчатской зоны, вероятно, была сформирована в маастрихте-дании [Тектоническая карта., 2000; Богданов и Чехович, 1999, 2002; Чернов и Коваленко, 2000; Коваленко, 2001]. Палеомагнитные исследования, обсуждающиеся в данной работе, показали, экзотическое происхождение аллохтонных комплексов Западной Камчатки [Чернов и Коваленко, 2000, 2002; Коваленко, 2001, 2000].

Существующие геологические данные по Камчатке были обобщены в работах Н. А. Богданова и В. Д. Чеховича [Богданов, 1998; Богданов и Чехович,

1999, 2002], а также представлены в виде тектонических карт с объяснительными записками [Тектоническая карта., 1992; 2000].

ГЛАВА 2. КРАТКИЙ ОЧЕРК ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ

КАМЧАТКИ

Камчатка занимает крайнее к океану положение в геологических структурах Северо-Востока России. Тектоническое развитие Камчатки во многом определяется субдукцией Тихоокеанских литосферных плит в мелу и кайнозое, а также процессами, протекающими в Командорской и в Алеутской котловинах во второй половине кайнозоя после заложения Алеутской островной дуги.

Анализ многочисленных геологических материалов по Камчатке, обобщенных в "Тектонической карте Охотоморского региона" под редакцией Н. А. Богданова и В. Е. Хаина и в объяснительной записке к ней [2000], позволил выделить в настоящее время на Камчатке три района, различающихся по времени формирования покровно-складчатых деформаций коллизионного типа (рис.1): Западно-Камчатский район с маастрихтским возрастом покровно-складчатых деформаций, район Центральной и Восточной Камчатки с раннеэоценовым возрастом покровно-складчатых деформаций и Восточные полуострова Камчатки с миоценовым возрастом покровно-складчатых деформаций.

На Западной Камчатке в покровно-складчатой структуре предположительно западной вергентности участвуют три главных комплекса: меловой терригенный флишоидный комплекс, вероятно, формировавшийся на окраине континента, кремнистый и базальтово-кремнистый комплексы юрско-мелового возраста, сформированные в условиях открытого бассейна и позднемеловой кремнисто-эффузивно-пирокластический комплекс, вулканические породы которого имеют петролого-геохимические характеристики, схожие с островодужными. Покровно-складчатая структура Западной Камчатки с несогласием перекрыта кайнозойской молассой. Начало накопления молассового комплекса датируется палеоценом. В отдельных районах Западной Камчатки закартированы вулканогенные толщи позднемаастрихт-палеоценового (м. Хайрюзова, п-ов Утхолок, р-н к северу от устья р. Анадырки, устье р. Шаманки) и среднеэоценового (Паланский р-н) возраста, сформированные в условиях окраинно-континентального вулканического пояса [Нижний палеоген, 1997].

Более подробное описание геологического строения Западной Камчатки будет дано ниже.

160°В

160°В

Рис. 1. Схема тектонического строения Камчатки по [Тектоническая карта Охотоморского региона., 2000 и Аккреционная., 1993] с дополнениями автора.

Условные обозначения: 1, 2: Западно-Камчатская зона. 1 - кайнозойские осадочные толщи; 2 - блоки вулканогенно-осадочных и кремнисто-вулканогенных комплексов островных дуг и окраинных морей (J3-K); 3 - Западно-Камчатско-Корякский окраинно-континентальный вулканический пояс (кинкильские и божедомовские вулканиты, Р,); 4 - Центрально-Камчатская зона (вулканогенные, кремнисто-вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы островных дуг и окраинных морей, К2-Р,); 5 - выступы метаморфических пород (PZ-MZ); 6 - лесновские и хозгонские флишоидные толщи (К-Р,); 7 - Центрально-Камчатский прогиб (осадочные толщи, P-N); 8 - Восточно-Камчатская зона (офиолиты (К2), вулканогенно-осадочные комплексы островных дуг (К2-Р,) и флишоидные толщи (ветловский комплекс) (Р); 9 - Тюшевский прогиб (кайнозойские осадочные толщи); 10 -зона террейнов Восточных полуостровов Камчатки (вулканогенно-осадочные и кремнисто-вулканогенные комплексы островных дуг (К2-Р) и блоки сложного строения (K-N); 11 - Центрально-Камчатский вулканический пояс (P3-Q); 12 - Восточно-Камчатский вулканический пояс (Q); 13 - разрывные нарушения: а - надвиги, б - субвертикальные. Цифры на схеме: 1 - Пенжинский р-он; 2 - Паланский р-он; 3 - п-ов Омгон; 4 - бассейн р. Рассошина; 5 - система хребтов Кылымс-Медвежий-Пенсантайн; 6 - п-ов Утхолок; 7 - бассейн р. Тихая; 8-м. Хайрюзова; 9 - Колпаковский р-он; 10 - Камчатский перешеек; 11 - юг Срединного хр., 12, 13, 14 ~ Малкинский, Ганальский и Хавывенский выступы метаморфических пород;; 15 - о. Карагинский; 16 - п-ов Озерной; 17 - хр. Кумроч, 18 - хр. Тумрок; 19 - хр.Валагинский; 20 - п-ов Камчатский Мыс; 21 - п-ов Кроноцкий; 22 - п-ов Шипунский.

На Центральной Камчатке в структуре западной вергентности тектонически совмещены: метаморфические комплексы разного возраста, которые, в работах [Тектоническая карта., 2000; Богданов и Чехович, 2002] рассматриваются как выступ фундамента Западно-Камчатской микроплиты; позднемеловые-раннекайнозойские терригенные кварц-полевошпатовые флишоидные толщи (хозгонская серия на юге Центральной Камчатки и лесновская свита на Камчатском перешейке), по-видимому, сформированные при размыве различных сиалических блоков; позднемеловые-раннепалеоценовые кремнисто-осадочные и вулканогенно-терригенные комплексы, имеющие островодужные и окраинноморские характеристики [Богданов и др., 1982; Федорчук и др., 1991; Аккреционная тектоника., 1993; Богданов и Чехович, 1999].

На юге Центральной Камчатки нижнее структурное положение занимают метаморфические толщи, которые, по мнению И. А. Тарарина [Тарарин, 1988], слагают единый стратиграфический разрез, а по мнению Г. Е. Бондаренко и Н. Б. Кузнецова и А.В.Рихтера [Бондаренко, 1997; Бондаренко и др., 1993; Рихтер, 1995], являются пакетом тектонических пластин. На метаморфитах с несогласием залегают конгломераты барабской свиты датского возраста, представленных в нижней части свиты гальками кислых и средних пород островодужного типа, а в верхней -гальками метаморфических пород. На барабские конгломераты, а местами на метаморфиты с востока надвинуты флишоидные толщи хозгонской свиты кампанского возраста на которые, в свою очередь, в том же направлении надвинуты кремнисто-туфогенные породы ирунейской свиты сантон-маастрихтского возраста. На породы ирунейской свиты надвинут кирганикский покров, сложенный грубообломочными туфогенными породами и эффузивами основного и среднего состава позднекампан-датского возраста. Плоскости надвигов полого падают на восток. По зонам надвига внедрялись миоценовые силлы. Складчато-надвиговая структура перекрыта полого залегающими вулканитами олигоценового возраста [Шапиро и др., 1986; Зинкевич и др., 1994].

На севере Центральной Камчатки автохтоном являются флишоидные толщи лесновской свиты, на которые с востока надвинут пакет тектонических пластин и чешуй, сложенных кремнисто-туфогенными отложениями ирунейской свиты сантон-маастрихтского возраста [Шанцер и др., 1985; Федорчук и Извеков, 1992; Соловьев и др., 2001].

На Центральной Камчатке установлены два этапа покровно-складчатых деформаций. Первый этап (конец мела-начало палеоцена) проявлен только на юге зоны и выделяется по возрасту метаморфизма (65-70 млн лет, датировки К/Аг методом), по времени формирования синкинематических плагиогранитов (возраст оценен Rb-Sr методом - 66±10 млн лет [Бондаренко и др., 1993]) и времени накопления барабских конгломератов. Второй этап деформаций (ранний эоцен) наиболее четко проявлен на севере Центральной Камчатки, где деформированные в сложные изоклинальные складки флишоидные толщи лесновской свиты и надвинутые на них образования ирунейской свиты сшиваются Шаманкинской интрузией среднеэоценового возраста и перекрываются с резким угловым несогласием среднеэоценовыми кинкильскими вулканитами [Шанцер и др., 1985; Федорчук и Извеков, 1992; Соловьев и др., 2001]. На юге Центральной Камчатки с этим этапом деформаций, по-видимому, связано образование в породах малкинской серии метаморфических цирконов, возраст которых, полученный Rb-Sr методом -47,3±0,2 млн лет [Бондаренко и др., 1993].

В структуре Восточной Камчатки наиболее распространены вулканогенно-кремнисто-терригенный комплекс островодужного типа позднемелового-раннепалеоценового возраста и раннекайнозойский терригенный комплекс, скорее всего сформированный в условиях глубоководного желоба. Во многих районах среди позднемеловых-раннепалеоценовых толщ обнажаются блоки, сложенные фрагментами офиолитовых ассоциаций. В некоторых районах Восточной Камчатки обнажаются метаморфические комплексы (Ганальское поднятие на юге и Хавывенский выступ на севере), включающие островодужные и океанические толщи, метаморфизованные до амфиболитов [Рихтер, 1991; Бадрединов и др., 1989; Аккреционная тектоника., 1993]. Важным элементом строения Ганальского выступа являются синкинематические пластовые тела габбро и плагиогранитов, маркирующие зоны надвига тектонических покровов, в том числе и залегающие в основании надвига позднемеловых неметаморфизованных островодужных толщ.

Восточная часть Восточной Камчатки характеризуется структурой восточной вергентности, при этом поверхности надвигов и осевые плоскости складок имеют крутые углы падения. На западе этой зоны аллохтонные комплексы залегают в виде полого падающих пластин, которые иногда секутся разрывными нарушениями, имеющими характерное для восточной части зоны крутые углы падения [Аккреционная тектоника., 1993].

Структуры Восточной Камчатки ограничены с запада Центрально-Камчатской депрессией, продолжающейся на север в пролив Литке, выполненной верхнекайнозойскими толщами, а на востоке перекрывают по надвигу Гречишкина миоценовые осадочные толщи Тюшевского прогиба [Аккреционная тектоника., 1993].

Полученные К/Ar методом возраст синдеформационного метаморфизма и время образования синкинематических плагиогранитов Ганальского массива, составляющие 50,7±1,5 и 47±1,2 млн лет, соответствуют раннему эоцену (границе ипра-лютета) [Аккреционная тектоника., 1993]. На Хавывенской возвышенности возраст метаморфизма, определенный Аг /Аг методом, составляет 55,2±5 млн лет [Аккреционная тектоника., 1993]. На юге Валагинского хребта интенсивно деформированные палеоценовые отложения ветловского комплекса с резким угловым несогласием перекрываются полого залегающими среднеэоценовыми осадочными толщами; на севере хребта Кумроч дислоцированные в изоклинальные складки меловые толщи с несогласием перекрыты эоцен-олигоценовыми отложениями правократонской свиты [Аккреционная тектоника., 1993]. На о-ве Карагинский в терригенных отложениях флишоидной толщи средне-верхнеэоценового возраста присутствуют олистостромовые горизонты, содержащие обломки пород офиолитового, кремнисто-вулканогенного, вулканогенно-терригенного и вулканогенно-осадочного комплексов, входящих в структуру острова. На основании приведенных данных можно сделать вывод о раннеэоценовом возрасте образования покровно-складчатой структуры Восточной Камчатки [Тектоническая карта., 2000; Чехович, 1993].

В структуре Восточных полуостровов Камчатки участвуют меловые и кайнозойские толщи островодужного типа и разновозрастные блоки сложного строения, включающие интенсивно дислоцированные островодужные, олистостромовые, океанические толщи мелового возраста, тела габброидов и гипербазитов и тектонокластические толщи палеоцен-раннеэоценового возраста (типа Африканского блока на п-ове Камчатский Мыс). Аллохтонные комплексы Восточных полуостровов перекрываются миоценовыми толщами, выполняющими Тюшевский прогиб, которые пододвинуты под толщи Восточной Камчатки [Аккреционная тектоника., 1993]. Формирование структуры Восточных полуостровов, по мнению М. Н. Шапиро и Н. М. Левашовой [Левашова и др., 2000], предполагается в позднем миоцене.

Анализ данных ГСЗ, гравиметрии и магнитометрии позволил Н. А. Богданову и В. Д. Чеховичу выделить на территории Охотоморского региона Западно-Камчатскую микроплиту и Охотоморскую плиту (рис. 2) [Тектоническая карта., 2000; Богданов и Чехович, 2002], ранее объединявшихся в единую Охотскую

138° 144° 150° 156° 162° в.д.

Рис.2. Схема тектонического районирования Охотоморского региона [по Богданов и Чехович, 2002].

1 - раннемезозойская Евразийская плита: а - континент, б - шельф; 2 - миоценовые окраинноморские глубоководные впадины; 3 - Хидако-Сахалинская аккреционно-коллизионная область; 4 - океанское вулканическое плато; 5 - океанические плиты: а - Тихоокеанская плита, б - реликт плиты Кула; б - меловой коллизионный пояс; 7 - континентальный литосферный блок: а - на суше, б - на шельфе; 8 - Западно-Камчатская микроплита; 9 - Северо-Корякская аккреционно-коллизионная область: а - на суше, б - на шельфе; 10 - кайнозойские островодужные террейны; 11 - миоцен-четвертичная островная дуга; 12 - современные вулканы; 13 - крупные разломы: а - сдвиги, б - надвиги; 14 - зоны субдукции: а - палеосутуры, б - современная зона Беньофа. Цифры на схеме: 1 - Западно-Камчатская микроплита, 2 - Омгоно-Паланский коллизионный пояс, 3 - Северо-Корякский субконтинент, 4 - Восточно-Камчатско-Олюторская провинция, 5 - Курило-Камчатская дуга, 6 - Южно-Камчатский блок, 7 - Южно-Охотская впадина, 8 - террейн Восточный Сахалин-Хоккайдо, 9 - Японо-морская и 10 - Командорская впадины, 11 - Петропавловская поперечная зона. платформу [Нижний палеоген., 1997; Шапиро, 1987]. В работах [Тектоническая карта., 2000; Богданов и Чехович, 2002] показано, что Западно-Камчатская микроплита с сиалическим фундаментом, обнажающимся в Малкинском и Ганальском выступах, занимает всю западную и центральную Камчатку. Восточная часть микроплиты перекрыта верхнекайнозойскими вулканитами Курило-Камчатской дуги, а западная - кайнозойскими молассами, представляющими ее осадочный чехол.

Между Охотоморской плитой и Западно-Камчатской микроплитой Н. А. Богданов и В. Д. Чехович выделяют Палано-Омгонский коллизионно-аллохтонный пояс, слагающий акустическое основание Прикамчатского прогиба [Тектоническая карта., 2000; Богданов и Чехович, 2002] (рис. 2). В структуру пояса входят окраинноморские и бимодальные рифтогенные вулканические комплексы, а также комплексы пассивной окраины, тектонически раздавленные при сближении Западно-Камчатской микроплиты с Охотоморской плитой.

Охотоморская плита занимает практически всю площадь акватории Охотского моря за исключением узких полос приконтинентальных окраин и ЮжноОхотской глубоководной впадины, и представляет собой океаническое вулканическое плато, подвергшееся тектоническим давлениям с разных сторон [Тектоническая карта., 2000; Богданов и Чехович, 2002; Богданов и Добрецов, 2002].

ГЛАВА 3. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЗАПАДНОЙ

КАМЧАТКИ

В строении Западной Камчатки участвуют мезозойские и кайнозойские комплексы пород. Мезозойские комплексы, сформированные в различных геодинамических обстановках, обнажаются в немногочисленных выступах, показанных на рисунке 1, среди толщ мощного кайнозойского чехла.

Наиболее древние толщи обнажаются на п-ове Омгон (3 на рис. 1) [Богданов и др., 1993; Чернов и Коваленко, 2001]. Здесь выделяются три структурные единицы - относительный автохтон, аллохтонные пластины и палеогеновые осадочные толщи, "запечатывающие" эти структуры (рис. 3).

Автохтонный комплекс представлен двумя типами толщ - флишоидными меловыми толщами без силлов, картируемыми на юге хребта, и флишоидными толщами того же возраста, насыщенными телами силлов основного и среднего состава в его северной части.

Терригенные породы толщ обоих типов в основном представлены ритмично чередующимися мелкозернистыми серыми песчаниками, темно-серыми и черными алевролитами и аргиллитами. Иногда среди песчаников встречаются маломощные прослои гравелитов и конгломератов. Состав песчаников кварц-полевошпатовый. В гальках конгломератов обнаружены кремни, базальты, яшмы, а также метаморфизованные породы, отсутствующие в коренных обнажениях изученного района. Породы интенсивно дислоцированы - смяты в изоклинальные складки, разбиты на многочисленные блоки, разделенные разломами и мощными зонами меланжа. В толщах обнаружены комплексы спор и пыльцы, имеющие апт-альбский и маастрихтский возраст, и радиолярии берриас-валанжинского возраста [Вишневская и др., 1998]. Результаты трекового датирования по цирконам показывают 102-80 млн лет [Соловьев, 2001].

Силлы габбро, диабазов и андезитов, прорывающие терригенные толщи на севере хребта, имеют мощность от первых метров до десятков метров. Признаки их участия в изоклинальной складчатости, характерной для вмещающих силлы терригенных пород, отсутствуют, хотя аналогичные силлам магматические тела, секущие по многочисленным разломам слоистость терригенных пачек, тоже не наблюдались. Восемнадцать из девятнадцати закартированных силлов имеют отчетливую выдержанную по простиранию пластообразную форму и согласное со слоистостью терригенных пачек залегание. Мощность терригенных пород между силлами в относительно ненарушенных частях разреза редко превышает 20 м. Контакты силлов с терригенными породами горячие. У большинства силлов наблюдается постепенный, прослеживающийся по простиранию, тектонически не сорванный переход от закалочной части силлов к обожженным вмещающим породам. Обожженные терригенные породы представлены двумя типами: сохранившие осадочные текстуры и структуры и полностью их утратившие. В последнем случае под микроскопом облик породы определяется стекловатой основной массой, на фоне которой развиты тонкозернистые кварц-полевошпатовые агрегаты. Общая степень дислоцированности силлов соответствует дислоцированности кайнозойских осадочных толщ на Омгонском полуострове, которые в основном имеют моноклинальное залегание с углами падения 40-70°. Таким образом, выдержанная по простиранию пластовая форма большинства силлов, сохранившиеся отчетливые горячие контакты силлов с вмещающими породами, скорее всего, свидетельствуют о том, что силлы внедрились после плотной изоклинальной складчатости терригенных толщ.

Участие силла в изоклинальной складчатости наблюдается лишь в одном месте на побережье около м. Бабушкина. Здесь же в пределах терригенно-силловой толщи закартирован надвиг с падением плоскости сместителя на юго-восток. Так же ориентированы осевая плоскость смятого в изоклинальную складку силла (в 500 м от подошвы надвига) и плоскости кливажа во флишоидных толщах около него. По-видимому, эти структуры фиксируют еще один этап деформаций после формирования изоклинальной складчатости терригенных толщ и внедрения в них силлов.

Возраст силлов, определенный калий-аргоновым методом, соответствует 53±4, 67±4, 56±4, 66±4 млн. лет [Нижний палеоген., 1997], трековый анализ цирконов из силлов показывает 60±4 млн лет [Соловьев, устное сообщение]. По химическому составу силлы соответствуют вулканитам активной континентальной окраины [Нижний палеоген., 1997].

Породы аллохтонного комплекса представлены вулканогенно-яшмовой толщей, сложенной потоками подушечных и массивных базальтов, лавобрекчиями, яшмами, кремнистыми алевролитами и аргиллитами и туфами основного состава. Петрологическое исследование базальтов показало, что они формировались в спрединговом бассейне [Леднева, 2001,]. По определениям В. С. Вишневской,

Рис.4. Схема геологического строения бассейна р.Рассошина радиолярии, выделенные из яшм и кремнистых аргиллитов аллохтонного комплекса, имеют средне-позднеюрский возраст [Вишневская и др., 1998]. По-видимому, кремнисто-вулканогенные толщи в виде единой пластины были надвинуты с юго-востока.

Породы этих двух комплексов со структурным несогласием перекрываются морскими толщами снатольской свиты среднеэоценового возраста. В основании этих толщ залегает мощный слой базальных конгломератов. Свита сложена чередующимися слоями конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов с многочисленными горизонтами карбонатных конкреций. Залегание кайнозойских толщ в основном моноклинальное, углы падения пород до 40°, в приразломных участках иногда фиксируются складки.

Бассейн р. Рассошина (4 на рис. 1). В геологической структуре бассейна р. Рассошина участвуют позднемеловые и кайнозойские комплексы пород (рис. 4). Выделяются два типа позднемеловых толщ - терригенно-кремнистые и кремнисто-вулканогенные. Разрез терригенно-кремнистых толщ в нижней части представлен терригенными кварц-полевошпатовыми породами. В верхней части разреза терригенные породы без видимых несогласий сменяются толщей переслаивающихся кремней, яшм и подушечных базальтов рифтогенного типа [Сухов, 2001, устное сообщение]. Терригенные толщи по зоне дробления граничат с маломощной кремнисто-вулканогенной пластиной, сложенной переслаивающимися кремнями, красными яшмами и потоками базальтов, сформированными в условиях открытого бассейна [Сухов, 2002, устное сообщение]. Сложно деформированные меловые толщи с резким угловым несогласием перекрываются практически недеформированными горизонтально залегающими кайнозойскими породами. Они представлены переслаивающимися пачками конгломератов и песчаников, содержащих большое количество органики, иногда прослои углей. Из кремней терригенно-кремнистого комплекса выделены кампан-маастрихтские радиолярии [Курилов, 2001], комплексы спор и пыльцы из кайнозойского чехла показывают палеоценовый интервал накопления этих толщ.

Система хребтов Кылымс-Медвежий-Пенсантайн (5 на рис.1), рисунок 5. В указанных районах выявляется отчетливая геологическая зональность [Кузьмичев и Сухов, 2000; устное сообщение]. Наиболее западные хребты (Паншетаям и Кылымс) сложены в основном слабо метаморфизованными грубообломочными вулканогенными и кремнистыми толщами. В них выделено три пачки общей мощностью более километра. Нижняя пачка представлена плагиоклазовыми и пироксен-плагиоклазовыми базальтами и андезитами с прослоями кремней. Средняя пачка сложена преимущественно лапиллиевыми спекшимися туфами среднего и основного состава, сменяющимися вверх вулканомиктовыми песчаниками и конгломератами. Наращивает разрез верхняя пачка переслаивающихся кремней, туфов и туфопесчаников. В ряде мест фиксируются дайки диабазов, прорывающие вулканогенные толщи.

Восточнее, в хребтах Медвежий и Малый Медвежий, наблюдается совершенно иной характер разреза. Геологические толщи сложены мелкообломочными преимущественно пепловыми туфами, туффитами и кремнями, чередующимися без очевидных закономерностей.

Самый восточный хребет - Пенсантайн сложен кремнисто-туфогенными толщами, схожими по облику с толщами хребтов Медвежий и Малый Медвежий, но метаморфизованными более сильно в пределах фации зеленых сланцев.

Возраст толщ, оцененный по радиоляриям в шлифах, соответствует кампану-маастрихту [Вишневская, устное сообщение].

Предварительное петрографическое и петрологическое изучение вулканических пород показало, что их формирование происходило в условиях островной дуги [Сухов, устное сообщение]. В слабо метаморфизованных (в пределах пренит-пумпеллиитовой фации метаморфизма) породах хребтов Паншетаям и Кылымс в шлифах надежно диагностированы лавсонит и пумпеллиит. Предположительно диагностированы щелочной глаукофаноподобный амфибол и жадеит. По мнению Н. JL Добрецова [Добрецов, 1974], подобные условия метаморфизма реализуются в аккреционных призмах и вызваны нагнетанием флюида под аномально высоким давлением. Минералы высоких давлений присутствуют и в диабазовых дайках, прорывающих вулканогенные толщи, что доказывает их донадвиговое внедрение.

Геологическую структуру в этом районе расшифровать практически невозможно из-за слабой обнаженности. В хребтах Паншетаям и Кылымс преобладают западные падения (10-80°). В двух обнажениях задокументированы мелкие надвиги и сдвиго-надвиги с падениями плоскостей сместителя на запад. Метаморфизованные кремнисто-туфогенные толщи хребта Пенсантайн деформированы в условиях пластического течения в сложные изоклинальные

Рис.6. Схема геологического строения бассейна р.Тихой складки различного масштаба. Осевые плоскости и шарниры складок ориентированы без каких-либо закономерностей.

В бассейне р. Тихой (7 на рис. 1) исследовался позднемеловой вулканогенно-терригенный комплекс пород, обнажения которого протягиваются от слияния рек Тихая и Быстрая вверх по р. Тихая на 8-10 км (рис. 6). Нижняя часть разреза комплекса вулканогенная. Она сложена многочисленными телами диабазов и лав базальтов, разделенных редкими пачками кремнистых пород. Петролого-геохимические особенности базальтов показывают, что они накапливались в условиях островной дуги [Сухов, 2001, устное сообщение]. Верхняя часть разреза представлена гравелитами, песчаниками разной размерности и редкими горизонтами конгломератов в основном грауваккового состава. В основании терригенной толщи в гравелитах и конгломератах встречаются гальки диабазов, зеленых кремней и красных яшм размером до 10 см, свидетельствующие о размыве кремнисто-вулканогенных толщ. Из кремней нижней части комплекса по радиоляриям получены коньяк-нижнекампанские определения возраста [Курилов, устное сообщение]. Мощность нижней вулканогенной толщи около 1 км. Она слабо наклонена на северо-восток. Мощность верхней - терригенной толщи 5-6 км. Она характеризуется крутыми, до вертикальных, углами падения пород. Толщи комплекса разбиты на многочисленные блоки, верхняя толща отделена от нижней мощной зоной дробления. Меловые толщи по разлому граничат с конгломератами хулгунской свиты, которые залегают практически горизонтально и, по данным [Мороз, 1965], проводившего геолого-съемочные работы в описываемом районе, имеют палеоценовый возраст.

На мысе Хайрюзова (8 на рис. 1) обнажаются три разновозрастных комплекса пород: нижнемеловой терригенный, палеоценовый вулканогенный [Нижний палеоген., 1997] и эоцен-олигоценовый осадочный (рис. 7).

Нижнемеловой терригенный комплекс доступен для изучения в одном небольшом обнажении в морской террасе к востоку от горы Амбон. Он сложен переслаивающимися алевролитами и аргиллитами, содержащими терригенно-карбонатные линзы и конкреции с раковинами двустворок и аммонитов [Палечек и др., 2001]. Видимая мощность не превышает 50 м.

Палеоценовый вулканогенный комплекс, обнажающийся в горе Амбон, представлен толщей, сложенной многочисленными потоками миндалекаменных и

Рис.7. Схема геологического строения мыса Хайрюзова массивных базальтов (мощность от первых метров до первых десятков метров), вероятно, излившихся в условиях континентальной окраины, гиалокластитами, туфо- и лавобрекчиями, среди которых иногда присутствуют прослои терригенных пород - тонко переслаивающихся алевролитов и тонкозернистых песчаников мощностью до 1,5 м. Иногда в основании таких терригенных прослоев находятся конгломераты, содержащие гальку базальтов, туфов, песчаников.

Породами эоцен-олигоценового осадочного комплекса сложено большинство морских террас на мысе Хайрюзово. Толщи комплекса представлены переслаивающимися алевролитами и аргиллитами, часто ожелезненными по поверхностям напластования. В них иногда встречаются карбонатные конкреции до 3 м в поперечнике.

Структурные взаимоотношения перечисленных комплексов неясны -контакты в основном задернованы. Толщи палеоценового вулканогенного комплекса смяты в антиклинальную складку с углами падения пород на крыльях 10-50°. Породы эоцен-олигоценового осадочного комплекса в основном залегают в виде моноклиналей и имеют пологие углы падения. В одном месте в пределах комплекса фиксируется надвиг с круто падающей на юго-запад (до 60-70°) плоскостью сместителя, в приразломной зоне толщи смяты в изоклинальные складки, осевые плоскости которых приблизительно параллельны плоскости сместителя надвига.

На севере Западной Камчатки в Паланском районе (2 на рис.1) нами было исследовано геологическое строение бассейна р. Палана и побережья Охотского моря от Кахтанинского полуострова до Кинкильского мыса [Чернов и Коваленко, 2002].

На большей части исследованной территории обнажаются толщи позднемелового кремнисто-вулканогенного комплекса. Кремнисто-вулканогенный комплекс включает два типа толщ - кремнисто-туфогенный и вулканогенный. Кремнисто-туфогенные толщи сложены переслаивающимися серыми, зелеными, иногда черными кремнями, туфогенными песчаниками и кремнистыми алевролитами и аргиллитами. На Кахтанинском полуострове они интрудированы силлами и штоками пироксен-плагиоклазовых базальтов. Песчаники имеют вулканомиктовый состав, кварцевая кластика практически отсутствует [Кузьмичев и Сухов, 2000]. Это свидетельствует об удаленности района накопления этих толщ от источников континентального сноса. Вулканогенные толщи сложены либо туфобрекчиями, иногда лавобрекчиями базальтов, либо многочисленными силлами и штоками основного состава, внедрившихся в кремнистые пачки. Базальты в основном клинопироксеновые, менее распространены щелочные базальты, андезито-базальты и андезиты. По химическому составу вулканиты образуют непрерывный ряд от известково-щелочных калиевых базальтоидов до шошонитов и имеют островодужную природу [Кузьмичев и Сухов, 2000].

Из кремнистых пород кремнисто-вулканогенного комплекса были выделены радиолярии кампан-маастрихтского возраста [Курилов, 2001; Палечек, 2001]. Для туфобрекчий имеются определения абсолютного возраста (КУАг): 72.5±3.5 и 72±3.5 млн лет [Палечек и др., 2000].

Структура кремнисто-вулканогенного комплекса покровно-складчатая. Кремнисто-туфогенные толщи смяты в изоклинальные складки западной вергентности. Шарниры складок характеризуются крутыми падениями, по-видимому, связанными с левосдвиговыми смещениями в процессе складчатости. Тела клинопироксеновых базальтов также участвуют в складчатости. Вулканогенные толщи дислоцированы в меньшей степени и граничат с кремнисто-туфогенными по надвигам западной вергентности. В единичных местах комплекса зафиксированы непротяженные (около 100 м) зоны левых сдвигов и небольшие зоны растяжения, заполненные обломками уже деформированных в изоклинальные складки кремней. Зоны растяжения в свою очередь деформированы в складки западной вергентности.

В районе устья р. Палана (рис. 8) и в районе Кинкильского мыса в геологической структуре кроме пород кремнисто-вулканогенного комплекса участвуют толщи кремнисто-обломочного комплекса.

Наиболее ярко главные черты строения кремнисто-обломочного комплекса видны в районе устья р. Палана. Здесь кремнисто-обломочные толщи залегают структурно ниже пород кремнисто-вулканогенного комплекса в виде пластин и чешуй в системе надвигов западной вергентности. Верхнее структурное положение в этой системе занимает пластина, сложенная переслаивающимися красными и зелеными кремнями с многочисленными иноцерамовыми горизонтами. Мощность пластины 200-300 м. Кремнистая пластина надвинута на сложную систему мелких (мощность до 30 м) тектонических чешуй, сложенных переслаивающимися красными, зелеными и серыми кремнями, иноцерамовыми слоями, красными яшмами, телами лавобрекчий базальтов и терригенными пачками, представленных песчаниками, гравелитами и глыбовыми конгломератами и брекчиями, по-видимому, олистостромовой природы. В обломках терригенных пород зафиксированы красные и зеленые кремни, иноцерамовые породы, базальты и песчаники. Терригенные породы в ряде мест с осадочными контактами залегают на пластично деформированной в неясно слоистую массу кремнистой толще. В ней зафиксированы многочисленные обломки пород аналогичные тем, которыми сложены залегающие стратиграфически выше терригенные пачки. В одном месте обнажается осадочный контакт терригенных пород с верхней кремнистой пластиной, свидетельствующий о том, что первые фазы надвигообразования проходили в период, когда терригенные породы еще не были литифицированы. Наиболее нижнее положение в структуре опять-таки занимают переслаивающиеся красные и зеленые кремни, вероятно, представляющие собой самостоятельную пластину. Кремнистые породы слагают около 90% объема исследованных нами обнажений кремнисто-обломочного комплекса. Их петрографическое изучение показало, что это чистые кремни без примеси терригенного материала [Сухов, устное сообщение], которые, скорее всего, накапливались в открытом бассейне к западу от островодужных комплексов. Для кремней и яшм верхней и нижней пластин получены многочисленные определения возраста по радиоляриям, соответствующие кампану-маастрихту. Из пластично деформированных кремнистых толщ с обломками пород, подстилающих терригенные пачки, получены определения возраста по радиоляриям от поздней юры до позднего мела [Курилов, 2001; Палечек, 2001]. Породы кремнисто-обломочного комплекса разбиты на многочисленные блоки и деформированы в сложные (до изоклинальных) складки разного масштаба (от первых метров до десятков метров) с субвертикальными шарнирами. По-видимому, формирование таких складок связано с присутствием левосдвиговой составляющей во время формирования покровно-складчатой структуры. Элементы залегания пород в крыльях складок и отдельных блоках кремнисто-обломочного комплекса повсеместно близки к элементам залегания пород кремнисто-вулканогенного комплекса. Этот факт указывает, что деформации пород обоих комплексов, по-видимому, происходили в период одного и того же тектонического импульса.

Взаимоотношения меловых кремнисто-вулканогенного и кремнисто-обломочного комплексов с кайнозойскими толщами разные.

Палеоценовые толщи в Паланском районе присутствуют только в районе Кинкильского мыса и севернее устья р. Палана. Они с угловым несогласием перекрывают меловые комплексы и сложены песчаниками и конгломератами (хулгунская и анадыркская свиты) [Нижний палеоген., 1997]. Южнее, на Пятибратском мысу, меловой кремнисто-вулканогенный комплекс по надвигу перекрывается толщей среднеэоценовых наземных вулканитов (кинкильская свита).

Еще южнее, на севере Кахтанинского полуострова, обнажения кремнисто-вулканогенного комплекса с размывом и угловым несогласием перекрываются наклоненными на северо-восток толщами палеоценового кахтанинского лавового комплекса [Нижний палеоген., 1997]. На юге полуострова на меловые толщи в северо-западном направлении надвинуты деформированные в изоклинальные складки богатые органическим материалом песчаники, по-видимому, эоцен-олигоценового возраста. И меловые, и кайнозойские породы в этой части полуострова перекрыты с резким угловым несогласием песками и конгломератами, вероятно, неогенового возраста. В гальках конгломератов присутствуют в основном кинкильские лавы и в меньшей степени меловые кремни и базальты.

Геологическое строение Паланского района позволяет детально проследить этапы формирования его структуры.

1. По-видимому, наиболее ранние тектонические процессы начались в среднем мелу (возможно, в поздней юре). Они отражены в строении кремнисто-обломочного комплекса. В этот период времени началось формирование кремнистой толщи с многочисленными обломками кремней, яшм и базальтов, подстилающей обломочную толщу. Кремнистое осадконакопление доминировало над терригенным.

2. В Маастрихте юрско-меловые кремнистые толщи кремнисто-обломочного комплекса были деформированы и началось накопление терригенных обломочных, часто лавинного происхождения, толщ, по-видимому, во фронте надвиговой пластины.

3. Видимо, вскоре после начала накопления терригенных толщ (их мощность не превышает 30 м), в Маастрихте они еще в нелитифицированном состоянии были с востока перекрыты верхней надвиговой пластиной кремнисто-обломочного комплекса. Надвигообразование протекало с левосторонней сдвиговой компонентой.

4. По-видимому, в это же время или чуть позже в покровно-складчатые деформации были вовлечены толщи кремнисто-вулканогенного комплекса. Деформации протекали в менее пластичных условиях (надвиговые зоны маркируются мощными зонами дробления и катаклаза) и характеризуются западной вергентностью с левосторонней сдвиговой компонентой.

5. Позднем еловой этап покровно-складчатых деформаций завершился в палеоцене накоплением мощных толщ конгломератов анадыркской свиты и вулканитов кахтанинского комплекса.

Целенаправленные исследования кайнозойских толщ, обнажающихся на большей части территории Западной Камчатки, проводились в нескольких районах. В Пенжинском, Паланском и Тигильском районах стратиграфические работы проводились Ю. Б. Гладенковым, А. Е. Шанцером, М. П. Антиповым, А. В.

Журавлевым и другими [Эоцен Западной., 1991; Нижний палеоген., 1997; Антипов и др., 1997]. Строение более южного Колпаковского района было выяснено при изучении керна поисковых скважин на нефть [Тузов и др., 1997; Антипов и др., 1997].

Палеоценовые осадочные толщи Пенжинского района (1 на рис. 1), отнесенные к чемурнаутской серии [Эоцен западной., 1991; Нижний палеоген., 1997], сложены переслаивающимися в разных пропорциях песчаниками, алевролитами и аргиллитами, часто с углями и многочисленными горизонтами конгломератов и гравелитов. Конгломераты и гравелиты залегают с размывом, в их обломках присутствуют вулканические породы, кварциты, яшмы, песчаники, кремни. Некоторые толщи серии прорываются силлами и дайками базальтов, калий-аргоновый возраст которых 48.5±1.5 млн лет.

Палеоценовые толщи с размывом и резким угловым несогласием перекрыты осадочными отложениями снатольской свиты, вулканитами кинкильского и божедомовского комплексов. Осадки снатольской свиты представлены конгломератами в основании, на которых залегают песчаники, гравелиты, алевролиты. Возраст свиты оценивается как среднеэоценовый. Изотопные датировки вулканитов божедомовского комплекса также попадают в интервал среднего эоцена: 48.7±1.7 млн лет; 4911.25 млн лет.

В Паланском районе к палеоценовому интервалу относятся анадыркская и кахтанинская толщи [Эоцен западной., 1991; Нижний палеоген., 1997]. Первая из них сложена конгломератами в основании, в средней части - песчаниками, алевролитами, углистыми алевролитами, в верхней части - игнимбритами. В разрезе описаны несколько горизонтов конгломератов, в гальках которых найдены базальты, габбро, игнимбриты, туфы, алевролиты, песчаники. По флоре возраст толщи соответствует данию-раннему палеоцену, определение калий-аргонового возраста игнимбритов дает 5311.4 млн лет. Кахтанинская толща, согласно залегающая на анадыркской, сложена наземными вулканитами (базальтами, дацитами, редко их туфами). Калий-аргоновый возраст базальтов кахтанинской толщи соответствует 49+1.9 млн лет. Ю. Б. Гладенков, А. Е. Шанцер и другие [Эоцен западной., 1991; Нижний палеоген., 1997] отдают предпочтение возрастам, определенным по флоре и фауне, и относят обе толщи к палеоцену.

В разных местах палеоценовые толщи с размывом и угловым несогласием перекрыты породами усть-анадыркской свиты, представленной песчаниками и алевролитами с растительным детритом и горизонтами конкреций, песчаниками, гравелитами и алевролитами снатольской свиты, а также вулканитами кинкильского комплекса. Возраст первых двух свит по моллюскам и фораминиферам оценен как среднеэоценовый, из вулканитов кинкильской свиты получены определения калий-аргонового возраста - 46±1.6; 37+0.6; 43±4.7; 46.5±0.8; 41±1.3 млн лет.

Осадочные толщи ковачинской и аманинской свит, первая из которых рассматривается как позднеэоценовая, вторая - как позднеэоцен-олигоценовая, согласно залегают на среднеэоценовых толщах.

В Тигильском районе выделяются утхолокский вулканогенный комплекс, свита мыса Зубчатого, хулгунская, сосопханская, снатольская и ковачинская свиты [Эоцен западной., 1991; Нижний палеоген., 1997]. В утхолокский вулканогенный комплекс объединены наземные вулканиты, представленные потоками базальтов, андезитов, риолитов и слоями туфов и туфобрекчий. Свита мыса Зубчатого сложена кварц-полевошпатовыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами. В разрезах хулгунской и сосопханской свит в большом количестве появляются конгломераты, залегающие с размывом на нижележащих слоях. В гальках конгломератов обнаружены кремни, кварциты, метапесчаники, метабазальты, туфы, габбро, габбро-сиениты, граниты, песчаники, алевролиты. Возраст сосопханской свиты по моллюскам и флоре определен как дат-палеоценовый, возраст хулгунской свиты и свиты мыса Зубчатого как датский. Изотопные калий-аргоновые возраста вулканитов утхолокского комплекса показывают 60±4; 61+5; 56±4; 63±4; 64±4 млн лет.

Палеоценовые породы с размывом и угловым несогласием перекрыты морскими осадочными толщами снатольской и ковачинской свит средне-, верхнеэоценового возраста, сложенными в основном песчаниками, конкрециями и реже алевролитами и аргиллитами.

Осадочные толщи Колпаковского района (9 на рис. 1) исследовались в керне поисковых скважин на нефть [Тузов и др., 1997]. В нем снизу вверх выделяются: тигильская серия, ковачинская свита и воямпольская серия.

Тигильская серия разделяется на хулгунскую (внизу) и снатольскую (вверху) свиты. Хулгунская свита распространена только на юге района. Там она представлена конгломератами и песчаниками. Конгломераты разногалечные, включают обломки эффузивов, терригенных и кремнистых пород. В отложениях хулгунской свиты не обнаружено органических остатков, позволяющих обосновать ее возраст. Снатольская свита согласно залегает на хулгунской и представлена однообразной толщей терригенных пород: песчаников, алевролитов, углистых аргиллитов с прослоями гравелитов, конгломератов, единичными прослоями пепловых туфов. В породах свиты обнаружена палинофлора, остатки фораминифер и двустворок, показывающих эоценовый возраст толщ.

Ковачинская свита представлена ритмично переслаивающимися алевролитами и аргиллитами, иногда песчаниками. По фораминиферам и палинофлоре принимается верхнеэоценовый возраст свиты. Залегание ковачинской свиты на снатольской предполагается согласным. Воямпольская серия представлена глинисто-кремнистыми и кремнистыми алевролитами, содержащими фораминиферы олигоцен-среднемиоценового возраста, моллюски и палинофлору олигоцена. Воямпольская свита залегает согласно на породах ковачинской свиты в восточной части прогиба и с несогласием на породах снатольской свиты - на западе прогиба.

Таким образом, обобщая все приведенные данные, можно сделать следующие выводы о геологическом строении и тектоническом развитии Западной Камчатки:

1. В структуре Западной Камчатки присутствуют мезозойские аллохтонные комплексы пород и неоавтохтонные кайнозойские толщи, перекрывающие мезозойские комплексы.

2. Мезозойские толщи, залегающие в покровно-складчатой структуре Западной Камчатки, формировались в разных геодинамических обстановках. Меловые терригенные кварц-полевошпатовые толщи, обнажающиеся на хр. Омгон и в бассейне р. Рассошина, скорее всего, накапливались на шельфе и склоне окраины материка и занимают нижнее положение в структуре Западной Камчатки. Юрско-меловые кремнистые и кремнисто-вулканогенные комплексы, распространенные на хр. Омгон, в бассейне р. Рассошина и в районе устья р. Палана, формировались в условиях открытого бассейна. Как видно на хр. Омгон и в бассейне р. Рассошина, они залегают структурно выше терригенных толщ и, вероятно, были надвинуты на них с востока. В бассейне р. Тихая, в системе хребтов Медвежий-Пенсантайн и в Паланском районе обнажаются позднемеловые вулканогенно-осадочные и кремнистые толщи, сформированные в условиях островной дуги. В Паланском р-не отчетливо видно, что островодужные комплексы надвинуты в западном направлении на кремнистые толщи, накапливавшиеся в открытом бассейне.

3. Покровно-складчатая структура Западной Камчатки, вероятно, была сформирована в маастрихте-дании. Временной интервал ее формирования может быть оценен на хр. Омгон, в бассейне р. Рассошина и в районе устья р. Палана. В этих районах наиболее молодые маастрихтские толщи, участвующие в покровно-складчатой структуре, перекрываются слабо деформированными палеоценовыми молассовыми песчанико-конгломератовыми толщами или интрудированы постскладчатыми палеоценовыми силлами.

4. Формирование покровно-складчатой структуры происходило с левосторонней сдвиговой компонентой.

5. На границе палеоцена и эоцена произошел новый этап деформаций. В результате палеоценовые толщи Западной Камчатки были смяты в основном в простые складчатые формы. Завершение деформаций, связанных с этим тектоническим импульсом, произошло к среднему эоцену.

6. В среднем эоцене началось излияние наземных вулканитов кинкильской свиты и накопление морских осадочных толщ снатольской свиты, которые залегают на более древних комплексах с размывом и угловым несогласием. Вероятно, в миоцене эти толщи были в свою очередь деформированы, причем в ряде районов (например, Кахтанинский п-ов и гора Амбон) в изоклинальные складки и с размывом перекрыты миоценовыми конгломератами и песками.

Глава 4. ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЗАПАДНОЙ КАМЧАТКИ

ОСНОВЫ ПАЛЕОМАГНИТНОГО МЕТОДА

В основе палеомагннтного метода лежит достаточно хорошо обоснованная в настоящее время гипотеза о том, что магнитное поле Земли, по крайней мере в мезозое и кайнозое, описывается моделью центрально-осевого диполя. По этой гипотезе координаты магнитных полюсов (северного и южного) статистически (при осреднении координат за 100000 лет) совпадают с географическими полюсами. Силовые линии магнитного поля выходят из южного полюса и уходят в северный в период нормальной полярности магнитного^Земли, а при инверсии поля, то есть в период обратной полярности - из северного полюса в южный. Проекции простираний силовых линий магнитного поля на земную поверхность совпадают с меридианами Земли, а угол между силовыми линиями и поверхностью Земли зависит от географической широты и подчиняется нелинейной закономерности, которая описывается моделью поля центрально-осевого диполя [Яновский, 1953; Храмов и др., 1982]. Например, на экваторе силовые линии магнитного поля параллельны земной поверхности, а в районах полюсов угол между силовыми линиями и поверхностью Земли равен 90°. Соответственно, между экватором и полюсами будут промежуточные углы.

Горные породы в разные периоды их существования способны намагничиваться по направлению силовых линий магнитного поля Земли. Намагниченность пород характеризуется склонением и наклонением. Склонение равно углу между проекцией вектора намагниченности на горизонтальную плоскость и меридианом (северным направлением). Наклонение равно углу между вектором намагниченности и его проекцией на горизонтальную плоскость. Намагниченность, приобретенная во время или незначительно позже формирования породы, называется первичной и имеет наиболее важное значение в палеомагнитном анализе. Если удается выделить первичную намагниченность породы и известно ее первичное залегание (до деформаций), то при приведении породы к ее первичному, чаще всего горизонтальному, положению, используя описанные выше закономерности модели центрально-осевого диполя, можно решать различные тектонические, стратиграфические и геофизические задачи, описанные в монографиях [Яновский, 1953; Храмов и др., 1982].

В частности, при исследовании аккреционных структур (результаты которых излагаются в данной диссертации на примере Западной Камчатки) наиболее важными задачами являются:

1) расчет по наклонению намагниченности географической широты (палеошироты), на которой формировалась горная порода (геологическое тело) и приобреталась первичная намагниченность;

2) определение по склонению намагниченности координат полюсов вращения геологических тел на сфере Земли и величин их вращений относительно этих полюсов.

Горные породы способны приобретать не только первичную намагниченность, но и более позднюю вторичную намагниченность, которая часто образуется уже после деформаций исследуемых пород («послескладчатая» намагниченность). Использование этой намагниченности значительно сложнее. Например, чтобы определить палеошироту, на которой уже деформированная порода приобретала вторичную намагниченность (т. е. перемагничивалась), необходимо иметь надежные доказательства, что порода после перемагничивания не была вновь деформирована и направления векторов вторичных компонент намагниченности совпадают с силовыми линиями поля, по которому происходило перемагничивание. Склонение вторичной намагниченности деформированных пород использовать очень сложно, так как, если оно отличается от меридиана, то порода была деформирована после перемагничивания, и направление ее вторичной намагниченности утратило информацию о характеристиках магнитного поля Земли в районе, где происходило перемагничивание пород. Иногда направления послескладчатых компонент используются для выявления этапов деформаций горных пород. Так, если доказано, что намагниченность послескладчатая, и ее направление отличается от предполагаемого направления магнитного поля Земли, по которому происходило перемагничивание породы, то порода явно была деформирована после перемагничивания. Как будет показано в этой работе, иногда можно предполагать направления и степень деформаций пород после их перемагничивания.

Геометрическая сумма всех компонент намагниченности, приобретенных породой в различное время, называется естественной остаточной намагниченностью.

ГОСУДАРСТВЕ i Ш A jf БИБЛИОТЕКА

Одной из главных методических задач палеомагнитного анализа является корректное разделение этих компонент и определение их относительного возраста. Разделение компонент естественной остаточной намагниченности проводится методами магнитной чистки, т. е. размагничиванием породы нагревами с последовательным увеличением температуры или переменным магнитным полем с последовательным увеличением начальной амплитуды поля в пространстве без присутствия постоянного магнитного поля [Храмов и др., 1982]. Время приобретения компоненты чаще всего оценивается относительно какого-нибудь геологического репера. Так, если в смятой в складку толще направления намагниченности на крыльях складки хорошо группируются, то это явно «послескладчатая» компонента. Если направления намагниченности хорошо группируются после распрямления складки, то это «доскладчатая» намагниченность (тест складки). Если в разрезе присутствуют внутриформационные конгломераты и направления намагниченности отдельных галек распределены хаотически, то намагниченность пород разреза сформировалась до их размыва. Если же направления намагниченности всех галек совпадают и совпадают с направлением намагниченности пород разреза, то все толщи перемагничены после формирования конгломератов (тест галек). Присутствие в стратиграфическом разрезе зон прямой и обратной полярности чаще всего интерпретируется как признак первичности намагниченности пород разреза, хотя такие зоны иногда наблюдаются и в перемагниченных породах.

Заключение диссертации по теме «Геотектоника и геодинамика», Чернов, Евгений Евгеньевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ И ГЛАВНЫЕ ВЫВОДЫ

Проведенные детальные палеомагнитные и геологические исследования на Западной Камчатке позволили реконструировать тектоническую историю Западно-Камчатской микроплиты в конце мела-начале кайнозоя. В результате проведенных работ нами были получены новые надежные палеомагнитные определения, которые подтвердили самостоятельное тектоническое и структурное развитие Западной Камчатки. Наиболее главные выводы, сделанные в этой работе, выносятся как защищаемые положения:

1) Сантон-кампанские толщи островодужного типа, формировавшиеся на краю Западно-Камчатской микроплиты являются террейнами и формировались на следующих широтах: 38±7° с. ш (бассейн р. Тихой); 36±8° с. ш. и 40±8° с. ш. (Паланский район).

2) Верхнемеловые толщи Западно-Камчатской микроплиты формировались южнее, чем одновозрастные толщи островодужного типа, входящие в структуру Центральной и Восточной Камчатки.

3) Полученные палеошироты показывают, что вулканогенно-осадочные толщи Западной Камчатки верхнего мела отделялись от материка бассейном шириной около 1000-1500 км. Совмещение Западно-Камчатской микроплиты с материком произошло на границе мела и палеогена при закрытии этого бассейна.

4) Изученные верхнемеловые блоки Западной Камчатки сильно развернуты в горизонтальной плоскости против часовой стрелки, что, по-видимому, связано с левосдвиговыми деформациями при коллизии Западно-Камчатской микроплиты, или при вращении Охотоморской плиты по часовой стрелке.

95

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Чернов, Евгений Евгеньевич, 2002 год

1. Аккреционная тектоника Восточной Камчатки/В. П. Зинкевич, Е. А.

2. Баженов М. Л., Шипунов С. В. Метод складки в палеомагнетизме//Физика Земли. 1988. №7. С. 89-101.

3. Басилян А. Э., Витухин Д. И., Орешкина Т. В. Верхний кайнозой Восточной

4. Богданов Н. А., Чехович В. Д. О коллизии Западно-Камчатской и Охотоморскойплит//Геотектоника. 2002. № 1. С. 72-85. Богданович К. И. Геологический очерк Камчатки. 1904.

5. Бондаренко Г. Е. Ультраосновные и основные метавулканиты Срединного хребта Камчатки: положение в разрезе и обстановка формирования//Бюл. МОИП. Отд. геол. 1997 Т. 72. Вып.З. С. 32-40.96

6. Бондаренко Г. Е., Кузнецов Н. Б., Савостин JI. А. и др. Изотопный возраст гранатовых плагиогранитов Срединного хребта Камчатки//Докл. РАН. 1993. Т. 330. № 2. С. 233-236.

7. Бондаренко Г. Е., Соколков В. А. Новые данные о возрасте, структуре и обстановке формирования вулканогенно-кремнисто-карбонатного комплекса мыса Омгон (Западная Камчатка)//Докл. АН СССР. 1990. Т.315. №6. С. 1434-1437.

8. Борзунова Г. П., Селиверстов В. А., Хотин М. Ю., Шапиро М. Н. Палеоген полуострова Камчатского Мыса//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1969. №7. С. 102109.

9. Васильев Б. И., Удинцев Г. Б. Предварительные данные драгирования на подводной возвышенности Обручева: Тихий океан//Тихоокеанская геология. 1982. Т.2. № 5. С. 96-99.

10. Виноградов В. И., Григорьев В. С., Лейтес А. М. Возраст метаморфизма пород Срединного хребта Камчатки//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1988. №9. С. 30-38.

11. Вишневская В. С., Богданов Н. А., Бондаренко Г. Е. Бореальные радиолярии средней юры-раннего мела Охотоморского побережья Камчатки/ЛГихоокеанская геология. 1998. Т. 17. №3. С. 22-35.

12. Вишневская В. С., Сухов А. Н., Чехович В. Д. Возраст ватынской серии//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1981. №12. С. 71-78.

13. Власов Г. М., Ярмолюк В. А., Жегалов Ю. В. Некоторые основные вопросы тектоники Камчатки//Сов. геология. 1963. №6. С. 32-49.

14. Геологическое строение северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса. М.: Недра, 1966. 516 с.

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

16. Геология СССР, т. XXXI. Камчатка, Курильские и Командорские острова, ч. I Геологическое описание. М.: Недра, 1966. 516 с.

17. Гептнер А. Р. Стратиграфия и некоторые особенности осадконакопления позднекайнозойских отложений Западной Камчатки. Дисс. на соиск. ученой степени канд. геол.-мин. наук, 1968.

18. Герман Л. Л. Древнейшие кристаллические комплексы Камчатки. М.: Недра. 1978. 128 с.

19. Герман Л. Л., Шульдинер В. И., Щека С. А. Метаморфические комплексы Ганальского хребта на Камчатке//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1976. №2. С. 25-35.

20. Герман А. Б., Лебедев Е. Л. Стратиграфия и флора меловых отложений СевероЗападной Камчатки. М.: Наука, 1991. 189 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 468).

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

22. Гладенков Ю.Б., Гречин В.И. Особенности формирования вулканогенно-осадочных толщ неогена Восточной Камчатки (о. Карагинский)//Бюл. МОИП. Отд. геол., 1969, т.44, вып.5, с.72-81.

23. Горячев А. В. Основные закономерности тектонического развития Курило-Камчатской зоны. М.: Наука 1966. 143 с.

24. 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.

25. Гуревич Е. Л., Суркис Ю. Ф. Палеомагнетизм позднемеловых пород Восточной Камчатки. СПб., 1994.

26. Двали М. Ф. Геологическое строение и нефтеносность Восточной Камчатки. Тр. ВНИГРИ, спец. серия, вып. 16. 1955. 268 с.

27. Дитмар К. Поездки и пребывание на Камчатке в 1851-1855 гг. Исторический отчет по путевым дневникам, ч. 1, 1901.

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

29. Дьяков Б. Ф. Геологическое строение и нефтеносность Западной Камчатки. Госгеолтехиздат, 1955.

30. Дюфур М. С., Ерешко Э. М., Лебедев М. М. И др. О споро-пыльцевых комплексах из метаморфических отложений Камчатки и возрасте вмещающих их толщ//Вопросы региональной геологии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1977. Вып. 2. С. 103113.

31. Ежов Б. В., Ищенко А. А. Линейная и очаговая морфоструктуры Восточной Камчатки. Владивосток, 1984. 90 с.

32. Заварицкий А. Н. Геологическая карта Камчатки (масштаб 1:2000000) с объяснительной запиской. М., Изд-во АН СССР, 1940.

33. Зинкевич В. П., Данюшевский В. Л., Каменецкий В. С. и др. Геология и петрология меловых и палеогеновых вулканических пород Тумрокского выступа (Восточная Камчатка)//Тихоокеанская геология. 1991. №5. С. 84-99.98

34. Зинкевич В. П., Колодяжный С. Ю., Брагина JL Г., Константиновская Е. А., Федоров П. И. Тектоника восточного обрамления Срединнокамчатского массива метаморфических пород//Геотектоника. 1994. №1. С. 81-96.

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

36. Зинкевич В. П., Константиновская Е. А., Магакян Р., Цуканов Н. В. Аккреционная структура Восточной Камчатки//ДАН СССР. 1990. Т. 312. №5. С. 1186-1190.

37. Зинкевич В. П., Константиновская Е. А., Цуканов Н. В. Тектонические покровы северной части Валагинского хребта)//Тихоокеанская геология. 1989. №3. С. 62-71.

38. Зоненшайн JI. П., Кузьмин М. И., Натапов JI. М. Тектоника литосферных плит территории СССР. В 2-х кн. М., Недра, 1990.

39. Коваленко Д. В. Модель тектонической аккреции островодужных террейнов Камчатки и юга Корякии//Геотектоника. 2001. №5. С. 76-92.

40. Коваленко Д. В. Палеомагнетизм геологических комплексов Камчатки и юга Корякин. Автореф. дисс. . докт. геол.-минерал. наук. М.: ИЛРАН, 2000. 48 с.

41. Коваленко Д. В. Палеомагнетизм и тектоническая эволюция северо-западного обрамления Командорской котловины (Берингово море)//Геотектоника. 1999. №5. С. 58-77.

42. Коваленко Д. В., Чернов Е. Е., Курилов Д. В. Палеомагнетизм верхнемеловых и кайнозойских геологических комплексов Западной (бассейн р. Палана, п-ов Утхолок) и Восточной (о. Карагинский) Камчатки//Физика Земли. 2002. № 6. С 1-17.

43. Коваленко Д.В., Ширяевский Е. В., Злобин В. Л., Носорев А. В. Палеомагнетизм геологических комплексов Малкинского выступа (Камчатка)//Физика Земли. 2000. №7. С. 2,1-39,

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

45. Коваленко Д. В., Ярославцева Я. Ю., Злобин В. Л. Палеомагнетизм и тектоника о-ва Карагинский//Геотектоника. 1999. №1. С. 81-94.

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

47. 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.

48. Константиновская Е.А. Камчатское позднемеловое окраинное море//Литология и полезные ископаемые, 1997. №1. С.58-73.

49. Константиновская Е. А. Тектоника восточных окраин Азии: структурное развитие и геодинамическое моделирование: Автореф. дисс. . доктора геол.-мин. наук. М., 2002. 46 с.

50. Кравченко-Бережной И. В. Геологическое положение магматических комплексов западного обрамления Командорской котловины: Автореф. дис. . канд. геол,-минерал. наук. М., 1989. 24 с.

51. Крашенинников С. П. Описание земли Камчатской. Изд-во АН, СПб. 1775.

52. Кропоткин П. Н., Шахварстова К. А. Геологическое строение Тихоокеанского подвижного пояса. М.: Наука, 1965. 365 с. (Тр. ГИН АН СССР, вып. 134).

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

54. Кузьмичев А. Б., Сухов А. Н. Островодужный мел окрестностей Усть-Паланы (Западная Камчатка): строение разреза и геодинамические спекуляции//Исследования литосферы. Мат. конференции. М., Ин-т литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 2000. С. 33-36.

55. Курилов Д. В. Некоторые данные о возрасте кремнистого комплекса Паланского района (Западная Камчатка)//Современные вопросы геотектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 142-146.

56. Курилов Д. В. Новые находки юрско-меловых радиолярий на Западной Камчатке. //Исследования литосферы. Мат. конференции. М., Ин-т литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 2000. С. 40-42.

57. Курилов Д. В. Позднемеловые радиоляриевые ассоциации бассейнов рек Рассошины и Тихой//Современные вопросы геологии. Материалы молодежной конференции 2-е Яншинские чтения. Сборник научных трудов. М.: Научный мир. 2002. С. 296-300.

58. Лебедев М. М. Ганальская метаморфическая зона Камчатки//Вопросы геологии, петрологии и металлогении метаморфических комплексов Востока СССР. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1668. С. 85-91.100

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

60. Левашова Н. М., Шапиро М. Н. Палеомагнетизм позднемеловых островодужных комплексов Срединного хребта Камчатки//Тихоокеанская геология, 1999, 18, N2, 65-75.

61. Левашова Н. М., Шапиро М. Н., Беньямовский В. Н., Баженов М. Л. Кинематика Кроноцкой островной дуги (Камчатка) по палеомагнитным и геологическим данным//Геотектоника. 2000. № 2. С. 65-84.

62. Леглер В. А. Развитие Камчатки в кайнозое с точки зрения тектоники литосферных плит. В сб.: Тектоника литосферных плит (источники энергии тектонических процессов и динамика плит). М.: ИО АН СССР им. П. П. Ширшова, 1977. С. 137-169.

63. Леднева Г. В. Палеоценовый известково-щелочной магматизм Западной Камчатки (на примере м. Омгон)//Современные вопросы геотектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 28-32.

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

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

66. Львов А. Б., Неелов А. Н., Богомолов Е. С., Михайлова Н. С. О возрасте метаморфических пород Ганальского хребта Камчатки//Геология и геофизика. 1986. №7. С. 81-93.

67. Мараханов В. И., Потапьев С. В. Структурное районирование Камчатской тектонической области. М.: Наука, 1981. 88 с.

68. Марков М. С. Метаморфические комплексы и "базальтовый" слой земной коры островных дуг. М.: Наука, 1975. 232 с.101

69. Марков М. С., Некрасов Г. Е., Хотин М. Ю. Фундамент меловой геосинклинали на полуострове Камчатский Мыс (Восточная Камчатка)//Геотектоника. 1972. №4. С. 99-108.

70. Марков М. С., Селиверстов В. А., Хотин М. Ю., Долматов Б. К. О сочленении Восточной Камчатки и Алеутской островной дуги//Геотектоника. 1969. №5. С. 52-61.

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

72. Мельникова С. А. Допалеогеновые метаморфические и вулканогенно-кремнистые образования, вмещающие интрузии гипербазитов о-ва

73. Карагинский//Магматизм Северо-Востока Азии. Тр. 1-го петрографического совещания по северо-востоку СССР. Часть III. Магадан, 1976, с. 185-186.

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

75. Мороз Ю. Ф. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000 листа 0-57-XXVI, серия Западно-Камчатская. Недра, 1965.

76. Нижний палеоген западной Камчатки (стратиграфия, палеогеография, геологические события). Москва: ГЕОС, 1997. 366с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 488).

77. Обручев С. В. Материалы для тектоники Северо-Восточной Азии//Проблемы советской геологии. 1934. № 7. С. 3-16.

78. Палечек Т. Н., Барабошкин Е. Ю., Соловьев А. В. Новые данные о нижнемеловых отложениях Западной Камчатки (мыс Хайрюзова)//Современные вопросы геотектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 159-161.

79. Палечек Т. Н., Соловьев А. В., Шапиро М. Н. Возраст докайнозойских комплексов района поселка Палана (Западная Камчатка)//Исследования литосферы. Мат. конференции. М., Ин-т литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 2000. С. 42-45.

80. Пейве А. В. Океаническая кора геологического прошлого//Геотектоника. 1969. № 4. С. 5-23.

81. 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.

82. Печерский Д. М., Шапиро М. Н. Палеомагнетизм верхнемеловых и палеогеновых вулканогенных серий Восточной Камчатки: доказательства абсолютных перемещений древних зон субдукции//Физика Земли. 1996. №2. С. 31-55.

83. Поздеев А. И., Петрина Н. М. Возраст и объем кирганикской свиты Камчатки//Сов. геология. 1984. №1. С. 50-57.

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

85. Разницын Ю. Н., Хубуная С. А., Цуканов Н. В. Тектоника восточной части Кроноцкого полуострова и формационная принадлежность базальтов (Восточная Камчатка) //Геотектоника. 1985. №1. С. 88-101.

86. Разницын Ю. Н., Цуканов Н. В., Щербаков С. А. Серпентинитовый меланж и ультрабазиты северной части Валагинского хребта (Восточная Камчатка)//Докл. АН СССР. 1984. Т.78. №1. С. 180-184.

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

88. Рихтер А. В. О строении метаморфических комплексов Ганальского хребта (Камчатка)//Геотектоника. 1991. №1 С.98-108.

89. Рихтер А. В. Строение Срединно-Камчатского массива метаморфических пород //Геотектоника. 1995. №1 С.78-91.

90. Розен О. М., Марков М. С. О происхождении амфиболитов метаморфического фундамента островных дуг (на примере Ганальского хребта Камчатки)//Геотектоника. 1973. №3. С. 27-39.

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

92. Ротман В. К. Петрохимическая эволюция лав Срединного Камчатского хребта// Петрохимические особенности молодого вулканизма. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 56-70.103

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

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

95. Сиверцева И. А. О пермской флоре Камчатки//Вестн. ЛГУ. Геология. География. 1975. Вып. 3. №8. С. 141-145.

96. Соколов С. Д. Аккреционная тектоника Корякско-Чукотского сегмента Тихоокеанского пояса. М., Наука, 1992. (Тр. ГИН, вып. 479).

97. Соловьев А. В., Брэндон М. Т., Гарвер Дж. И. и др. Коллизия Олюторской островной дуги с Евразиатской континентальной окраиной: кинематические и возрастные аспекты//Докл. РАН. 1998. Т. 360. №5. С, 666-668.

98. Соловьев А. В., Гарвер Дж. И., Шапиро М. Н. Возраст детритовых цирконов в песчаниках лесновской серии (Северная Камчатка) по данным трекового датирования //Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2001. Т. 9. №3. С. 89100.

99. Тарарин И. А. Эволюция метаморфизма в Срединно-Камчатской метаморфической зоне //Тихокеан. геология. 1988. № 1. С.

100. Тарарин И. А. Коматиит-базальтоидный комплекс Срединно-Камчатской метаморфической зоны и его место в геологической истории региона//Докл. АН СССР. 1981. т. 260. № 5. С.

101. 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.

102. Тектоническая карта Охотоморского региона/Под ред. Богданова Н. А., Хаина В. Е. М.: Ин-т литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 2000.

103. Тектоническая карта Северо-Востока Азии/Богданов Н. А., Тильман С. М. М.: Ин-т литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 1992.

104. Тихонов В. И. Надвиги на Восточной Камчатке//Геотектоника. 1968. №3. С. 82-101.

105. Тихонов В. И., Ривош Л. А. Новые данные о тектоническом строении Южной Камчатки//Изв. АН СССР, сер. геол., 1961, № 6. С. 63-67.

106. Тихонов В. И., Ривош Л. А. Новые данные о тектоническом строении Южной Камчатки//Изв. АН СССР, сер. геол., 1961, № 6. С. 63-67.104

107. Тузов В. П., Митрофанова JL И., Данченко Р. В., Высочина О. В. Стратиграфия палеогеновых отложений Колпаковского прогиба западной Камчатки//Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1997. Т. 5. № 3. С.66-82.

108. Удинцев Г. Б. Геоморфология и тектоника дна Тихого океана. М.: Наука, 1972. 394 с.

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

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

111. Федорчук А. В. Внутреннее строение офиолитов Камчатского мыса (Восточная Камчатка)//ДАН СССР. 1989. Т. 306. №4. С. 944-947.

112. Федорчук А.В. Полигенетические офиолиты п-ова Камчатский мыс (Восточная Камчатка)//Изв. АН СССР. Сер. геол. №2. 1991. С. 14-19

113. Федорчук А. В. Тектоно-магматическая эволюция области сочленения Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг//Изв. ВУЗов. Сер. геология и разведка. 1990. №2. С. 3-14.

114. Федорчук А. В., Вишневская В. С., Извеков И. Н., Румянцева Ю. С. Новые данные о строении и возрасте кремнисто-вулканогенных пород полуострова Камчатский Мыс (Восточная Камчатка)//Изв. ВУЗов. Сер. геология и разведка. 1989 а. №11. С. 27-33.

115. Федорчук А. В., Пейве А. А., Гулько Н. И., Савичев А. Т. Петрохимические типы базальтов офиолитовой ассоциации полуострова Камчатский Мыс (Восточная Камчатка)//Геохимия. 1989 б. № 12. С. 1710-1717.

116. Федорчук А. В., Извеков И. Н. Новые данные о строении северной части Срединного хребта Камчатки//Изв. РАН. Сер. геол. 1992. № 12. С. 147-151.

117. Федорчук А. В., Цуканов Н. В., Ефремова J1. Б., Савичев А. Т. Океанический магматизм хребта Кумроч (Восточная Камчатка)//Геохимия. 1990. №12. С. 1721-1729.

118. Флеров Г. Б., Колосков А. В. Щелочной базальтовый магматизм Центральной Камчатки. М.: Наука, 1976. 148 с.

119. Ханчук А. И. Геология и происхождение Срединно-Камчатского кристаллического массива//Тихоокеан. геология, 1983, N4. С. ?

120. Ханчук А. И. Эволюция древней сиалической коры в островодужной системе Восточной Азии. Владивосток. 1985. 135 с.105

121. Хотин М. Ю. Эффузивно-туфово-кремнистая формация Камчатского Мыса. М.: Наука, 1976. 196 с.

122. Храмов А. Н., Гончаров Г. И., Комиссаров Р. А. и др. Палеомагнитология. Л. Недра, 1982. 312 с.

123. Хубуная С. А. Формационная принадлежность базальтов Кроноцкого полуострова (Восточная Камчатка)//Вулканология и сейсмология. 1981. №2. С. 36-48.

124. Цуканов Н. В. Новые данные по тектонике хребта Кумроч (Восточная Камчатка)//ДАН СССР. 1985. Т. 284. №5. С. 1205-1208.

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

126. Цуканов Н. В., Зинкевич В. П. Тектоника хр. Кумроч (Восточная Камчатка)//Геотектоника. 1987. №5. С. 63-77.

127. Чернов Е. Е. Палеомагнетизм кайнозойских геологических комплексов Восточной Камчатки (о. Карагинский)//Современные вопросы геотектоники. Сборник научных трудов. 2001. С. 44-47.

128. Чернов Е. Е., Коваленко Д. В. Палеомагнетизм геологических комплексов хребта Омгон (Западное побережье Камчатки)//Физика Земли. 2001. №5. С. 68-77.

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

130. Чехович В. Д., Богданов Н. А. Кайнозойская история северо-западного обрамления глубоководных котловин Берингова моря//Изв. ВУЗов. Сер. Геология и разведка. 1999. №3. С. 3-11.

131. Чехович В. Д., Коваленко Д. В. Тектоническая интерпретация структурной неоднородности складчатого обрамления Командорской котловины (анализ палеомагнитных и структурных данных)//Докл. РАН. 1999. Т. 369. № 4. С. 507510.

132. Шанцер А. Е., Тихонов В. И. Тектоника южной части хребта Кумроч//Геотектоника. 1967. №3. С. 67-74.

133. 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.

134. Шанцер А. Е., Шапиро М. Н., Колосков А. В. и др. Эволюция структуры Лесновского поднятия и его обрамления в кайнозое (Северная Камчатка)//Тихоокеанская геология. 1985. №4. С. 66-74.

135. Шапиро М.Н. Позднемеловая Ачайваям-Валагинская вулканическая дуга (Камчатка) и кинематика плит Северной Пацифики//Геотектоника. 1995. №1 С.58-70.

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

137. Шапиро М. Н., Разницын Ю. Н., Шанцер А. Е., Ландер А. В. Структура северовосточного обрамления массива метаморфических пород Срединного хребта Камчатки/Ючерки по геологии Востока СССР. М.: Наука, 1986. С. 5-21.

138. Шапиро М. Н., Сляднев Б. И., Ландер А. В. Чешуйчато-надвиговые структуры северной части Восточно-Камчатского антиклинория//Геотектоника. 1984. №6. С. 84-93.

139. Шипунов С. В. Новый тест складки в палеомагнетизме (реабилитация теста выравнивания) //Физика Земли. 1995а. № 4. С. 67 74.

140. Шипунов С. В. Синскладчатая намагниченность: оценка направления и геологические приложения//Физика Земли. 19956. № 11. С. 40 47.

141. Шульдинер В. И., Высоцкий С. В., Ханчук А. И. Кристаллический фундамент Камчатки; Строение и эволюция//Геотектоника. 1979. № 2. С. 80-93.107

142. Шульдинер В. И., Высоцкий С. В., Ханчук А. И. Типы земной коры и ее эволюция в островодужных системах Дальнего ВостокаУ/Геология дальневосточной окраины Азии. Владивосток, 1981. С. 32-52.

143. Щербинина Е. А. Наннопланктон палеогеновых отложений Восточно-Камчатского региона// Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1997. Т. 5. № 2. С. 60-70.

144. Эоцен Западной Камчатки. М.: Наука, 1991. 181 с.

145. Эрман J1. Камчатка (поездка к вулкану Шивелуч и восхождение на него). Изд-во АН СССР. 1925.

146. Яновский Б. М. Земной магнетизм. Москва, 1953. 591с.

147. Bazhenov М. L., Burtman V. S., Krezhovskikh О. A., Shapiro М. N. Paleomagnetism of Paleogene rocks of the Central-East Kamchatka and Komandorsky Island: tectonic implication//Tectonophysics 1992. V. 201. № 1/2. P.157-174.

148. 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.

149. Besse J., Courtillot V. Revised and synthetic apparent polar wander path of the African, Eurasian, North American and Indian Plates, and True polar wander since 200 Ma//J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P. 4029 4050.

150. Demarest H. H., Jr. Error analysis for the determination of tectonic rotation from paleomagnetic data//Journ. Geophys. Res. 1983. V. 88. P. 4121-4328.

151. 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.

152. Kepezhinskas P.K. Cold Moho boundary beneath island arc system: an example from the north Kamchatka arc//Geophysical research letters. 1993. V20. N22. P. 2471-2474.

153. McFadden P.L. and Jones D.L. The fold test in paleomagnetism//Geophysical Journal of Royal Astronomy Society. 1981. V 67. P. 53-58.108

154. Pechersky D. M., Levashova N. M., Shapiro M. N. et al. Palaeomagnetism of Palaeogene volcanic series of the Kamchatsky Mys Peninsula, East Kamchatka: the motion of an active island arc//Tectonophysics. 1997. #273. P. 219-237.

155. Zijderveld J. D. A. A. C. demagnetization of rocks: analysis of results//Methods in paleomagnetism /Ed. Collinson D. W., Creer К. M. Amsterdam, a. o., Elsevier Publ. Co., 1967. P. 254-286.109

156. СПИСОК РАБОТ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

157. Чернов Е. Е., Коваленко Д. В., Курилов Д. В. Палеомагнетизм верхнемеловыхостроводужных комплексов района устья реки Палана (Западная Камчатка)//Исследования литосферы. Научные чтения памяти акад. A. JI. Яншина. Сб. научных трудов. 2000. С. 39-40.

158. Чернов Е. Е., Коваленко Д. В. Палеомагнетизм геологических комплексов хребта

159. Омгон (Западное побережье Камчатки)//Физика Земли. 2001. №5. С. 68-77.

160. Чернов Е. Е. Палеомагнетизм кайнозойских геологических комплексов Восточной

161. Камчатки (о. Карагинский)//Современные вопросы геотектоники. Сборник научных трудов. 2001. С. 44-47.

162. Богданов Н. А., Басов И. А., Вишневская В. С., Коваленко Д. В., Курилов Д. В.,

163. Палечек Т. Н., Чернов Е. Е. Реконструкция некоторых палеотектонических событий на основе изучения радиоляриевых ассоциаций Западной Камчатки)//Современные вопросы геотектоники. Сборник научных трудов. 2001. С. 6-11.

164. Богданов Н. А., Чехович В. Д., Коваленко Д. В., Соловьев А. В., Сухов А. Н.,

165. Леднева Г. В., Чернов Е. Е. Коллизионная тектоника Западно-Камчатской и Охотоморской микроплит //Тектоника неогея: Общие и региональные аспекты. Мат. XXXIV-ro Тектонического совещания. 2001. Т.1. С. 56-58.

166. Чернов Е. Е., Курилов Д. В. Палеомагнетизм верхнемеловых островодужныхкомплексов района устья реки Палана (Западная Камчатка)//Тектоника неогея: Общие и региональные аспекты. Мат. XXXIV-ro Тектонического совещания. 2001. Т.2. С. 294-296.

167. Чернов Е. Е., Коваленко Д. В. Палеомагнетизм верхнемеловых комплексов

168. Валагинского хребта (Восточная Камчатка) и верховьев р. Быстрая (Западная Камчатка)//7-я международная конференция по тектонике плит им. Л. П. Зоненшайна. Тезисы докладов. М.: Научный мир. 2001 г. С. 518.

169. Коваленко Д. В., Чернов Е. Е., Курилов Д. В. Палеомагнетизм верхнемеловых икайнозойских геологических комплексов Западной (бассейн р. Палана, п-ов Утхолок) и Восточной (о. Карагинский) Камчатки//Физика Земли. 2002. № 6. С 1-17.

170. Чернов Е. Е., Коваленко Д. В. Палеомагнетизм геологических комплексов

171. Камчатки и тектоническая интерпретация палеомагнитных110данных//Современные вопросы геологии. Материалы молодежной конференции 2-е Яншинские чтения. Сборник научных трудов. М.: Научный мир. 2002. С. 69-72.

172. Общая характеристика работы

173. Глава 1. История геологического изучения Камчатки Глава 2. Краткий очерк геологического строения Камчатки Глава 3. Геологическое строение Западной Камчатки Глава 4. Палеомагнетизм геологических комплексов Западной Камчатки Основы палеомагнитного метода

174. Список работ автора по теме диссертации