CC BY
39
III. МАТЕМАТИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ. РЕГИОНАЛЬНЫЙ ПРОГНОЗ
УДК 550.83: 551.24 (571.63)
ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ ДАЛЬНЕГОРСКОГО РУДНОГО РАЙОНА
А.М. Петрищевский
Институт комплексного анализа региональных проблем ДВО РАН, г. Биробиджан
Дальнегорский рудный район (ДРР) расположен в восточном Сихотэ-Алине, на границе Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса с мезозойскими кремнисто-терригенными аккреционно-складчатыми и складчато-надвиговыми комплексами (рис. 1). В основании терригенных комплексов здесь залегает нижнемеловая алевролитовая флишоидная толща с видимой мощностью около 1 км, которая находится в сложных тектонических отношениях с одновозрастными олистостромами и тектоническими покровами, представленными пластинами триасовых известняков и нерасчленяемых триасово-раннемеловых кремнисто-терригенных пород [9]. В составе терригенного комплекса выделяют три главные стратифицируемые толщи, ранее относимые к свитам: тетюхинскую позднетриасовую кремнисто-терригенно-карбонатную (Т2_3 и),
горбушинскую юрскую кремнисто-терригенную и 2_3 gr) и таухинскую раннемеловую терригенную (К 1 (И), стратиграфические и пространственные взаимоотношения между которыми определяются нечетко [9]. Терригенный комплекс на большей части
территории ДРР перекрыт эффузивными образованиями двух вулкано-плутонических комплексов: ольгинского сенонского липаритового и дальнегорского датского андезитового [5], которые слагают сложнопостроенные вулкано-плутонические ассоциации, характеризующиеся постепенными переходами фаций и состава. Их изучение основывается на представлениях о вулкано-текгонических структурах (ВТ-структурах) исистемах [5,8]. Структурное положение района характеризуется [10] приуроченностью его к интрузивно-купольному поднятию с инверсированным (обрушенным) сводом (рис. 1 -Б).
Главными полезными ископаемыми ДРР являются полиметаллы и бор. Скарново-полиметаллическая минерализация района генетически связана с дальнегорским вулкано-плутоническим комплексом [1,5], при этом рудные тела часто локализуются в зонах структурного несогласия между терригенными и вулканическими (субвулканическими) комплексами. Ареалы полиметаллической минерализации наблюдаются вне пространственной связи с интрузивными телами, что
132 134
136
135
136
00
47
46
45
44
43
44
40
44
□
1
2
3
Рис. 1. Обзорные карты Дальнегорского рудного района: А - географическая, Б- геолого-структурная
1,2- контуры Дальнегорского района на схемах А (1) и Б (2); 3 - мезозойские кремнисто-терригенные аккреционно-складчатые и надвигово-складчатые комплексы; 4 - позднемеловые и палеогеновые вулканогенные образования; 5 -интрузивно-купольная структура [10]; 6 - вулкано-тектоническая депрессия; 7 - месторождения полиметаллов
указывает на преимущественно флюидный (гидротермальный) способ переноса и концентрации рудного вещества [1].
Основной структурной задачей геофизических исследований в Дальнегорском рудном районе на протяжении длительной (более 50 лет) истории его изучения являлось определение мощности вулканического чехла, однако пестрота петрографического и литологического состава пород в совокупности с широко проявленными интенсивными метаморфическими изменениями осадочных пород (орговикование, скарнирование) и пропилитизацией вулканитов затрудняли ее решение, и поэтому эта задача реализовывалась, в основном, по единичным опорным (двумерным) пересечениям вулканических структур. Показателем высокой степени неоднородности вулканических образований является карта плотности горных пород ДРР [4], составленная по результатам опробования образцов с поверхности. Плотность вулканитов в центральной части района варьирует от 2,3 8 г/см 3 до 2,68 г/см3, при этом на контактах терригенных пород с эффузивами не везде наблюдаются плотностные границы. Эта карта в общих чертах отражает дифференциацию плотностных свойств двух главных комплексов пород (терригенного и вулканического), однако плохо коррелируется с гравитационными аномалиями и по этой причине ее нельзя использовать при расшифровке глубинного строения вулканических структур.
В предлагаемой вниманию работе осуществлена попытка построения объемной модели вулканического чехла, основывающейся на обобщении результатов опробования плотностных свойств горных пород в скважинах и трехмерном вычислительном алгоритме. Изучение структурной связи главных рудных полей района (Дальнегорского и Садового) выполнено на основе совмещении аналитического (конечно-метрического) и статистического способов интерпретации гравитационных аномалий.
Методика исследований
Построение 3-мерной модели вулканических комплексов осуществлялось по алгоритму [3]:
ху х2у2г2
№(х,у, г)=Кст[х1п(у+11)+у1п(х+11)-агй£—| | | | (1)
хК х1 у1 г1
где: Ш (х, у, т) - аномалия силы тяжести в точке с координатами х, у,
Я = ^X2 + у2 + 7? ,
К - гравитационная постоянная;
ст - избыточная плотность элементарной призмы;
х р х 2, у р у 2, ъ р ъ 2 - координаты граней призмы.
При определении средневзвешенных плотностных характеристик комплексов пород применялась формула: _
_ Е/?г ’ (2)
где: О ^ - средневзвешенная плотность комплекса пород; СГ - средняя плотность керна в изучаемом интервале; И -мощность интервала.
Основой 3-мерного подбора плотностных неоднородностей служила карта остаточных гравитационых аномалий (рис. 2 Б) после осреднения радиусом 15 км, зоны высоких градиентов на которой приурочены к границам выхода на поверхность терригенных пород (рис. 2 А).
Пример трехмерного гравитационного моделирования сложных (полигенных) ВТ-структур по алгоритму (1) и средневзвешенным плотностным характеристикам вулкано-плутонического и кремнисто-терригенного комплексов приводится на рис. 2. Процедурная погрешность сделанных вычислений, определяемая по расхождению наблюденных (рис. 2-Б) и расчетных (рис. 2-В) гравитационных аномалий, не превышает 15 %, однако абсолютная погрешность, в силу значительных вариаций плотности пород, не устанавливается. Подбор объемных моделей ВТ-структур осуществлялся горизонтальными пластинами многоугольной формы толщиной 0,25 км, гравитационные эффекты которых суммировались в итоговой модели (рис. 2- В, Г). Трехмерные модели увязаны с двумерными в опорных пересечениях (рис. 3, 4). Вычисление гравитационых эффектов в двумерных моделях осуществлялось по стандартному алгоритму [2].
Аналогичным образом рассчитана мощность вулканитов в пределах ВТ-структур на флангах района: Барачной, Перевальной, Солонцовской, Лидовской и Верхне-Лидовской и составлена композиционная схема мощности вулканического покрова в Дальнегорском рудном районе (рис. 3). Границам ВТ-структур на этой схеме соответствует изопахита Н = 0,25 км.
При расшифровке внутреннего строения складчато-надвиговых структур по профилю А-Б (рис. 4) применен метод автокорреляционного широкодиапазонного гравитационного зондирования [6], основным назначением которого является выявление в разрезах зон сгущения корреляционных кривых, часто совпадающих с местоположением контрастных границ раздела структурно-вещественных комплексов земной коры.
Объемная гравитационная модель вулканического покрова
По ранним оценкам плотностных характеристик кремнисто-терригенного и липаритового (ольгинского) вулканического комплексов в ДРР (Байсарович, 1968; Ваганов, 1970, 1971, 1974), сделанным в период интенсивного изучения района, средняя плотность пород каждого из указанных комплексов в разных частях района варьируют в пределах 0,06-0,14 г/см3, что соизмеримо с дифференциацией обобщенных плотностных характеристик этих комплексов (010-0,12 г/см3). Также широко варьирует плотность вулкано-плутонических пород среднего состава (2,62-2,76 г/см3), а их средняя плотностная характеристика (2,70 г/см3) близка к плотности терригенного разреза (2,69 г/см3). Последнее обстоятельство весьма затрудняет гравитационное моделирование вулкано-тектонических структур, которое
11 12 31-145 к1"-!6 7 ^-Ч8
Рис. 2. Трехмерное гравитационнное моделирование Дальнегорской вулкано-тектонической структуры (А -геолого-структурная схема, Б - карта наблюденных гравитационных аномалий, В - карта расчетных гравитационных аномалий, Г-структурная схема рельефа подошвы вулканических пород)
1 - кремнисто-терригенные породы (Т - К^; 2 - вулканический покров (К2); 3 - субвулканические гранитоиды; 4-5 -изоаномалы наблюденных (остаточных после осреднения радиусом 15 км) гравитационных аномалий в мгл: 4 -нулевая, 5 - положительные (сплошные линии) и отрицательные (пунктир); 6 - изоаномалы расчетных гравитационных
аномалий, мгл; 7-8 - изопахиты мощности вулканических 8 - Дальнегорского комплекса
имеет, по существу, лишь приближенное, статистическое, решение.
Относительно более представительными при гравитационном моделировании рельефа подошвы вулканических образований являются результаты опробования керна скважин (табл. 1 и 2), подавляющая часть которых, однако, сосредоточена в рудных полях полиметаллических месторождений и на флангах ВТ-структур, где широко распространены породы, затронутые гидротермально-метасоматическими изменениями (ороговикованием, скарнированием, пропилитизацией). Наиболее вероятное среднее значение плотности терригенно-кремнистых пород, по результатам многолетнего опробования керна скважин (табл. 1), составляет 2,72 г/см3, а вулканических пород (табл. 2)-2,62 г/см3. Разница между этими значениями (0,10 г/см3) принята в качестве расчетной при моделировании подошвы вулканического покрова.
По полученным данным (рис. 3), центральное положение в районе занимает Дальнегорская полигенная вулкано-тектоническая депрессия, которая имеет зональное строение. Фланги структуры сложены
субвулканических пород (км): 7 - Ольгинскош комплекса,
четырьмя субвулканическими центрами кислого состава, простирающимися на глубину более 2 км. Один из центров совпадает с южной частью гранитного интрузива 3 -го ключа. Северная часть последнего имеет небольшую (не более 0,3 км) вертикальную мощность и, таким образом, этот интрузив характеризуется типичной для субвулканических интрузий лополитообразной (лакколитообразной) формой. Центральная часть Дальнегорской ВТ-депрессии сложена вулканитами дальнегорского комплекса (андезиты, диоритовые порфириты и другие) вертикальной мощностью не менее 1 км при плотности 2,67-2,68 г/см3 (рис. 3).
Второй по сложности ВТ-структурой в районе является Солонцовская. В ее пределах, по гравиметрическим данным, предполагаются два вулканических центра кислого состава вертикальной мощностью порядка 1-1,5 км (рис. 3) на северном и южном флангах структуры, а в центральной части преобладают вулканиты среднего и основного состава (Дальнегорский комплекс). Субвулканический интрузив 27-го ключа на северном фланге этой структуры имеет лакколитообразную (грибообразную) форму и по этому
Таблица 1
Плотность кремнисто-терригенных пород Дальнегорского рудного района по керну скважин
№№ Стратиграфический Мощность комплекса, Интервал опробован., Плотность, г / см 3
скважин индекс пород м м интервал изменения средняя в интервале
7 К! Й1 800 - 1000 40 - 240 2,70-2,80 2,74
118 К! Й1 800 - 1000 60 - 220 2,67-2,75 2,72
223 К! Й1 800 - 1000 40 - 360 2,64-2,77 2,69
226 К! Й1 800 - 1000 20 -280 2,65-2,82 2,74
238 К! Й1 800 - 1000 20 - 180 2,67-2,75 2,72
250 К! Й1 800 - 1000 0 - 180 2,68-2,80 2,72
Средневзвешенная плотность пород таухинской свиты 2,72
206 Ji gr 120 - 1200 800 - 1000 2,64-2,78 2,72
137 Ji gr 120 - 1200 250 - 500 2,67-2,75 2,70
17 Ji gr 120 - 1200 100 - 160 2,64-2,80 2,72
354 Ji gr 120 - 1200 20 - 140 2,63-2,80 2,70
Средневзвешенная плотность пород горбушинской серии 2,71
276 T2-3 tt 120 - 1600 140 -260 2,70-2,87 2,72
249 T2-3 tt 120 - 1600 400 - 660 2,65-2,75 2,70
170 T2-3 tt 120 - 1600 280 - 660 2,68-2,76 2,72
117 T2-3 tt 120 - 1600 640 - 950 2,60-2,77 2,68
96 T2-3 tt 120 - 1600 20 - 380 2,63-2,83 2,72
91 T2-3 tt 120 - 1600 20 - 540 2,60-2,85 2,75
80 T2-3 tt 120 - 1600 50 - 740 2,62-2,75 2,68
76 T2-3 tt 120 - 1600 120 -460 2,60-2,76 2,68
69 T2-3 tt 120 - 1600 60 - 340 2,60-2,80 2,72
49 T2-3 tt 120 - 1600 20 - 500 2,68-2,73 2,70
48 T2-3 tt 120 - 1600 90 - 300 2,65-2,85 2,74
38-а T2-3 tt 120 - 1600 80 - 300 2,72-2,80 2,77
36 T2-3 tt 120 - 1600 90 - 240 2,65-2,75 2,69
26 T2-3 tt 120 - 1600 40 - 300 2,62-2,78 2,73
Средневзвешенная плотность пород олистостромовой толщи 2,72
Средняя плотность кремнисто-терригенных пород 2,72
К1 Л - таухинская свита ; Т1-К1 §г - горбушинская серия; К1 - олистростромовая толща (бывшая тетюхинская свита)
Таблица 2
Плотность вулканического чехла Дальнегорского рудного района по керну скважин
№№ Стратиграфический Мощность комплекса, м Интервал опробован., Плотность, г / см 3
скважш индекс пород м интервал изменения средняя в интервале
4 К2о1ъ 650 60 - 300 2,58-2,67 2,63
6 К2о1 1000 20-180 2,58-2,67 2,62
17 К2о1 1000 20 -100 2,60 - 2,75 2,68
21 К2о1 1000 0-120 2,55-2,74 2,64
36 К2оГ 350 20-80 2,56-2,65 2,61
45 К2оГ 350 0-350 2,58-2,72 2,60
38 К2о1 1000 0-400 2,58-2,72 2,60
120 К2о1 1000 0-560 2,61 -2,72 2,67
220 К2о1ь 650 0-140 2,28 - 2,45 2,36
220 К2о1ь 650 140 - 240 2,38-2,51 2,45
221 К2о1ь 650 20 -120 2,26 - 2,44 2,36
221 К2о1ь 650 120 - 340 2,38 - 2,60 2,48
351 К2о1 1000 0-200 2,40-2,57 2,51
351 К2о1 1000 200 - 600 2,60 - 2,75 2,65
Средневзвешенная плотность пород Ольгинского комплекса 2,59
107 К2 d 800 0-350 2,53 - 2,66 2,59
107 K2d 800 350 - 700 2,61 - 2,76 2,68
116 K2d 800 0-700 2,50 - 2,70 2,61
117 K2d 800 0-600 2,50 - 2,69 2,59
118 K2d 800 0 -1200 2,54 - 2,70 2,63
170 K2d 800 0-150 2,54 - 2,78 2,66
249 K2d 800 100 - 400 2,53 - 2,70 2,65
481 K2d 800 0-800 2,45 - 2,80 2,66
85 K2d 800 120 - 780 2,58 - 2,68 2,65
256 K2d 800 180-700 2,56 - 2,70 2,63
219 K2d 800 100 - 200 2,65 - 2,75 2,70
Средневзвешенная плотность пород Дальнегорского комплекса 2,64
Средняя плотность эффузивного чехла 2,62
К2 о1 - ольгинский вулканоплутонический комплекс (а- нижний горизонт, Ь - верхний горизонт); К2 <1 - дДальнегорский вулканоплутонический комплекс
44
ЗО
44
з [' ' "Л 4
• 9
10
КН ц и
5 4- + 6 л л 7
л
|«| 12 13 1 ' 14
Рис. 3. Гравитационная модель рельефа подошвы вулканических комплексов Дальнегорского рудного района
1,2- кремнисто-терригенные породы (Т - Ьу на поверхности (1) и в разрезе (2); 3,4- эффузивы на поверхности (3) и в разрезе (4); 5,6 - субвулканические гранитоиды на поверхности (5) и в разрезе (6); 7 - субвулканические образования среднего и основного состава; 8 - нерасчленяемые вулканогенно-осадочные образования; 9 - месторождения полиметаллов; 10,11-гравитационныеаномалии(наразрезеБ-Г):наблюденная(10)ирасчетная(11); 12-плотность комплексов, г/см3; 13, 14 - изопахиты мощности вулканических и субвулканических пород Ольгинского (13) и Дальнегорского (13) комплексов, км.
Названия субвулканических интрузивов (цифры в квадратах): 1- интрузив 27-ключа; 2 - интрузив 3-ключа. Названия вулкано-тектонических депрессий: Д - Дальнегорская, С - Солонцовская, Л - Лидовская, В - Верхне-Лидовская, П -Перевальная, Б - Барачная
признаку идентичен интрузиву 3-го ключа на северном фланге Дальнегорской ВТ-депрессии. Уплощение (или смещение?) приповерхностных частей сравниваемых интрузивов в северо-восточном направлении, возможно, связано с региональным сдвигом по Прибрежному разлому [7]. Субвулканические тела 3-го и 27-го ключей, образовавшиеся в результате выдавливания магмы к флангам вулканических построек при проседании их сводов (классическая схема), в этом случае, могли использовать плоскости срывов на границе терригенных пород с эффузивами.
В числе других вулканических структур наибольшей мощностью вулканического покрова характеризуется БарачнаяВТ-депрессия (рис. 3).
Перспективными для поисков новых месторождений
полиметаллов, по полученным данным, являются скрытые поднятия - «перемычки»- между Перевальной и Дальнегорской, Дальнегорской и Лидовской, Солонцовской и Дальнегорской, Верхне-Лидовской и Дальнегорской вулкано-тектоническими депрессиями, где мощность вулканического покрова составляет менее 250 м (рис. 3). В пределах некоторых из поднятий (Перевальная
- Дальнегорская, Лидовская - Дальнегорская, Солонцовская-Дальнегорская) известны аномалии вызванной поляризации [4], являющиеся индикаторами сульфидоносных гидротерм.
Гравитационная модель складчатого-надвигового комплекса
Строение мезозойских кремнисто-терригенных комплексов, подстилающих эффузивы, изучено по
к
к,
т - к
к,
к,
Т К
5 I 2.521 6
11
Рис. 4. Гравитационные модели строения кремнисто-терригенных комплексов по профилю А - Б (вверху -модель автокорреляционного зондирования, внизу - плот постная модель)
1 - эффузивные образования преимущественно ольгинского комплекса; 2 - мезозойские терригенные комплексы; 3
- интенсивно метаморфизованные кремнисто-карбонатно-терригенные породы триасово-юрского возраста; 4 -нерасчленяемые меловые вулканогенно-осадочные образования; 5 - субвулканические гранитоиды; 6 - плотность комплексов, г/с\г'; 7,8- гравитационные аномалии: наблюденная (7) и расчетная (8); 9 - кривые автокорреляционного зондирования (верхний разрез); 10 - опорные статистические гравитирующие границы; 11 - границы и возраст геокомплексов на поверхности
/ •
- V
V ✓ N 1
+ + 4)
+ +
|— —| ю [им
профилю А-Б (рис. 4). Главные (доминирующие) особенности пространственной морфологии слоев и пластин, слагающих здесь терригенный разрез, выявлены с помощью гравитационного частотного зондирования (рис. 4, верхний разрез). Этим методом в пределах Садового рудного поля зоной сгущения кривых Ъ на глубине 0,2 км фиксируется субгоризонтальная граница раздела вулканического и терригенного комплексов, а в интервале глубин 0,5-1,2 км от поверхности наблюдены наклонные границы внутри кремнисто-терригенной толщи (рис. 4, верхний разрез). Поведение этих границ согласуется с геологическим описанием тектонического покрова, сложенного карбонатными породами триасового возраста [9].
По результатам 2-мерного гравитационного моделирования, опирающегося на статистические гравитирующие границы (рис. 4, нижний разрез), в разрезе кремнисто-терригенных комплексов Дальнегорского района можно предположить существование двух тектонических пластин, характеризующихся повышенной плотностью. Одна из пластин вертикальной мощностью
0,7-0,8 км и плотностью 2,70 г/см3 слагает Садовое рудное поле, где на большей части она перекрыта вулканитами (рис. 3, 4). Вторая пластина выходит на поверхность в Центральном рудном поле района. Положение подошвы второй пластины (точнее - пакета пластин) выполненными расчетами не отображается. По совокупности геолого-геофизических данных второй (северо-западный) пакет пластин имеет сложное строение и в верхней части включает два горизонта интенсивно метаморфизованных пород, разделяемых субвулканическим силлом (рис. 4). К этим горизонтам приурочена основная часть промышленно значимых полиметаллических месторождений Дальнегорского района (рис. 3). Наличие силла, также как и более мелких субвулканических прослоев, неразличимых при исследованиях данного масштаба, внутри пакета тонких (вертикальной мощностью 0,3-0,4 км) метаморфизованных тектонических пластин, вероятно, способствовало активной циркуляции рудоносных гидротерм, связанных с их магматическими источниками на периферии ВТ-структур (Дальнегорской и Солонцовской). Магматическая прослойка внутри пакета тектонических пластин, кристаллизовавшаяся в виде силла (рис. 4), кроме этого, могла выполнять функцию «смазки» при взаимном смещении пластин, некоторые из которых классифицированы как тектонические покровы [9]. Аллохтонное залегание высокоплотных (2,75-2,80 г/см3) метаморфизованных пластин в верхней части разреза Центрального рудного поля ДРР косвенно подтверждается низкой расчетной плотностью подстилающей их толщи (2,65-2,62 г/см3), характерной для флишоидных (или тектонически нарушенных?) пород.
Выводы
Рассмотренные материалы иллюстрируют трудности и возможности решения по гравиметрическим данным двух важных геологических задач в вулканических поясах: определение мощности вулканических покровов и изучение внутренней структуры подстилающих их
терригенных комплексов, к границам которых с вулканическими образованиями приурочена рудная минерализация. В Дальнегорском рудном районе с помощью 3-мерного гравитационного моделирования по обобщенным плотностным характеристикам главных геокомплексов пород удалось построить схему рельефа подошвы вулканического покрова, определить границы и установить соподчиненность вулкано-тектонических структур, выявить участки неглубокого залегания кремнисто-терригенно-карбонатных пород, перспективные для поисков новых месторождений. Показана возможность изучения глубинных пространственных параметров метаморфизованных карбонатных горизонтов, продуктивных в отношении полиметаллической минерализации.
ЛИТЕРАТУРА:
1. Говоров И.Н. Геохимия рудных районов Приморья. М.:Наука, 1977. 249с.
2. Гравиразведка. Справочник геофизика. М.: Недра, 1981.397 с.
3. Ипполитов О.М., Пиненжик, P.M. Моделирование трехмерных объектов на малых ЭВМ // Методика и результаты геофизических исследований Воронежсского кристаллического массива. Воронеж: Изд-во Воронежского университета, 1985. С. 95 -100.
4. Петрищевский А.М. Гравитационное частотное зондирование земной коры по автокорреляционным функциям гравитационных аномалий // Прикладная геофизика. 1989. Вып. 121. С. 169-175.
5. Петрищевский А.М. Моделирование сложных геологических структур по аномалиям критической плотности // Глубинное моделирование геологических структур по гравитационным и магнитным данным. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1985. С. 42-50.
6. Ростовский Ф. И. Магматогенно-рудная система Дальнегорского рудного узла в Приморье // Кольцевые и купольные структуры Дальнего Востока. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1977. С. 69-77.
7. Уткин В.П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулкано-плутонические пояса юга Дальнего Востока России. Статья 3. Геодинамические модели синхронного формирования горст-акрекционных систем и рифто-грабенов // Тихоокеанская геология. 1999. Т. 18, №6. С. 35-58.
8. Фремд Г.М., Рыбалко В.И. Вулкано-тектонические
структуры Восточно-Сихотэ-Алинского
вулканического пояса. Томск: Изд-во Томского гос. ун-та, 1972.144 с.
9. Юшманов Ю.П. Конседиментационные тектонические покровы прибрежной зоны восточного Сихотэ-Алиня на примере Дальнегорского рудного района //Тихоокеанская геология. 1986. №3. С. 99-107.
10. Юшманов Ю.П. Структурные особенности локализации золото-серебряного оруденения Дальнегорского рудного узла (Восточно-Сихотэ-Алинский вулканический пояс) // Тихоокеанская геология. 1999. Т. 16, №2. С. 32-37.
