CC BY
19
УДК553.078 (235.47/237. 1/265/266)
ТЕКТОНИКА И МЕТАЛЛОГЕНИЯ СЕВЕРО-ТИХООКЕАНСКОЙ ТРАНССТРУКТУРНОЙ ЗОНЫ
А.Н. Калягин
Тихоокеанский Океанологический институт им. В,И, Ильичёва ДВО РАН, г. Владивосток
Рассмотрены два системы гпубинных разпомов и синхронных рудных районов трансструктурной зоны в литосфере северной части Тихоокеанского сегмента Земли. Причины синхронности геодинамических условий, металпогенического потенциала и геохимического спектра увязаны с ротационно-пульсационным режимом Земли, обеспечивающим разнообразие и генетическое единство рудных месторождений.
Введение
В предлагаемой вниманию статье рассматривается связь процессов рудообразования с протяженными глубинными разломами типа линеаментов, пространственная ориентировка которых соответствует доминирующим ориентировкам поверхностной трещиноватости планет солнечной системы (ортогональной и диагональной) [18]. Обе системы трещиноватости, часто не заметные на поверхности, хорошо видны в полях напряжений Земли и отнесены в разряд сквозных структур глубинного заложения и длительного развития [3, 15, 20, 36, 38 и др.]. Происхождение и ориентировки глобальных систем разломов и трещиноватости связано с условиями местоположения Земли на околосолнечной и галактической орбитах и ротационными напряжениями в ее оболочках -главными источниками геосферных процессов [32, 33]. С изменениями ротационных режимов меняются сопряженные напряжения [35], происходит активизация или закрытие глубинных разломов соответствующих простираний.
Представления о сквозных структурах в подавляющем большинстве случаев не выходят за рамки системы знаний о глубинных разломах, возникающих при флюктуациях скорости вращения Земли, отражающих главные этапы расширения и сжатия планеты. К сквозным структурам можно отнести линеаменты экваториальный и 40-градусной широт [1, 3,19,20, 30-33,35, 39,43, 44]. Проявление пульсаций в тектоносфере обеспечивается глубинными процессами планеты и действием внешних факторов солнечной системы. Магматические и рудномагматические (гидротермально-флюидные) признаки свидетельствуют о существовании сквозных линейных лентовидных систем глубинных преобразований, нарушающих первичные окраинно-материковые и океанические структуры [13, 16].
К классу таких систем можно отнести Трансструктурную зону (ТСЗ), которая расположена в пределах северной части Тихоокеанского сегмента Земли [13, 16] (рис. 1). По особенностям структурно-вещественных комплексов, синхронности динамики этой зоны с сезонными циркуляциям атмосферных и гидросферных масс, характеристикам кремненакопления в донных осадках.
пространственному положению рудных районов, нефтегазоносных и угленосных бассейнов, специфике региональных геофизических и геохимических аномалий, характеру сейсмодислокаций, мощности земной коры и другим признакам ТСЗ дисгармонична по отношению к смежным геоблокам [16].
Тектоника и геодинамика Трансструктурной зоны
В трансструктурах Земли (ТСЗ) складчатые и разрывные дислокации образуют пояса меридионального (Уральский, Тихоокеанский) и широтного (Евразийский, Тянынаньский. Уральский) простираний, которые обычно рассматриваются в составе Урало-Монгольского гео-синклинального пояса. Эти пояса включают широкий комплекс тектонических структур, характеризуются глубинным заложением и сложным строением. Некоторые из них охватывают весь земной шар (параллели 350 северной и южной широт [35]), образуя ряд протяженных лентовидных секторов. Примерами являются Центрально-Азиатский пояс Востока Азии (рис. 2) и Альпийский пояс.
В зоне альпийской складчатости, в горной системе Тянь-Шань, на Востоке Азии и в Североамериканских Кордильерах изменения, прежде всего, проявлены в
Рис. 1. Структурно-тектоническая схеме Северо-Тихоокеанской Трансструктурной зоны.
Цифрами обозначено: 1-9 - мегаблоки секторов: 1 -Восточноазиатского (БуреинскоХанкайского; 2 - Сихотэ-Алинского; 3 - Хоккайдо-Сахалинского; 4 - Охотоморского), Тихоокеанского (5 - Северо-Западного; 6 - Чинук; 7 - Сервейер и Тафта), Североамериканского (8 - Восточнотихоокеанского; 9 - Калифорнийского). Цифры в кружках: 1 - границы зоны, 2 - границы мегаблоков, 3 - предполагаемая южная граница зоны на глубине
Рис. 2. Положение Трансструктурной зоны и позиция платформ, складчатых поясов и внутриплитного магматизма Востока Азии. Использованы данные [6, 21, 25, 26 и др.]
А. 1 - щиты: 2^1 - области с архейско-ран-непротерозойским (2), среднепротерозойским (3) и неопротерозойским (4) возрастом коры; 5-7 -геологические структуры Тихоокеанского (5), Яно-Колымского (6) и Центрально-Азиатского (7) складчатых поясов; 8 - горячие точки поздне-палеозойско-мезозойского возраста; 9 - мегашвы (Монголо-Охотская и Иншаньская тектонические системы) Трансструктурной зоны.
Б. Внутриплитные магматические ассоциации: 1 - кайнозойские, 2 - позднемезозойские, 3^1 - раннемезозойские: 3 - рифтогенных зон Центральной Азии, 4 - Хэнтэйского батолита; 5-6 - пермь-раннетриасовые: 5 - Сибирской трапповой провинции, 6 - рифто-вых зон Центрально-Азиатской рифтовой системы; 7-8 - позднекаменноугольные-раннепермские: 7 - рифтовых зон Цент-рально-Азиатской рифтовой системы, 8 - Ангаро-Витимского батолита; 9 - Центрально-Азиатский складчатый пояс; 10 -платформы; 11 - границы (мегашвы) Трансструктурной зоны; 12 - внутриплитные области и провинции: I - Баргузино-Витим-ская; II - раннемезозойская Центрально-Азиатской рифтовой системы
А
2 [ 1 з У//УА‘
I * 18 и—1-! £
I.... |г
17
НП1 Й^гГЖПзГТ^и^вР^б 3? I * * * ЕЁЗэ Г-Х-'-хЫ-т—~1и| ® Нг
структурах древнего фундамента [25, 26, 46]. Во всех случаях минеральные фации метаморфических и мета-соматических комплексов подчеркивают унаследованный характер развития рудных зон вдоль обрамляющих платформенных структур древней коры [16]. Такая зависимость носит региональный характер и проявляется в усложнении тектонических структур, телескопирова-нии геохимического и минерального спектра из области океана в районы подвижного пояса и континента. Кроме того, установлена связь региональной трещиноватости и ее ориентировки с геодинамическим режимом, который, в свою очередь, отвечает пульсациям Земли и геохимической специализации сопутствующих ортогональных и диагональных разломов, в том числе скрытых или тектонически перекрытых [13, 32].
Границы ТСЗ ориентированы поперечно оси враще-
Рис. 3. Изменения площади эллипсоида вращения по широтным зонам с изменением сжатия
(левая часть рисунка: 1 - увеличение; 2 - уменьшение) и перемещение масс на этапе сжатия Земли (правая часть рисунка: 1 - области оттока масс; 2 - области притока масс; 3 -направления движения масс). Главные напряжения ТСЗ ориентированы по нормали к меридиональной плоскости и параллельно оси вращения Земли
ния Земли, что создает условия для сжатия и расширения внутришовной литосферной пластины и приводит к возникновению регматической системы главных сил напряжений, определяющих возникновение и развитие ортогональных сдвигов (широтных и меридиональных) и диагональных сколов и надвигов. Правомочность такой модели подтверждена исследованиями И. А. Одесского [32, 33], который рассмотрел вариант развития трещиноватости при движении Земли по галактической орбите в перигалакгии и апогалактии. В перигалактии происходит увеличение объема Земли и нивелируется эллипсоид (рис. 3), приближаясь к форме шара. При этом общее затухание скорости вращения Земли неизбежно приводит к изменению площади эллипсоида по широтным зонам, при этом возникает гравитационное перераспределение глубинных масс к полюсам. В апогалактии растягивающие усилия меняются на сжимающие, в результате происходит закрытие геосинклиналей, появление и широкое распространение шарьяжей в зоне перехода «континент-океан», что приводит к скучиванию земной коры и образованию надвиговых поясов [4, 32].
Из анализа рис. 3 следует, что динамическая система ТСЗ должна включать первичные и вторичные напряжения и дислокации. Первичные дислокации зарождаются уже на ранних стадиях эволюции планеты. Их ориентировка соответствует критическим деформациям от воздействия Луны и Солнца и всегда направлена в широтных румбах относительно оси вращения Земли. Учитывая древнее заложение и унаследованное развитие сквозных дислокаций на критических широтах, отражение линейности может соблюдаться только в условиях устойчивой и самоорганизующейся природной системы. Такая система отвечает максимальному равновесию взаимодействующих объектов, а ее структурный рисунок -состоянию максимального хаоса по размерам, форме и компоновке [14, 15]. Эту важнейшую особенность кинематической схемы деформаций обеспечивают вторичные напряжения, а также раннее заложение краевых магист-
ральных разломов вдль первичной архейской коры [25, 26]. Последующее их фиксированное положение вдоль платформенных геоблоков (рис. 3) [16] не оставляют сомнения о существовании ТСЗ как устойчивой самоор-ганизующей системы, возникшей в процессе эволюции ротационно-пульсационных режимов Земли.
Из физики деформаций горных пород известно, что для любой точки таких систем можно выбрать три взаимно перпендикулярных плоскости с нормально ориентированными напряжениями. Направления, по которым пересекаются плоскости, являются главными в рассматриваемой точке. Каждая главная ось представляет равные и противоположно направленные напряжения. При встречной ориентировке напряжений силы будут сжимающими; при противоположной ориентировке - растягивающими. Выражением этих двух типов напряжений может являться динамическая система гипотетического блока земной коры большой протяженности и ширины (рис. 4).
В естественных условиях такой системы в любой точке будут выражены три главных напряжения: максимальное (в;), среднее (в,) и минимальное рис. 4 Ал Величина рассматривается как стресс, обусловливающий
деформацию в данной точке. При растяжении каждая часть будет перемещаться мгновенно в направлении действия сил с образованием не протяженных и не совместимых зияющих (открытых) трещин или пустот. В тектонических исследованиях и геодинамике эти трещины называются трещинами растяжения. В природных условиях они образуют глубоко эшелонированные системы, часто заполненные разуплотненными дроблеными или брекчированными породами, интрузивными и эффузивными образованиями, жилами или дайками, вулканическими жерлами. При сжатии наиболее напряженные части горных пород, вдоль трещин скола или отрыва, вдвигаются одна в другую, образуя протяженные и выдержанные по простиранию закрытые пространства с плотно пригнанными плоскостями на гранях блоков. В диа-
гональных направлениях (скол и отрыв, рис. 4Б), ориентированных под углом в 450 к осям максимального^) и минимального (в,) первичных напряжений и всестороннем сжатии, за счет увеличения критических напряжений, сдвиговые деформации скола способствуют развитию смещений под углами менее 45°. По геологическим данным этот угол может достигать 25-30° (в границах южного фланга ТСЗ угол скола равен 30°). Периодические изменения в скорости вращения Земли усиливают вариации момента инерции, уменьшая или увеличивая процесс растяжения-сжатия, что сказывается на общем развитии магматизма, раскрытии или закрытии рифто-вых зон, величине эрозионного среза мегаблоков, мощности структурно-формационных комплексов и других параметрах тектонических сред, обеспечивающий приток вещества с глубинных уровней.
Указанные свойства динамической системы подтверждают глубинный характер ТСЗ, отражающийся в физических полях Земли. Главное свойство тектоно-физичес-ких параметров ТСЗ состоит в значительных колебаниях мощности литосферы и астеносферы. Особенностью литосферы является резкое уменьшение ее толщины от континента к океану: от 100-120 км до 20-30 км. Упруго-пластичная и сейсмо-динамичная астеносфера имеет соизмеримую и более значительную мощность [5, 10]. Для литосферы и земной коры характерна вертикальная неоднородность, которая отображается затуханием сейсмических волн и соответствующим повышением пластичности сред [40]. Коромантийные неоднородности носят сложный зональный характер.
Сложные изменения физических параметров текто-носферы наблюдаются и по латерали, что проявлено в характере аномального гравитационного и магнитного полей. Вертикальные и горизонтальные неоднородности отражают соответствующие им деформации и изменения в структурно-вещественных комплексах земной коры и мантии. Важным источником таких преобразова-
>£■ -"у*<- —\ 1 \
Ц И О
: *
1 1 т^х2 о;
А
в ±. '1 н> г ч Г V 1 ^ »* 1 ‘ 1 Г * Г—' г 1 1 -V-
г/ 1 •^7 —/ р_ V 1 "“Т 1 -~-Т- ♦ \
1 1 ( — | ^ ^ ♦ —
Рис. 4. Динамическая модель траекторий напряжений и развития ортогональных и диагональных разрывов в толстой пластине при горизонтальном сжатии (по Е.Ш. Хиллсу).
А - полная система двухмерных напряжений, действующая на гипотетический блок земной коры в 100 км шириной и 10 км глубиной. Активное боковое давление с1С1 уменьшается слева направо до величины с1С2. Скалывающее напряжение 1С2 обусловлено перемещением во время сжатия блока; Б - траектории напряжений с11 и с13 с траекториями максимальных скалывающих напряжений, показанных стрелками
ний являются периодические изменения формы и пульсаций планеты (рис. 3): шарообразной (расширение) в перигелии и эллипсоидальной -(сжатие) в афелии. Наиболее вероятной причиной таких пульсаций является гравитационное воздействие на Землю Луны и Солнца, а также положение Земли на галактической орбите [32]. Так, ортогональные разломы находят отражение в гравитационном и магнитном полях [41], флюктуациях поверхности геоида [47], рельефе, распределении эпицентров землетрясений и их интенсивности [1, 16], плотно-стных неоднородностях мантии [17], распространении офиолитов, глубоких каньонов, поднятий и опусканий земной поверхности [2, 16]. Секущие (диагональные) разломы выступают как естественные границы структурно-формационных зон - крупных неоднородностей внутри ТСЗ. Они часто трассируются зонами повышенной трещиноватости, дайковыми полями, зеленокаменными поясами, гранулитами высоких давлений, складчатыми и надвиговыми поясами [1, 16, 18, 32]. Таким образом, ортогональные и диагональные разломы являются основными магмогенерирующими и рудоконтролирующими структурами Земли [15].
Такие признаки ТСЗ, как морфология рельефа земной поверхности [45] и региональных гравитационных
аномалий, толщина кристаллического слоя земной коры [41], рельеф поверхности геоида [47] и фации метаморфизма верхней мантии [17] относятся к классу региональных. Аномальные изменения этих параметров на границах ТСЗ отражают по существу активизированные или зарождающиеся мобильные области.
В поперечных разрезах ТСЗ (рис. 5) выявлена корре-лируемость рельефа поверхности твердой Земли, гравитационных аномалий и поверхности геоида с толщиной кристаллической части земной коры. Для континентальных секторов ТСЗ превышения рельефа от уровня моря даже отдельных вершин не достигают 2-х км, в то время как на фланговых блоках горные системы намного превышают эту величину (рис. 5-Г). Рельеф океанического сектора ТСЗ сглажен. На ее границах происходят резкие изменения рельефообразующих факторов, появляются глубокие каньоны и подводные хребты. Подобие наблюдается в изменениях поверхности геоида (рис. 5-Б) и гравитационного поля (рис. 5-В).
Из рис. 5-Г следует, что кровля кристаллического основания ТСЗ имеет корытообразную форму и полого погружается в сторону экватора. Такая закономерность сопровождается фациальними изменениями базальтов и мощностей донных осадков от границ к смежным бло-
Рис. 5. Обобщенные поперечные профили Трансструктурной зоны и фланговых (северного и южного) геоблоков.
1-3 - сектора: Восточноазиатский (1), Тихоокеанский (2), Североамериканский (3); 4-6 - границы Трансструктурной зоны в Восточноазиатском (4), Тихоокеанском (5), Североамериканском (6) секторах; 7 - величина ундуляции мегазоны в поперечном сечении; 8 - изменение наклона поверхности геоида на границах смежных геоблоков. Буквами обозначено: А - рельеф (км), Б -поверхность высот геоида (м), В - аномальное гравитационное поле (с.в. млГал); Г - флюктуации мощности Трансструктурной зоны по данным поверхности рельефа (а), геоида (б), гравитационных аномалий (в)
кам [7, 15], закономерной ориентировкой геологических структур и рудных зон (рис. 1, 2, 6-8). Следует отметить фактическое отсутствие изменений в мощности ТСЗ и в смещении ее границ по широте (рис. 1, 8-Г). Величина флюктуации не превышает 10% от средней (1,0-1,2 тыс. км) мощности ТСЗ. Динамическая модель (рис. 4) допускает такие флюктуации. Они связаны с взаимным относительным перемещением блоков внутри ТСЗ и за ее пределами. Флюктуации приводят к нарушению траекторий кинематической системы, вызывая отклонения (от широтного простирания) в магистральных ортогональных разломах, создавая дополнительные условия растяжения и сжатия и, как следствие, рождение сигмоидальных структур, проявленных в аспидных сланцах и мета-соматических жилах грейзенового типа в апикальных частях гранитоидных куполов [16]. Отмеченные свойства ТСЗ, ее ортогональных и диагональных разломов согласуются с данными [19, 30, 31,32, 43,44 и др.] о «заложении или возрождении» глубинных структур и разломов, разную ориентировку которых определяет геодинамичес-кий режим со свойственным ему металлогеническим потенциалом и геохимическим спектром [12, 13]. В таком случае, подвижную систему Трансструктурной зоны можно соотнести с планетарным рудным поясом, метал-логенический и геохимический потенциал которого определяется временем его заложения, историей развития, составом материнского основания и наложенными вторичными изменениями, которые увязываются с ротаци-онно-пульсационными режимами Земли, начиная с ар-хея [13’, 15].
Металлогения Трансструктурной зоны Структура ТСЗ разделена на три крупных сектора [15, 16] (рис. 1): 1 - Восточно-Азиатский, 2) Тихоокеанский, 3) Североамериканский. Каждый сектор ТСЗ структурно, тектонически и минерагенически расчленяется на ряд мегаблоков. В распространении и контроле локализации этих структур главенствующая роль принадлежит первичным ортогональным (магистральным) разломным зонам, в том числе скрытым разломам фундамента, и вторичным диагональным разломам, часто перекрытых шарьяжами и тектоническими покровами.
Вполне естественно, что в таких условиях преобладающая масса глубинных магматических расплавов транспортировалась вдоль уже существующих глубинных разломов. Автор допускает нелинейное протекание процесса, который обеспечивался векторными составляющими тектонических напряжений (рис. 3, 4). В верхних слоях земной коры эти напряжения находят отражение в аномальных трассах геохимических спектров рудных зон [12], усилении тепло-флюидопотоков, в гравитационных аномалиях и сейсмодислокациях [16]. При этом ортогональная система разрывных дислокаций, ориентированных субширотно, нарушает поясовую зональность Тихоокеанского рудного пояса и, таким образом, обеспечивает многообразие металлогенических зон в трехмерной векторной модели флюидопотока (рис. 6), что согласуется с данными Е.Е. Радкевич [32]. Благоприятными рущолокализующими структурами на таких трассах являются: а) области сквозных дислокаций; б) ослабленные зоны фундамента; в) блокоразделяющие разломы; г) ша-рьяжи и надвиги; д) структуры центрального типа.
Рассмотренные свойства Трансструктурной зоны согласуются с унаследованным развитием линейных структур Земли [27], с закономерностью распространения областей осадконакопления [2], приуроченностью рудных зон и нефтегазоносных структурно-формационных комплексов к ослабленным зонам с конкретными геоди-намическими условиями [36]. Например, в юго-восточной части Западно-Сибирской плиты по данным [32]
В.Н. Устинова [37] установила, что пространственно-временное размещение нефтегазовых месторождений контролируется сочетанием разноориентированных трещин в отложениях юры, мела и палеогена. Для нижней-сред-ней юры, нижнего мела и палеогена преобладает продуктивная диагональная, а в отложениях верхней юры и верхнего мела ортогональная ориентировка трещин [37]. Сходная схема отмечена и для угленосных бассейнов Сихотэ-Алиня [14] и крупных месторождений нерудного сырья Южно-Канадской системы разломов и других районов [13, 32]. Эта исключительная особенность трансструктурных зон вносит специфический вклад в развитие литосферы и является определяющей при формиро-
Рис. 6. Блок-диаграмма, иллюстрирующая направление потока вещества (показано стрелками) по трем направлениям (а, б, в) и пространственно-временная картина изменения простирания трасс вещества в условиях сжатия и растяжения трансструктурных зон.
А - сквозные дислокации современных рифтовых зон, Б - ослабленных зон островных дуг и блокоразделяющих разломов, В - сквозные дислокации краевых ортогональных разломов, ослабленных зон фундамента, надвиговых поясов и структур центрального типа
нэдвиговый пояс (мегпсгллогеническце зоны продольные и поперечные)
Средин но- океанический хребет-рифт (граница расходящихся плигл, образования современной океанической ко-, подбодных сульфидных руд, металлогенические зоны поперб
вании минерагенического потенциала Тихоокеанского сегмента Земли. В таких структурах тепловой и радиационный поток [34], глубинные преобразования вещества и связанные с ними рудные процессы [26, 29] пространственно объединены и тесно сопряжены с гравитационной неустойчивостью земной коры [15].
Следовательно, геодинамическую систему ТСЗ можно рассматривать как самостоятельную систему литосферы, изменяющуюся на определённых стадиях развития Земли. В пределах ТСЗ месторождения наследуют генетический ряд структур от «простых» к «сложным», в направлении от центральных районов Тихого океана в область окраинно-материковых подвижных поясов и далее - во внутренние районы континентов [13]. Например, Восточноазиатская (рис. 7) и Североамериканская провинции несут продуктивное полихронное оруденение в ортогональных структурах, в то время как диагональным присущи мелкие месторождения и зоны рассеянной минерализации [12, 13]. В океанической (рис. 1) провинции прогнозируются крупные скопления в структурах, ограниченных диагональными разломами.
Различия металлогенических провинций океанической части и зоны перехода «континент-океан» находят оригинальное объяснение в работах И. А. Одесского [32, 33]. Согласно геосинклинальной концепции. Восточноазиатская и Североамериканская суперпровинции претерпели заключительную стадию альпийской складчатости в условиях сжатия, а территория Тихоокеанской плиты испытывает в настоящее время растяжение, что способствует развитию диагональной системы разломов [32]. Как следствие, наиболее продуктивные металлоге-нические зоны на континенте следует увязывать с ортогональными, а в океане - с диагональными разломами.
Взаимному линейному расположению месторождений соответствуют следующие признаки: а) трансструк-
турный уровень характера дислокаций; б) глубинное заложение рудных столбов и «затухающая» полихронность оруденения от континента в область океана; в) наличие термальных очагов; г) активизация верхней мантии; д) наличие куполов разогретых базальтов; е) дифференцированные магматические комплексы. В узлах концентрации термальных очагов, пересечения надвиговых и рифтовых зон и трансформных разломов вероятны большеобъемные рудные скопления. Возможно, ортогональные и диагональные разломы играют рудогенерируюшую роль в структурах земной коры, которая возрастает от ранних эпох к поздним. В широком временном цикле происходят и изменения минеральных типов в направлении от монометалльных к полиметалльным. Процесс эволюции минерагении носит региональный характер и служит мерой дифференцированности оруденения в пределах ТСЗ.
Выявленные закономерности размещения рудных месторождений в Трансструктурной зоне находятся в прямой зависимости от регматической сети (ортогональной и диагональной) глубинных разломов и, следовательно, определяются геодинамическим режимом ТСЗ. Если это так, то крайне важное значение имеют установленные факты многостадийных редкоземельных (Улканс-кие), золоторудных (Хомстейк) и редкометалльных (Си-хотэ-Алинь) месторождений, охватывающих длительные промежутки времени. Месторождения располагаются в структурах центрального типа с развитием трещинного каркаса по спирали или в глубоко вдвинутых аллохтонах. Эти условия подчеркивают многоактную смену гео-динамического режима (растяжения-сжатия) при устойчивости самой системы в целом на протяжении многих геологических эпох, что способствует развитию поли-хронных, регенерированных, раздробленных и брекчие-вых руд.
Рис. 7. Схема расположения рудных зон, узлов и месторождений в юго-восточном Сихотэ-Алине
1 - границы рудных зон установленные (а), предполагаемые (б); 2 - поперечные рудоконтролирующие надвиговые зоны, прослеженные по простиранию и на глубину (а), установленные на поверхности или выявленные на глубине (б), предполагаемые (в); 3 - рудные узлы, их главные (Бп, ^¥) и сопутствующие (Аи) металлы (цифры в квадратах): 1 - Северо-Березовский, 2 - Шумнинский, 3 - Смолянский, 4 -Новогорский, 5 - Арсеньевский, 6 - Дубровский, 7 -Хрустальненский, 8 - горы Мирной, 9 - Высокогорский, 9а -Медвежий, 9б - Монастырский, 10 - Араратский, 11 -Кедровый, 12 - Антоновский, 13 - Соболиный, 14 -Кочубеевский, 15 - кл. Широкий, 16 - Еловский, 17 -Фурмановский, 18 - месторождение Рудное, 19 - Вершинный, 20 - месторождение Нижнее, 21 - Светлинский, 22 -Юбилейный, 23 - Мраморный, 24 - Пойменный, 25 -Ключевой); 26 - Лиственный; 27 - Чернорученский; 4 -промышленные месторождения, крупные и средние (а), мелкие месторождения с промышленными и забалансовыми рудами (б), рудопроявления (в), точки рудной минерализации (г)
Сумма признаков и свойств ТСЗ позволяет в системе длительно развивающихся ортогональных и диагональных региональных провинций прогнозировать рудоносные территории (рудно-формационные зоны) более высокого порядка, в том числе в блоках и плоскостях крупных надвигов, представленных различными структурно-вещественными комплексами (от рассланцованных и будинированных толщ до олистостромовых образований). Отмеченные обстоятельства позволяют рассматривать тектонический каркас ТСЗ как эндогенную систему с фиксированным размещением рудных площадей (блоков) и разломов, что повышает геологическую эффективность и практическую направленность поисков. На рис. 8 показаны ортогональные и диагональные системы дислокаций, соответствующие минерагенической зональности по указанным направлениям. На фоне диа-гонально-блоковой специализации полиформационных рудоносных площадей (рис. 8) выделяются протяженные ортогональные зоны монометалльных аномалий главных рудных элементов, при этом аномальные геохимические поля олова и свинца группируются в своеобразные узлы, а последние - в линейные зоны. Существуют важнейшие отличительные признаки главных рудных элементов в Сихотэ-Алине [13]: а) строение аномалий подтверждают представления С.С. Смирнова о пульсационной направленности рудного процесса; б) ортогональные и диагональные рудные зоны отмечаются зональным строением аномалий и строго ранжированным распределением в них химических элементов. Рудная зональность (или зональность на месторождениях) проявлена в однотипной смене минеральных и металльных ассоциаций по вертикали и латерали от внутренних зон к внешним.
Региональный характер выявленных закономерностей позволяет констатировать однотипность рудообра-зования, а в группе ореолообразующих выделить элемен-
ты широкого распространения. Максимальные содержания химических элементов этого комплекса в первичных ореолах и рудных телах обычно совпадают. На других интервалах рудных тел содержания этих элементов плавно снижаются, но остаются достаточно высокими даже на значительном удалении от промышленных концентраций рудных элементов. Элементы, обладающие выше-отмеченными свойствами, получили название «сквозных». Эти элементы являются индикаторами промышленных типов руд [12].
Анализ рис. 7 и 8 приводит к выводу о приуроченности сквозных химических элементов к ортогональным и диагональным зонам, которым соответствуют глубокие крутые разрывы, надвиги, скрытые ослабленные зоны фундамента, дайковые поля и области повышенной трещиноватости, структуры центрального типа, испытавшие скручивание и срез. Следует подчеркнуть прямую связь геохимических аномалий сквозных элементов с пространственным распределением всех рудных объектов, от крупных месторождений до знаков рудной минерализации. Следовательно, моноэлементные аномалии и аномальные ассоциации главных рудных элементов являются прямыми признаками глубинности и зональности ме-таллогенических зон и месторождений.
Расмотренные модели (рис. 6-8) позволили разработать основы прогноза и предварительной оценки ресурсов месторождений. Решение этой задачи выполнено на рудных месторождениях центрального Сихотэ-Алиня, с которыми сопоставлены месторождения Средней Азии и Хингана. Установлено, что все известные месторождения и рудопроявления размещены в аномальных геохимических полях, превышающих фон в 2 раза и более. При этом области развития промышленной минерализации укладываются в рамки ортогональной сети разломов или ослабленных зон фундамента (рис. 8). Диаго-
Рис. 8. Диагонально-блоковая специализация полиформационных рудоносных площадей. Юго-восточный Сихотэ-Алинь.
1 - изолинии равных значений коэффициента зональности ДдРЬ / Дд8п*; 2-5 площади преимущественного распространения рудых месторождений и абсолютные величины коэффициента зональности: 2-
полиметаллических (более 50), 3 - оловянно-
полиметаллических (20-50), 4 - оловянных (5-20), 5 -оловянных и оловянно-вольфрамовых (0,5-5), 6 - площади с неустановленным типом руд (менее 0,5); 7 - диагональная система блоковой делимости; 8 - контур интерпретации моноэлементных аномалий, характеризующих ортогональное распространение рудных узлов. "Примечание.- Дд удельная металлоносность; абсолютная величина коэффициента зональности ДдРЬ/Ддвп, характеризующая площадь развития различных типов руд установлена эмпирическим путем по данным поисковых, геологоразведочных и эксплуатационных работ (аналитические данные литохимических съемок масштаба 1:50 000 Приморгеолкома)
нальные аномалии (рис. 7, 8), совпадающие с трассами надвигов и сдвигов, включают многочисленные мелкие месторождения и зоны (часто многообъемные) рассеянной минерализации с убогими рудами [12].
Это свойство выражено в смене типов руд, их состава и возраста по мере перехода от одного блока к другому и из области континента (ортогональное изменение), в область океана (диагональное изменение) от месторождений многометалльных и полиформационных к месторождениям полиметаллическим и близповерхностным монометалльным сульфидным (рис. 2,6-8). Установленное свойство смены типов руд по существу отражает смену геодинамических режимов, что в свою очередь отвечает различным этапам пульсации Земли, следовательно, можно связывать влияние глубинных факторов с металлогенической специализацией глубинных разломов и блоков, также как особенности рудно-магматических систем, локализованных в разломах или приуроченных к блокам различной ориентировки, с составом и особенностями развития ТСЗ [13].
На рис. 6 показаны схемы рудно-магматических систем (РМС) различных структурно-формационных зон и узлов: срединно-океанических хребтов (А), островных дуг и зоны перехода «континент-океан» (Б) и континентальных (В), приуроченных к магистральным разломам
и участкам пересечения диагональных надвигов и ортогональных ослабленных зон фундамента и к собственно надвигам. В пределах одного рудного поля надвиги могут играть роль экрана, проводника повышенной трещиноватости или ослабленной зоны с основным ортогональным разломом. Имеются многочисленные указания на то, что надвигообразование вдоль континентальной окраины охватывает значительный временной интервал. Вероятно, надвигообразование происходило непрерывно с конца мезозоя. По некоторым оценкам, оно продолжается и в настоящее время [24]. Указанные типы РМС (рис. 6) различаются мощностью и составом структурно-вещественных комплексов земной коры, геохимическими спектрами и продолжительностью эволюции РМС.
При комплексном анализе полученных данных обобщены частные модели рудно-магматических систем ТСЗ (рис. 9, 10), подтверждающие их связь с динамичными рудогенерирующими структурами Земли, которые нельзя считать наложенными только со стороны океана, что позволяет наполнить новым содержанием минерагени-ческое районирование ТСЗ с учетом структурно-веще-ственных, металлогенических и геофизических данных. В указанных геотектонических обстановках (рис. 6) ру-дообразование определяется наличием различных по своей природе продольных и поперечных разломных зон.
ою 1C с
О о cf4
о 10 о
-—
о~' о
160-
240-
320-
Астеносферная О проводящая зона О
ll|lg ки: и
О О
ё * VO ж
ГГТТ
а о
350 |q
I 1200—J V 13?
J12 V ІП I 114
Рис. 9. Глубинный разрез и схемы рудно-магматических систем Курило-Камчатской островной дуги (А) и
ортогональных магистральных разломов (Б) [13].
1 - осадочный чехол, первый проводящий слой; 2 - первый коровый высокоомный слой; 3 - второй (литосферный) коровомантийный проводящий слой; 4 - коромантийный высокоомный слой; 5 - верхнемантийный проводящий слой - астеносфера; 6 - верхнемантийный высокоомный слой; 7 - сейсмофокальные зоны и их проекции; 8 - зоны повышенной трещиноватости и разуплотнения мантии; 9 - повышенный тепловой поток, его величина в мВт/м2 и предполагаемое направление флюидопроводящих систем; 10-удельное электрическое сопротивление (Ом*м); 11 - граница Мохоровичича; 12-относительное смещение геоблоков; 13 - геоизотермы и значения температуры (С ); 14 - расчетная глубина (км) до кровли астеносферы по единичным измерениям. Темным фоном показаны высокопроводящие зоны в астеносфере (зоны предполагаемого срыва). Использованы данные: Б.И. Васильева, H.JI. Добрецова, Г.С. Гнибиденко, В.И. Головинского, Е.Н. Меланхолиной, Ю.М. Пущаровского, Н.В. Соболева, И.М. Альперовича, А.М. Ляпишева, B.C. Смирнова, Ю.Ф. Мороза, Г.М. Власова, В.К. Ротмана, И.К. Туезова, В.Г. Сахно, ЮЛ. Неверова, Л.Е. Штеренберга, В.В. Масленникова, В.П. Зайцева и др.
Ведущая роль разломов и зон повышенной проницаемости особенно контрастно сказывается на составе и минеральных типах руд.
Главными рудоконтролирующими факторами «сре-динно-океанических курильщиков» являются вулканические камеры и разрывы, субпараллельные рифтовым долинам вблизи трансформных разломов. К ним приурочены два типа руд с серо-зеленым сульфидным и нонт-ронитовым материалом. В «тройных» узлах развиты залежи массивных полиметаллических сульфидных руд колчеданного типа.
Сходный механизм РМС возможен и для Курильско-Камчатской островной дуги (тип Бесси, пирит-маркази-товые трубы вулкана Баранского, высокотампературные фумеролы вулкана Кудрявого). Однако в целом тип РМС и предполагаемая схема потока расплавов и растворов здесь существенно отличаются от срединно-океаничес-ких (рис. 9), что сказывается на типах руд их составе и возрасте. Например, на Японских островах отмечена смена палеозойского медно-колчеданного и железо-мар-ганцевого оруденения на мезозойское поли- и редкометальное и далее - на неоген-плейстоценовое благород-но-метальное. Особенностью последнего является узкий временной диапазон рудообразования, малый размах оруденения и смена относительно глубинных и высокотемпературных руд с молибденом на близповерхностные ртутно-сурьмяные с мышьяком. Особенностью всех ти-
пов руд является обязательное совместное нахождение, в разных количественных отношениях, меди, цинка, свинца, золота и серебра. Важным фактором является присутствие оловянной минерализации в золото-сереб-рянных и колчеданных рудах. В районах с медно-полиметаллическими рудами отмечена плохо выраженная зональность и несколько стадий минералообразования. Так, медное оруденение Камчатки носит сквозной характер и ассоциирует с вулканоструктурами андезитоидно-го и кислого состава. В то время как руды платиновой группы, генетически связанные с ультраосновными комплексами расслоенных (шарьированных) бескорневых массивов, образуют протяженные пояса, приуроченные к ортогональным Ичинско-Авачинской (Срединный пояс) и, частично, Паланско-Командорской (Ватыно-Вывенс-кий пояс) системам глубинных разломов сквозного типа.
Рудно-магматическая система Восточноазиатской континентальной окраины ТСЗ близка к РМС Курило-Камчатской островной дуги. Отличительной особенностью является четко выраженное зональное пространственное распределение промышленных концентраций рудных элементов. Зональность проявлена в смене месторождений (снизу вверх) от редкометальных через оло-вянно-вольфрамовые и оловянные к оловянно-полиме-таллическим. С оловянными месторождениями связана основная доля промышленных запасов и других металлов (W, Pb, Zn). Особенностью глубинных структур мес-
А
ююз Н,м 1500 -1000-500-0,0
д9с.в. Г 150 100 50 0,0
- -50 -100
<
56°
дЭс.в.
|о о о ООО
I! !! \l ES I 10 1.о 1„ I — I.
у
Рис. 10. Схемы рудно-магматических систем (Орогонская-А и Комсомольская-Б) магистральных ортогональных разломов на континентах
На графиках показаны вариации гравитационных аномалий в свободном воздухе (Дg , млГал); топографо-географическая поверхность (Н). Условные обозначения см. рис. 9. Схемы составлены по материалам И.М. Альперовича, А.М. Ляпишева, Ю.Ф. Мороза, Г.М. Власова, И.К. Туезова, В.В. Аргентова, Ю.В. Талтыкина, А.В. Поспеева, В.Б. Каплуна, Н.Н. Никифоровой, Е.А. Радкевич и др.
торождений являются крупные надвиги, к которым тяготеют редкометалльные, оловянно-вольфрамовые и медно-порфировые месторождения с золотом и молибденом. Пространственное распределение месторождений и рудопроявлений крайне неравномерное. От одной рудной территории к другой, согласно с погружением тектонических покровов, происходит уменьшение количества рудных проявлений в соотношении 1:2:4. Изменяется уровень эрозионного среза рудно-магматической колонны [13] от верхнерудного (южный Сихотэ-Алинь) к среднерудному (центральная часть) и верхнерудному (северные районы Сихотэ-Алиня).
Особенности геометрии шарьяжей указывают на дифференцированные смещения аллохтона и автохтона, фронтальной и тыловой зон. В пределах конкретных тектонических пластин известны случаи сопряжения вторичных надвигов (Кинцухинский, Ветвистый) с основным сместителем (Тетюхинский) и «тупым» выклиниванием крутопадающих разрывов (Кинцухинская пластина). Следовательно, плоскости надвигов могут быть экранирующими или рудовмещающими, но могут срезать или подрезать рудные поля. Такие структуры могут быть проявлены на больших глубинах [42], а могут быть выведены на поверхность. Благоприятным для поисков золота, платины, вольфрама является узел сочленения Си-хотэ-Алинского надвига с субширотной зоной Партизанско-Уссурийских угленосных бассейнов. Для этих бассейнов характерны синхронное осадконакопление, проявление вулканизма, складко- и надвигообразование, начиная с позднего триаса-юры (Партизанско-Суходольс-кий угольный бассейн), баррем-альба и альб-сеномана (Раздольненский эпиконтинентальный бассейн) [15]. Характерна экранирующая роль поздних надвигов на участках развития известняков и базитов карбона, перми и триаса. В частных случаях они обеспечивают «смыкание» вышеупомянутых месторождений с шеелитоносными скарнами, месторождениями бора, скарново-полиме-таллическими месторождениями и \ I ссто рожде н и я \ I и железорудных скарнов. С ними ассоциируют медно-пор-фировые месторождения с золотом и молибденом, собственно магматогенные штокверки вкрапленных титановых руд.
Обобщенные схемы глубинных разрезов РМС магистральных разломов континентальных окраин (рис. 10) указывают на несомненную их связь с тектоническим каркасом ТСЗ. Эта зависимость прослеживается в закономерно упорядоченном положении купольных структур, тяготеющих к магистральным разломам и ослабленным зонам фундамента. Такие купола наследуют выступы астеносферы с амплитудой более 40-70 км, что приводит к сокращению мощности литосферы за счет разуплотнения, частичного плавления и подъема блока. Наиболее крупные купола Сунляо, Япономорский, Комсомольский и Орогонский фиксируются отчетливо выраженными аномалиями высокой проводимости (1-5 Омм), повышенным тепловым потоком (более 100 мВт/м2), разуплотнением и высокой трещиноватостью. Над куполами и на флангах наблюдаются крупные
месторождения и сокращение мощности всех надасте-носферных слоев в режиме разуплотнения (растяжения) кровли. По некоторым оценкам предполагается резкий подъем астеносферы до уровня подошвы земной коры.
Заключение
Северо-Тихоокеанская зона широтных и диагональных трансструктурных дислокаций (ТСЗ) является своеобразным генератором структурно-вещественных и динамических неоднородностей тектоносферы, начиная с архея. Она пересекает и преобразует прибрежно-материковые геологические структуры Земли, способствует пониманию причин разнообразия и единства рудных формаций океана и континентов. Ее изучение и освоение открывает новые возможности для целенаправленных поисков минерального сырья на континенте, в зоне перехода «континент-океан» и в акваториях Тихого океана.
По совокупности признаков, эволюция мегазоны свидетельствует о закономерных циклах и фазах тектогене-
за, охватывающих не только ТСЗ, но и весь земной шар. Важнейшими факторами, подтверждающим этот вывод, являются глубинные связи геофизических аномальных неоднородностей с приповерхностными структурно-ве-щественными комплексами, типами земной коры, ее мощностью, рельефом поверхности твердой Земли и другими свойствами. Взаимосвязь этих элементов позволяет картировать в литосфере Тихоокеанского сегмента планетарную геологическую структуру (трансструктурную зону), которая связывают разобщенные Тихим океаном тектоносферные сегменты Востока Азии и Северной Америки. В иерархии структур они не имеют аналогов, поскольку являются элементами воздействия на Землю внешних космических факторов.
Трансструктурные зоны отмечаются высокой активностью и рудной продуктивностью. Минеральные фации, метаморфические и метасоматические комплексы подчеркивают унаследованный характер развития рудных зон и приуроченность промышленных типов месторождений к ортогональным линеаментам, нарушающим кольцевую поясовую зональность Тихоокеанского рудного пояса, что обеспечивает многообразие металлоге-нических зон и рудно-магматических систем с трехмерной векторной моделью потока вещества. Концентрированное вовлечение вещества в рудный процесс наблюдается в узлах сквозных дислокаций и над скрытыми разломами фундамента. Следует подчеркнуть, что указанная связь согласуется с погружением надвигов и шарьяжей и направлена от континента к океану. В этом же направлении изменяется уровень эрозионного среза месторождений и гранитоидов от собственно интрузивных массивов к надинтрузивным фациям роговиков, сменяющихся далее (снизу вверх) слабо измененными вулка-ногенно-кремнистыми и теригенными толщами, экструзивными и поверхностными фациями вулканических поясов. Согласные с погружением надвигов блоки и диагональные разломы являются рудогенерирующими областями рассеянной минерализации, в контурах распространения которых могут быть выявлены многообъемные месторождения с убогими рудами.
ЛИТЕРАТУРА:
1. Авдонин А.В., Долгинов Е.А. Глобальные широтные линеаменты и их значение для оценки общей структуры, развития и геодинамики Земли. М.: РУДН, 2004. 100 с.
2. Авсюк О. С. и др. Широтная зависимость областей осадконакопления как проявление хода приливной эволюции Земля-Луна-Солнце // ДАН, 2005. Т. 402, № 5. С. 643-646.
3. Анохин В.М., Одесский И.А. Характеристика глобальной сети планетарной трещиноватости // Геотектоника. 2001. № 5. С. 3-9.
4. Белоусов В.В. Проблема происхождения складчатости // Складчатые деформации земной коры их типы и механизм образования. М.: АН СССР, 1962. С. 3-8.
5. Белоусов В.В. О строении и развитии тектоносферы материков // Закономерности размещения полезных ископаемых. М.: Наука, 1967. С. 5-39.
6. Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Руднев С.Н., Хромых С.В. Геодинамика и гранитоидный магматизм коллизионных орогенов // Геология и геофизика. № 12. Т. 44. 2003. С. 1321-1338.
7. Геологическая карта Мира масштаба 1:15 000 000. СПб.: 2000.
8. Джеффрис Г. Земля, ее происхождение, история и строение. М.: ИЛ. 1983. 485 с.
9. Долицкий А.В., Кийко И. А. О причинах деформации земной коры // Проблемы планетарной геологии. М.: Госгеолтехиздат, 1963. С. 291-311.
10. Иванкин П.Ф., Фотиади Э.Э., Щеглов А.П. Модели тектоносферы Тихоокеанского подвижного пояса // Докл. АН СССР. 1970. Т. 192, № 5. С. 1103-1106.
11. Калягин А.Н., Коварский Н.Я., Родзик И.Г., Кустов
B.Н. Современное рудообразование на Восточно-Тихоокеанском поднятии//Тихоокеан. геология. 1993. № 2. С. 20-27.
12. Калягин А.Н. Геохимический метод оконтуривания рудных полей и зон // Вестн. ДВО РАН. 1994. № 2.
C. 22-28.
13. Калягин А.Н. Трансструктурная металлогения северной части Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 1999. 143 с.
14. Калягин А.Н., Абрамов В.А. Особые геологические принципы и критерии трансструктурного уровня при прогнозе скрытых глубокозалегающих угольных и нефтегазовых месторождений в пределах Мендоси-новской трансокеанической системы Пацифики (на примере Дальневосточного региона) // Тр. Мсждунар. конф. по проблемам угольного и нефтегазового ТЭК(а). Владивосток: ДВГТУ, ТАНЭБ. 2002. С. 75-101.
15. Калягин А.Н., Абрамов В. А. Основы трансструктурной геологии в океанологии и металлогении. Владивосток: Дальнаука, 2003. 348 с.
16. Калягин А.Н. Геология и металлогенические особенности Трансструктурной мегазоны северной части
Тихоокеанского сегмента Земли: автореф. дис... д-ра г.-м.н.. Владивосток: Дальнаука, 2006. 48 с.
17. Карта Циркум-Тихоокеанского магматизма. Масштаб 1:10 000 000. Л.: МГ СССРВСЕГЕИ, 1979.
18. КаттерфельдГ.Н. Планетарная трещиноватость и линеаменты Земли, Марса, Меркурия и Луны. СПб.: Изд-во Международного фонда истории науки, 2000. 200 с.
19. Кинг Ф.Б. Геологическое развитие Северной Америки. М.: ИЛ, 1961.273 с.
20. Краузе Д. К. Экваториальная зона сдвига / Система рифтов Земли. М.: Мир. 1970. С. 250-278.
21. Кузьмин М.И., Альмухамедов А.И., Ярмолюк, В.В., Кравчинский В.А. Рифтогенный и внутриплитный магматизм, соотношение с «горячими» и «холодными» полями мантии // Геология и геофизика. 2003. Т.44, № 12. С. 1270-1279.
22. Личков Б. Л. Природные воды Земли и литосфера. М-Л.: АН СССР, 1960. 163 с.
23.Маракушев А.А., РусиновВ.Л., ЗотовИ.А. идр. Глобальные аспекты эндогенного рудообразования // Геол. рудн. месторожд. 1997. Т.39, № 6. С. 483-501.
24. Мельников Н.Г., Изосов Л. А. Кайнозойские тектонические покровы и перспективы угленефтегазоносно-сти Приморья//Геотектоника. 1990. № 3. С. 80-87.
25. Мишкин М. А. Метаморфизм в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану. М.: Наука. 1981. 286 с.
26. Мишкин М. А. Ранняя кора Востока Азии. Модель формирования // Геодинамика и металлогения. Владивосток: Дальнаука, 1999. С. 120-125.
27. Муравьев В.В. Структурные направляющие геологической эволюции // Наука в России. 1999. № 1. С. 50-57.
28.Павленкин А. Д. и др. Глобальная модель тектоносферы и геодинамика // Докл. РАН. 1999. Т. 364, № 3.
С. 360-362.
29. Пономарев B.C., Трифонов В.Г. Факторы тектогене-за // Актуальные проблемы тектоники океанов и континентов. М.: Наука, 1984. С. 81-94.
30. Радкевич Е.А. Металлогеническая карта Тихоокеанского пояса // Основные проблемы металлогении Тихоокеанского рудного пояса. Владивосток: 1971.
С. 14-18.
31. Радкевич Е.А. Металлогенические провинции Тихоокеанского рудного пояса. М.: Наука, 1977. 176 с.
32. Одесский И.А. Ротационно-пульсационный режим Земли - источник геосферных процессов. СПб.: СПГТУ, 2005. 100 с.
33. Одесский И.А. Глубинные разломы и рудогенез. Изв. РГО. 2005. Т. 137, Вып. 4. С. 77-80.
34. Смыслов А.А., Моисеенко УИ, Чадович Т.Э. Тепловой режим и радиоактивность Земли. Л.: Недра, 1979. 192 с.
35. Стовас М.В. О напряженном состоянии корового слоя в зоне между 30-40D // Проблемы планетарной геологии. М.: Госгеолтехиздат, 1963. С. 275-284.
36. Титов В.И. Роль планетарных поясов глубинных разломов Земли в размещении нефтегазоносных провинций // Отечественная геология. 1998, № 5. С. 5-6.
37. Устинова В.Е. Пространственная зональность в размещении углеводородного сырья и особенности ее проявления в геофизических полях. Тюмень: Изд-во ТПУ 2004. 47 с.
38. Фаворская М. А. Новое направление металлогеничес-ких исследований в ИГЕМе АН СССР // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1974. № 6. С. 5-13.
39. Фаворская М. А., Томсон И.Н. и др. Глобальные закономерности размещения рудных месторождений. М.: Недра. 1974. 292 с.
40. Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. М.: 1983.415 с.
41. Geodynamic map of the Circum-Pacific Region (Arctic sheet). M.: 1:10 000 000. Editor G. Moore. US GS. Dallas.
42. Юшманов Ю.П., Петршцевский A.M. Тектоника, глубинное строение и металлогения Прибрежной зоны Южного Сихотэ-Алиня. Владивосток: Дальнаука, 2004. 112 с.
43. Kutina J. Hydrothermal ore deposits in the western United States: Anew concept of structural control of distribution // Science. 1969. Vol. 165. P. 1113-1119.
44. Kutina J. Regularities in the distribution of ore deposits along «Mendocino Latitude», Western United States // Global Tectonics and Metallogeny. 1980. Vol. 1, № 2. P. 1170-1189.
45. Measured and Estimated Seaflor Topography. / Editor W. Smith, D. Sandwel. National Geoph. Data Center. 1997 NJAA, E/GCS.
46. Schenk V. P-T-t patch of the lover crast in the Hercynian fold belt of Southern Calabria. Evolution ofMetamorphic Belts. Geol. Soc. Spec. Publ. London, 1989. № 43. P. 885-906.
47. Smoot C. The trans-Pacific Chinook Trough megatrend// Geomorphology. 1998. №24. P. 333-351.
Two systems of deep faults and synchronous ore bearing of Trans-structural zones located in the lithosphere of the north Pacific Earth s segment are examined. The Rotatory-pulsate Earth s regime is co-ordinated with geodynamic conditions, metallogenetic potential and geochemical spectrum. That is the base of the diversity and genetic unity of the ore deposites as well.
