Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Островные территории, как объект изучения изменений природной среды в плейстоцене-голоцене 13
1.1. Острова, как уникальный географический объект 13
1.2. Происхождение и генетическая классификация островов 17
1.3. Понятие «обстановки осадконакопления» 22
1.4. Основные факторы, контролирующие современные обстановки осадконакопления островов западной части Тихого и Индийского океанов
1.4.1. Закономерности геоморфологического строения и типизация рельефа островов.23
1.4.2. Особенности климата островов 26
1.5. Обстановки осадконакопления, как индикатор пространственно-временной организации островных геосистем 30
Глава 2. Строение четвертичных отложений и эпохи осадкообразования на островах в плейстоцене-голоцене 37
2.1. Плио-плейстоценовый рубеж 38
2.2. Ранний плейстоцен 43
2.3. Средний плейстоцен 44
2.4. Поздний плейстоцен 49
2.5. Голоцен 59
Глава 3. Специфика и палеогеографические закономерности осадконакопления на островах в плейстоцене-голоцене 85
3.1. Элювиальные образования / 85
3.2. Склоновые отложения 94
3.3. Аллювиальные отложения 106
3.4. Озерно-болотные отложения 108
3.5. Эоловые отложения 118
3.6. Прибрежно-морские отложения 129
3.7. Шельфовые отложения 150
Глава 4. Развитие обстановок осадконакопления островных территорий в условиях меняющегося климата 155
4.1. Эволюция обстановок осадконакопления и ретроспективный анализ устойчивости островных геосистем (постановка проблемы) 155
4.2. Климатические изменения плейстоцена-голоцена и эволюция обстановок осадконакопления 158
4.2.1. Крупноамплитудные изменения климата 158
4.2.1.1. Эволюция гипергенных обстановок тропических островов 161
4.2.1.2. Эволюция континентальных обстановок осадконакопления островов 165
4.2.1.3. Эволюция морских обстановок осадконакопления островов 170
4.2.2. Малоамплитудные изменения климата 178
4.2.2.1. Склоновые обстановки, как источник поступления материала в прибрежно морские обстановки осадконакопления 185
4.2.2.2. Аллювиальные обстановки осадконакопления в ходе трансгрессивно регрессивных циклов 187
4.2.2.3. Реакция озерно-болотных обстановок осадконакопления на малоамплитудные климатические изменения 188
It 4.2.2.4. Эоловые обстановки осадконакопления, как индикатор малоамплитудных
похолоданий и регрессий 197
(с 4.2.2.5. Развитие прибрежно-морских обстановок осадконакопления в ходе
трансгрессивных циклов среднего-позднего голоцена 203
4.2.2.6. Палеогеографическая информативность калькаренитов, как индикаторов
эволюции обстановок осадконакопления тропических островов 216
Глава 5. Влияние катастрофических событий на эволюцию обстановок осадконакопления на островах в плейстоцене голоцене 224
5.1. Вулканизм 224
5.1.1. Идентификация вулканических источников и разновозрастных генераций тефры по химическому составу 225
5.1.2. Интенсивность проявления вулканической активности в плейстоцене-голоцене 4t 229
5.1.3. Влияние на развитие обстановок осадконакопления
5.2. Тектоника 242
5.3. Сейсмические явления 247
5.4. Цунами 250
5.5. Тайфуны и экстремальные шторма 253
Глава 6. Реконстурукция простраственно-временнои организации островных геосистем в плейстоцене-голоцене на основе анализа эволюции обстановок осадконакопления 258
6.1. Время и причины обособления ПТК 259
6.2. Стадиальность развития и реакция на климатические изменения разной амплитуды и
длительности 267
6.3. Реакция на воздействие катастрофических процессов 271
6.4. Особенности развития литогенной основы и ее значение в эволюции островных ландшафтов в плейстоцене-голоцене 277
Основные выводы. 282
Список литературы
- Основные факторы, контролирующие современные обстановки осадконакопления островов западной части Тихого и Индийского океанов
- Средний плейстоцен
- Озерно-болотные отложения
- Эволюция континентальных обстановок осадконакопления островов
Введение к работе
Актуальность темы. Работа направлена на решение одной из фундаментальных проблем географии, связанной с выяснением закономерностей функционирования, динамики и развития геосистем и их эволюции в плейстоцене в различных геодинамических зонах. В палеогеографическом аспекте такая проблема может быть решена на примере анализа эволюции обстановок осадконакопления, изучение которых является необходимым для понимания палеогеографических закономерностей литогенеза на побережьях морей, а также выяснения функциональной связи между различными факторами и процессами при климатических изменениях плейстоцена. Эта проблема рассматривается на примере островов различного генезиса и их реакции на воздействие природных процессов разной интенсивности. Выбор островов, как объектов изучения, обусловлен тем, что здесь на небольшой территории наблюдается высокая изменчивость, контрастность природных характеристик и широкое проявление экстремальных явлений, что определяет сложность организации природных систем. Активное освоение островных территорий в последние десятилетия, уникальность их природной среды делает актуальным решение и такой задачи, как определение тенденций развития островных геосистем при климатических изменениях и связанных с ними природных процессов. Палеогеографический материал, позволяющий выделить вклад природных процессов при оценке антропогенного влияния на развитие и преобразование ландшафтов, имеет большое значение и для прогнозных задач.
Цель работы - установить палеогеографические закономерности литогенеза и эволюции обстановок осадконакопления на островах, расположенных в контрастных климатических условиях, при разнонаправленных и разноамплитудных климатических изменениях в плейстоцене-голоцене, а также при воздействии катастрофических событий разной интенсивности. В процессе исследований решались следующие задачи:
-
Провести анализ условий формирования континентальных и морских разно-фациальных отложений островных территорий Востока Азии и выявить их пространственно-временную изменчивость в разных климатических зонах в плейстоцене-голоцене. Рассмотреть особенности преобразования структурно-вещественного состава обломочного материала в зоне гипергенеза, транзита и аккумуляции в зависимости от основных закономерностей развития рельефа.
-
Установить закономерности строения четвертичного осадочного чехла островов, расположенных в различных климатических зонах от умеренных до экваториальных широт, и выделить особенности осадконакопления на островных территориях различного генезиса при климатических изменениях в плейстоцене-голоцене. Выявить специфику осадконакопления на островах с различным геодинамическим режимом в зависимости от интенсивности проявления тектонических движений.
3. Выявить особенности развития, длительность существования и ход эволюции
«itrro/w ,уч.дуг«то.гг.пттГцт>о і» pflinyv климатиче-
Э М«р ««*. .
.і і |- Л
РОС НАЦИОНАЛЬНАЯ і БИБЛИОТЕКА». {
ских зонах и факторы, определяющие их смену в ходе климатической ритмики плейстоцена-голоцена и связанных с ней изменений уповня мся.
4. Оценить роль и влияние катастрофических факторов на эволюцию различных
обстановок осадконакопления на фоне общих природных процессов, выяснить осо
бенности проявления опасных природных явлений на островных территориях в
различные эпохи плейстоцена-голоцена.
5. Рассмотреть обстановки осадконакопления, как индикатор пространственно-
временной организации островных геосистем и выделить этапы становления и за
кономерности развития ландшафтов островов в плейстоцене-голоцене на основе
изучения особенностей формирования и развития природно-территориальных ком
плексов (ПТК) локального уровня.
Научная новизна работы. Определены сходство и различия в строении береговой зоны и фациальных взаимоотношениях четвертичных отложений островов в умеренных и низких широтах, которые контролировались направленностью эрози-онно-аккумулятивных процессов во время трансгрессивно-регрессивных циклов и различным геодинамическим режимом. Установлены палеогеографические закономерности осадконакопления на островах с выделением критериев распознавания разнофациальных отложений в зависимости от источников питания. Выявлена специфика органогенного осадконакопления и диагенетических преобразований на островах в разных климатических зонах. Выделены этапы развития обстановок осадконакопления, проанализирована их изменчивость и устойчивость при климатических изменениях плейстоценам олоцена, выявлена реакция на разноамплитуд-ные климатические колебания, установлены палеогеоірафические рубежи их перестроек и факторы, приводящие к необратимым изменениям. Выявлено воздействие катастрофических процессов разной природы и интенсивности на развитие обстановок осадконакопления и показана их специфика в условиях островной суши. Дополнена тефрохронологическая схема для района Южных Курил с выделением ряда маркирующих прослоев вулканических пеплов. На основе анализа роли лито-генной основы при дифференциации разновозрастных ПТК и ее влияния на развитие других природных компонентов оценены время и причины обособления, особенности изменений структуры ПТК разных иерархических уровней, их разнообразие и эволюция. Показано, что особенности эволюции островных ландшафтов в плейстоцене обусловлены периодической активизацией процессов, ведущих к перестройке литогенной основы.
Теоретическое и практическое значение работы. Предложен новый подход при изучении пространственно-временной организации геосистем и гетерохронно-сти их компонентов. При восстановлении ландшафтной структуры конкретной территории с выделением 111К низких иерархических уровней эволюция обстановок осадконакопления является одним из информативных показателей пространственной дифференциации территории на различные временные срезы плейстоцена-голоцена. Закономерности развития и смен обстановок осадконакопления позволяют определить в палеоаспекте генезис ПТК (формирование, развитие и длитель-
ность существования), взаимосвязь различных природных компонентов, их реакцию на воздействие внешнего фактора разной интенсивности, скорости их изменения и дать анализ причин, определявших смену палео-ПТК при климатических изменениях в плейстоцене-голоцене. Показана палеогеографическая информативность литогенной основы ландшафтов, как гетерохронного компонента, сочетающего в себе реликтовые черты, отражающие различные этапы геолого-геоморфологическою развития территории, и способность изменяться под действием более поздних процессов.
Материалы работы использовались при составлении карт развития природной среды в атласе Курильских островов (на срезы 20, 6 и 4 тыс. л.н.) и окраинных морей Западной Пацифики. Результаты работы могут быть использованы при прогнозировании изменений природной среды в условиях глобального потепления и проявления различного рода экстремальных явлений, а также для целенаправленной постановки геолого-съемочных, поисково-разведочных и инженерно-строительных работ. Особое значение имеет использование маркирующих вулканических пеплов.
Фактический материал и методы исследования. Объектами исследования выбраны острова разного происхождения, расположенные на меридиональном профиле вдоль окраины Восточной Азии на различном удалении от материка. Материал собран автором во время полевых экспедиций и рейсов на НИС в Приморье (о-ва Путятин, Попова), на Курильских (о-ва Кунашир, Итуруп, Шикотан, Зеленый и Юрий) и Командорских (о. Беринга) островах, о-вя Ояхалин (зал. Терпения). Моне-рон, п-ов Босо (о. Хонсю), островах вьетнамского шельфа (Че, Ре, Тханьлам, Фон-гвонг и др.). Для более полной характеристики осадконакопления в тропиках привлекался материал по Сейшельским о-вам, а также использован материал по западному и южному побережью о. Сахалин и ряду островов Вьетнама, полученный А.М. Коротким и его группой.
В основу работы положен комплексный анализ изучения опорных разнофациаль-ных разрезов плейстоцена-голоцена. На ключевых участках разрезы изучались по профилям с проведением нивелирования. Основным методом исследования был литолого-фациальный аналгіз с привлечением ряда методов (гранулометрический, минералогический, химический). Большая часть анализов выполнена автором лично. Химические анализы выполнены в ДВГИ ДВО РАН, ЦЛ ПО «Приморгеология» (г. Владивосток), СНИИГТиМС (г. Новосибирск), часть гранулометрических анализов - в «ДальморНИИПроекте» и ТОЙ ДВО РАН на «Sizer Analysette 22», минералогических - в СНИИГТиМС. При изучении аутигенных минералов использовался сканирующий микроскоп, для карбонатных - данные по изотопному составу углерода и кислорода (ДВГИ ДВО РАН), для тефры - микрозондовый анализ вулканического стекла. При изучении стратиграфии разрезов использовались данные биостратиграфических анализов (диатомового, спорово-пыльцевого, малакологи-ческого, ботанического), возраст отложений определялся на основе радиоуглеродного, уран-ториевого датирования (ТИТ ДВО FAH, ГИН РАН, г. Москва, ИГиФМ АН Украины, г. Киев) и зональной диатомовой шкалы (Pushkar, Cherepanova, 1996).
Перевод радиоуглеродных дат в календарные проводился по программе OxCal 3.9, статистическая обработка данных - пакета «Statistica 5.0».
Работа выполнена по ряду государственных программ по исследованию структуры, функционирования и динамики разноранговых систем Дальнего Востока, в рамках проекта № 7 МАВ ЮНЕСКО «Экология и рациональное использование островных экосистем», совместных программ ИМГИГ-ТИГ ДВО РАН «Землетрясения и цунами в Курило-Камчатском регионе: физика появления цунами у побережья, комплексный анализ сейсмо- и цунамиактивности в голоцене, воздействие на геосистемы, оценка цунами-риска» по разделу I Президиума РАН, международной программе WESTPAC. Работа была поддержана грантами РФФИ № 93-05-14168; № 95-05-15309; № 96-06-80688, № 97-05-66362, № 01-05-64591, № 03-05-65229, № 03-05-79119, № 03-05-79003, № 04-05-79030.
Защищаемые положения:
-
Островные геосистемы обладают высокой чувствительностью к воздействию климатических изменений в плейстоцене-голоцене, на которые накладывается влияние локальных факторов и катастрофических процессов. Специфика осадкона-копления на островах проявлялась в быстрых и частых сменах обстановок осадко-накопления на ограниченной территории.
-
Синхронная реакция обстановок осадконакопления на островах в умеренных и низких широтах происходила при быстрых изменениях уровня моря, метахрон-ность наблюдалась на этапах стабилизации уровня моря, когда на первое место выходили процессы, определяющиеся внутренней динамикой и зависящие от строения зоны сноса, транзита и литодинамической ситуации в области аккумуляции.
3 Роль катастрофических событий заключается в развитии процессов и формировании отложений, не соответствующих общей тенденции развития геосистем, что приводит к изменению направленности развития обстановок осадконакопления, их существенной перестройке или разрушению. Результатом проявления таких процессов может являться образование отдельных ландшафтных выделов, коренным образом отличающихся от общей естественной тенденции развития природных систем.
4. Литогенная основа является одним из наиболее динамичных компонентов островных ландшафтов, и эволюция обстановок осадконакопления может рассматриваться, как показатель пространственно-временной дифференциации территории на различные временные срезы плейстоцена-голоцена, что позволяет восстанавливать генезис, длительность существования и развитие ПТК низких иерархических уровней.
Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы 1 персональная и 5 монографий в соавторстве, 58 статей и 36 тезисов. Основные результаты докладывались на Всесоюзных и Международных школах по морской геологии (Москва, 1987; 2001; 2003, Владивосток, 1988); на 3 Советско-китайском симпозиуме «Геология, геофизика, геохимия и минеральные ресурсы окраинных морей Тихого океана» (Владивосток, 1989); 3 Съезде советских океанологов (Ленинград,
1987); Международных симпозиумах INQUA «Стратиграфия и корреляция отложений Азии и Тихоокеанского региона» (Находка, 1988) и «Четвертичная стратиграфия и события Евразии и Тихоокеанского региона» (Якутск, 1990); 29 Международном геологическом конгрессе (Киото, Япония, 1992); 14 Международном се-диментологическом конгрессе (Ресифи, Бразилия, 1994); 8 Международном симпозиуме «Water-rock Interaction» (Владивосток, 1995); VII Всесоюзном совещании по изучению четвертичного периода (Таллинн, 1990); Совещаниях WESTPAC/IOC-ССОР (Шанхай, 1997; Циндао, Китай, 1999); Международной конференции «Quaternary Environmental Change in die Asia and Western Pacific Region» (Токио, Япония, 1997); IV Международной конференции по морской геологии Азии (Циндао, Китай, 1999); VI Международной конференции «Tidalite-2000» (Сеул, Южная Корея, 2000); Совещаниях «Global change studies in the Far East» (Владивосток, 1999, 2000, 2002, 2004); Международном совещании PAGES «High Latitude Pa-leoenvironments» (Москва, 2002); Международном APN/START «Global Change Research Awareness Raising Symposium in Northeast Asia» (Владивосток, 2002); Международной конференции «Local Tsunami Warning and Mitigation» (Петропавловск-Камчатский, 2002); Международном конгрессе IUGG2003 (Саппоро, Япония, 2003); XII Совещании географов Сибири и Дальнего Востока (Владивосток, 2004).
Объем и структура диссертации. Диссертация состоит из введения, 6 глав, выводов, список литературы содержит 439 наименований. Работа изложена на 312 страницах, включает 16 таблиц, 71 рисунок. 26 приложений.
Основные факторы, контролирующие современные обстановки осадконакопления островов западной части Тихого и Индийского океанов
Островные территории представляют собой уникальный географический объект для изучения действия основных факторов пространственной дифференциации и функционирования природных систем, которые рассматриваются, как результат взаимодействия процессов, происходящих в море и на суше, и зависят от возраста суши, ее генезиса, тектонического развития, геологического строения, размеров, рельефа и удаленности от материка. Острова входят в зону контактных географических структур, в пределах которых нарастает разнообразие компонентов и их связей, и, следовательно, сложность природных систем, а также наблюдается высокая изменчивость и контрастность различных природ ных характеристик, и широкое проявление экстремальных явлений (Бакланов, 2000). От А личаясь от материкового ландшафта большей простотой строения компонентов и взаимо связей между ними, острова рассматриваются многими исследователями, как природные модели геосистем, имеющих более сложную природно-территориальную организацию. Острова можно рассматривать, как относительно закрытые системы, в пределах которых наиболее информативно можно изучать взаимодействие различных факторов, контролирующих развитие природной среды, и взаимосвязь процессов (Nunn, 1994). Анализу закономерностей пространственной дифференциации природно-территориальных комплексов тропических островов посвящены работы Г.М. Игнатьева (1979), Ю.Г. Пузаченко (Пуза-ченко, Дьяконов, 1982), К.Н. Дьяконова (1990; 1994), А.Н. Киселева (1994), закономерностям формирования структуры подводных ландшафтов - работы Б.В Преображенского (1986) и В.Н. Космынина (1990). Для умеренной зоны подобные работы выполнены на о вах Фуругельма, Попова, Рейнике (Ралько, Семкин, 1996) и Монерон, Японское море
(Иванов, 1994; Остров..., 2003). Изучение пространственной организации островных ландшафтов показало, что факторами пространственной дифференциации здесь, в первую очередь, выступают особенности литогенной основы, обусловленные генезисом и морфо-структурной позицией островной суши и климатом. В ходе этих исследований было установлено, что ни в одном типе природной среды азональные факторы пространственной дифференциации не играют такой большой роли, как на островах.
Острова являются уникальным объектом для биогеографических исследований. Оригинальная точка зрения на происхождение растительности островов и географию видообра к, зования сосудистых растений Дальнего Востока изложена в работах В.М. Урусова (1998;
Урусов, Чипизубова, 2000), в которых показано, что структура современных консолидированных растительных сообществ является результатом климатических флуктуации в системе «ледниковая эпоха-межледниковье» и тектонической направленности развития территории. Важным представляется и вывод о большой роли рифугиумов в сохранении и расселении видов во время крупноамплитудных климатических колебаний плейстоцена. В последние годы проведен ряд комплексных биологических экспедиций на Курильские о-ва в рамках Международного Курильского проекта (1994-2000), основная цель которых заключалась в анализе и оценке биоразнообразия островных экосистем. Результаты этих экспедиций дали ряд сенсационных открытий новых видов и показали чрезвычайно высокое биоразнообразие островных экосистем вулканических островов, большой эндемизм растительности и животного мира (Растительность..., 2002).
Островные территории представляют собой и уникальный палеогеографический объект для исследования эволюции континентальных и прибрежно-морских обстановок осадко } накопления в ходе разнонаправленных и разноамплитудных климатических изменений плейстоцена. В условиях островной суши наиболее интенсивно протекают геоморфологические процессы, связанные с климатическими сменами плейстоцена и вызванными ими колебаниями уровня моря. Здесь активно происходит взаимодействие субаэральных и субаквальных процессов и становится возможным проследить как динамику их интенсивности во времени, так и их роль в развитии и смене обстановок осадконакопления в разных климатических зонах. Островные берега рассматриваются, как исключительно благоприятный объект для исследования процессов формирования береговой зоны в целом и истории развития побережья и шельфа (Зенкович и др., 1964; Каплин, 1975; 1980; Ионин и др., 1971; Кулаков, 1973; Павлидис, 1968; 1992; Острова..., 1982; 1993; Короткий, Разжи-гаева, 1990; Свиточ и др., 1997; Бровко, 1990; Литвин, Лымарев, 2004; Nunn, 1994; 1999; Pirazzoli et al., 1988; 1990). Здесь наиболее ясно можно проследить механизм проявления различных факторов на развитие побережья и изучить изменение интенсивности их воздействия во времени. Отдельные острова могут служить природными моделями эволюции береговых форм, поскольку развитие береговой зоны многих островов, особенно небольших по размерам и относительно молодых по возрасту, происходит под воздействием ограниченного числа факторов, и потому темпы эволюционного развития, как правило, их более ускорены по сравнению с берегами материков (Каплин, 1973; 1980; Павлидис, 1992). В условиях островной суши геоморфологические и седиментационные процессы развиваются на ограниченной территории, и время их развития в большинстве случаев поддается определению (Зенкович и др., 1964). Выбирая ряд островных территорий, в разное время изолированных от суши или сформированных в океане, предоставляется возможность проанализировать ход развития разновозрастных береговых элементов при последующих климатических флуктуациях. Особенно наглядно эволюция береговых форм протекает на вулканических островах, где можно проследить все стадии развития, начиная от вулканических не измененных морем берегов и заканчивая геоморфологически "зрелыми" побережьями (Ионин и др., 1971; Павлидис, 1992).
Острова являются исключительно благоприятным объектом для оценки проявления тектонического фактора, в частности сейсмотектоники, и выяснения взаимоотношения тектонических движений и гляциоэвстатических колебаний уровня Мирового океана и их влияния на развитие и смену обстановок осадконакопления. Наиболее информативным объектом, дающим возможность подойти к решению этих сложных вопросов, являются островные дуги - одни из наиболее тектонически активных районов в плейстоцене. Эти территории характеризуются широким проявлением катастрофических процессов, таких как вулканизм, землетрясения, цунами, штормовые нагоны, что позволяет оценить влияние опасных природных явлений на динамику обстановок осадконакопления. Особенно важным представляется изучение влияния вулканизма на развитие природной среды островов. Хотя острова рассматриваются многими исследователями, как «микроконтиненты» с упрощенным типом строения плейстоценовых отложений (Ионин и др., 1971; Свиточ и др., 1997), это утверждение не всегда справедливо. На длительно развивающихся эпикон-тинентальных островных дугах образуется сложно устроенный осадочный чехол, в строении которого запечатлены гляциоэвстатические колебания уровня моря, проявлявшиеся на фоне разноамплитудных тектонических движений с наложением вулканических процессов. Палеогеографические реконструкции для таких объектов являются довольно сложными и вызывают наибольшие научные дискуссии.
Изучение развития природной среды островов позволяет оценить проявление не только глобальных факторов, но и локальных, в том числе микроклиматической изменчивости. Одним из таких факторов является влияние теплых и холодных течений, которые обуславливают контрастность природных условий, сложную структуру геокомплексов и разнообразие ландшафтов островов (от широколиственных лесов до тундры). В этом отношении острова умеренной зоны, в том числе Курильские - уникальный объект. Они расположены в широтном поясе в интервале 54-38 с.ш., где наиболее четко проявлялись климатические изменения и вызванные ими палеоландшафтные смены (Короткий и др., 1996 а). При климатических изменениях плейстоцена течения могли усиливать контрастность теплых и холодных эпох или «сглаживать» проявление глобальных климатических изменений.
Средний плейстоцен
Раннеплейстоценовый этап осадконакопления на островах северо-западной Пацифики относится к наименее изученному. На Южных Курилах он фиксируется в отложения средней подсвиты головнинской свиты, образованной во время раннеголовнинской трансгрессии (Пушкарь, Разжигаева, 2003). Начало этого этапа связано с серией небольших извержений влк. Головнина, по обрамлению которого на шельфе накапливались пемзовые пески с крупными вулканическими бомбами и со следами подводного оползания, переходящие в верхней части в пески с прослоями пемзового гравия и мелкой гальки (рис. 2-3). Нижняя часть пачки сформировалась на глубинах более 50 м и относится к диатомовой зоне Actinocyclus oculatus с доминированием неритических видов, верхняя - к зоне Nitzschia fossilis с представителями мелководной бентосной флоры, комплекс которой формировался при похолодании. Обратную намагниченность имеет толща белых туфоа-левролитов (до 60м) (диатомовая зона Nitzschia fossilis), которая по мере приближения к вулканическому очагу фациально замещается витрокластическими туфами. В верхней части разреза выходят пемзовые тефроиды - серо-зеленые разнозернистые пески с гравием и мелкой хорошо окатанной пемзой, так называемые «косослоистые пески», из которых получена ТЛ-дата 700±210 тыс. лет (Булгаков, 1994).
На о. Сахалин раннеплейстоценовые отложения представлены морскими мелководными фациями. Прекращение осадконакопления в конце плиоцена-начале плейстоцена, связывают с неотектоническим поднятием территории, которое рассматривается, как проявление сахалинской фазы складчатости (Александров, 1973). На побережье Западного Сахалина к нижнему плейстоцену (эоплейстоцену) отнесены отложения каменской террасы, в зал. Анива - VII высокой террасы (высотой 100-120м) (Короткий и др., 1997). Отложения накапливались на пляже и в верхней части подводного берегового склона и отличаются высоким выходом тяжелой фракции и разнообразием минерального состава. Спорово-пыльцевые комплексы отвечают развитию елово-пихтовых лесов с участием реликтовых сосен и широколиственных. На побережье зал. Терпения к нижнему плейстоцену относит 44 ся пачка голубовато-серых глин Владимирского разреза со сложной структурой палеомаг-нитного поля, которая интерпретируется, как палеомагнитная инверсия Брюнес-Матуяма (Александрова, 1982; Свиточи др., 1988).
На о. Хоккайдо аналогами раннеголОБНИНСКОЙ трансгрессии предположительно являются поздние трансгрессивные циклы Икеда, на о. Хонсю, п-ове Босо - трансгрессии Отадаи, Умегаси и Кокумото (Nakagawa et al., 1982; Nirei et al., 1987; Kumai, 1991; Proceeding..., 1996; Cherepanova et al., 2002). Отложения формации Ото дай и нижней части Умегаси накапливались на континентальном склоне, верхняя часть формации Умегаси и Кокумото -в зоне внешнего шельфа. На западном побережье к раннему плейстоцену относится формация Omma, сложенная шельфовыми и мелководно-морскими фациями (Kumai, 1991).
В Новой Зеландии к раннему плейстоцену относят циклотемы 18-39, накопление кото рых происходило в шельфовых и мелководно-морских обстановках (Carter, Naish, 1998). Плиоцен-раннеплейстоценовые террасы (255, 160, 128 и 103 м) известны на о-вах группы Лау, Фиджи, возраст которых определен по взаимоотношению с датированными вулкани тами (Nayau, Yacata) (Nunn, 1998).
Средний плейстоцен На о. Кунашир среднеплейстоценовый этап запечатлен в отложениях верхней подсвиты головнинской свиты (диатомовая зона Proboscia barboi). Анализ структуры диатомовых комплексов и их корреляция с датированными среднеплейстоценовыми отложениями сахалинского шельфа, а также палеоландшафтные данные позволяют отнести их формирование к оптимуму среднего плейстоцена - к миндель-рисскому межледниковью (430-280 (313) тыс. л.н.) (Пушкарь, Разжигаева, 2003). Наиболее полно отложения подсвиты представлены в разрезе Головнинского клифа (рис. 2-3). Здесь выделяются отложения двух трансгрессивных фаз позднеголОБНИНСКОЙ трансгрессии, отвечающих 11 и 9 КИС. Отложения первой трансгрессивной фазы (мощность 45 м) представлены переслаиванием алевритов и разнозернистых песков с пемзовым гравием и галькой, сформированных, в основном, за счет переработки тефры влк. Головнина (Разжигаева и др., 2002). Выше залегает пачка зеленовато-желтых слаболитифицированных песчаников (мощностью 25м), с тонкой горизонтально-волнистой слоистостью, которые формировались на глубинах до 30м в период ослабления вулканической деятельности. Верхняя часть пачки, насыщенная обломками вулканитов, фиксирует новый цикл вулканической активности. Извержения сопровождались землетрясениями со смещением крупных блоков на подводном склоне с образованием складчатых структур в водонасыщенных песках. Формирование пачки теф-роидов (около 16 м) из дацитовой пемзы (прил. 2-6), завершает этот цикл вулканической активности. В разрезе Хлебниковского клифа к этому возрасту относится линза дацитово го пепла КЫ-П-6, источником которого был влк. Головнина.
Отложения второй стадии позднеголовнинской трансгрессии формировались в при брежной зоне. В разрезе Головнинского клифа они с несогласием залегают на нижележащих отложениях и представлены пачкой пляжевых галечников и валунов, переходящими в тефогенные пески. Пески включают бомбовый горизонт, который служит литологиче-ским маркером пачки. Формирование этих отложений происходило на глубинах около 20 м, о чем свидетельствует комплекс диатомей с высоким содержанием Paralia sulcata. По своему простиранию к югу мелководные осадки переходят в более глубоководные фации. В верхней части разреза выходит пачка дацитовых туфов Кы-П-1 (мощностью до 20м), согласно залегающих на морских песках и выполняющих переуглубленную долину. Хлебниковском клифе к этому возрасту относится мелкозернистые пески с тонкой волнистой слоистостью с пемзой и вулканическим пеплом Khl-II-5. По данным диатомо вого анализа глубины формирования отложений были около 20-30 м (Пушкарь и др., 1998 б). Пески перекрыты плотной туфобрекчией Khl-II-4, насыщенной резургентным материалом разнообразного петрографического состава. По ряду признаков - плотной упаковке, отсутствию слоистости, следов обжига и вторичных фумарол, эти отложения соответствуют подводному пирокластическому потоку (Малеев, 1975; 1980; Краевая,4977). Выше лежит слой мелкозернистого песка с пепловыми прослоями Khl-11-3,2,1.
На охотоморском побережье острова в разрезе клифа также выходят отложения двух фаз среднеплейстоценовой трансгрессии (рис. 2-4). Нижняя часть клифа сложена моноклинально залегающими слаболитифицированными алевритистыми песчаниками, вверх по разрезу отмечается огрубление материала, и завершает этот этап формирование средне- и крупнозернистых песчаников с многочисленными следами подводных сейсмодислокаций. Отложения несогласно перекрыты пляжевыми песчаниками с трубчатыми текстурами, сложенными гидроокислами железа, вероятно, образованными термальным источником. Выше залегает спекшийся дацитовый туф, выполняющий долину у обрыва Федяшина. На Южно-Курильском перешейке среднеплейстоценовые отложения, отвечающие первой фазе позднеголовнинской трансгрессии (диатомовая зона Proboscia barboi), изучены в разрезе 40 м террасовидной поверхности (Пушкарь и др., 1998 б). Здесь в основании разреза выходят туфодиатомиты, в средней части - тефрогенные алевриты, в верхней - алев риты и пески с пемзой и прослоями дацитовых пеплов (рис. 2-5).
Озерно-болотные отложения
В разрезе 5-6 м террасы бух Космодемьянской к суббореалу относятся пачка пляжевых среднезернистых песков, перекрытых валунно-галечным штормовым валом. Состав СПК из верхней части этой пачки отражает развитие елово-пихтовых лесов с участием берез. Содержание пыльцы широколиственных пород резко снижается, что указывает на прогрессирующее похолодание климата. Во второй половине суббореала образовалась серия песчаных штормовых валов (2620±90 л.н., ГИН-7892). Терраса перекрыта эоловым песком с двумя пепловыми прослоями.
К морскому субатлантику относится терраса (высотой до 2-3 м), широко распространенная на острове. Как правило, терраса этого возраста перекрыта дюнами малого ледникового периода. Образование ее происходило во время трансгрессии в малый оптимум голоцена (Короткий и др., 1998). По раковинам моллюсков из этой террасы в бух. Южно Курильской получена 14С-дата 820±80 л.н., ГИН-7903а, которая с учетом эффекта резер вуара, определенного для о. Кунашир около 800 л.н. (Kuzmin et al., 2001), должна рассматриваться, как современная. Однако такой интерпретации противоречит наличие почвенного покрова с двумя дацитовыми пепловыми прослоями, сопоставляемыми с Ко-с2 и Та-а о. Хоккайдо. По-видимому, этот вопрос об оценке резервуар-эффекта для различных периодов голоцена требует дальнейшей разработки. Субатлантический возраст имеют аккумулятивные формы, представляющие собой серию штормовых валов, разделенных межваловыми понижениями, на юго-востоке острова, включая косу Весловского. Пере ІІ крывающий торфяник, за исключением приустьевой части р. Белозерской, имеет мощ ность, до 30 см, и включает три дацитовых пепловых прослоя (Ко-cl, Ко-с2 и Та-а). Из почвенного покрова субатлантического возраста (14С-даты 2440±120 л.н., ГИН-9617 до 1240±40 л.н., ГИН-9616) в этом районе получены спектры с преобладанием пыльцы древесных берез и темнохвойных.
В разрезе 2 м террасы в устье руч. Хлебникова почвенный покров выделен СІЖ, в котором резко снижается содержание пыльцы древесных (до 49%), представленной, в основном пыльцой берез (до 41%) и дуба (до 26%). Высокое содержание (до 35%) и большое разнообразие пыльцы трав говорит о развитии луговых и болотных сообществ. Палино-комплекс фиксирует климат сходный с современным, почвообразование происходило на фоне развития эоловых процессов. В почве обнаружен прослой риолитового вулканического пепла, сопоставляемого с маркирующим пеплом Ко-с2 о. Хоккайдо.
К субатлантику относятся и большая часть покровных торфяников, перекрывающих суббореальные морские террасы. Примером может служить верхняя часть торфяника на тихоокеанской стороне Южно-Курильского перешейка. В диатомовом комплексе доминируют пресноводные виды из родов Pinnularia и Eunotia. В отдельных слойках обнаружены морские диатомеи, привнос которых происходил за счет цунами (Гребенникова и др., 2002). В СПК наблюдается значительное сокращение количества пыльцы широколиственных, резко увеличивается содержание пыльцы ели, пихты и мелколиственных пород, что говорит о смене широколиственных формаций темнохвойными и о коренной перестройке прибрежных ландшафтов в начале субатлантика. Увеличение количества пыльцы мелколиственных пород выше по разрезу (Betula sect. Albae - до 46%, В. sect. Costatae - до 14%, Betula sp. - до 22%) указывает на дальнейшее похолодание (14С-даты 1960±80 л.н., ГИН-8430; 1770±40 л.н., ГИН-7874). В кровле торфяника состав СПК говорит о развитии темнохвойных лесов с участием берез (600±60 л.н., ГИН-8627). Близкий по составу СПК, отвечающий развитию елово-пихтовых лесов с участием берез получен из почвенного покрова на 5-6 м террасе в устье р. Лесной. В торфянике Серноводского перешейка встречен аналогичный СПК, но с большим участием широколиственных (Korotky et al., 1995) . В субатлантике началось накопление торфа на месте стариц р. Рогачевки и озерных диатомитов в устье руч. Добрый Ключ (рис. 2-15).
Позднеголоценовые отложения о. Кунашир включают несколько прослоев вулканических пеплов дацитового состава (Разжигаева и др., 1998а; Nakagawa et al., 2002), сопоставляемых с маркирующими пеплами вулканов о. Хоккайдо: Ко-с1 (1856 г.), Ко-с2 (1694 г.) влк. Комагатаке; Та-а (1739 г.), Та-с (около 2 тыс. л.н.) влк. Тарумаи и Ма-b (около 1 тыс. л.н.) влк. Масю. В центральной части острова (Южно-Курильский и Серноводский перешейки) в отложениях встречено два прослоя грубозернистого вулканогенного материала андезитового состава, образованных около 1.5 и 2.1 тыс. л. н, их источником предположи I тельно мог быть влк. Менделеева, последнее извержение которого произошло около 2.5 тыс. л.н. (Абдурахманов и др., 2004). Тефра вулкана Тятя встречена только на севере острова.
На небольших островах Малой Курильской Гряды с уплощенным рельефом голоцено-вые отложения представлены, в основном, торфяниками, покрывающими все формы рельефа, включая речные долины, берега озер. Здесь, практически, нет крутых обнаженных склонов и дюн. Исключением является о. Юрий, где на 30-40 м террасовидной поверхности развиты лугово-дерновые почвы, а на тихоокеанской стороне встречается маломощный эоловый покров. Торфяники подстилаются голубая глиной вулканогенно-осадочного происхождения, на берегах озер под торфом залегают сапропели (мощность более 3 м). СПК показывают, что на островах травянисто-кустарничковые болотные и луговые сообщества существовали с раннего голоцена. В верхней части торфяников встречены три пе-пловых прослоя дацит-риолитового состава, сопоставляемые с маркирующими пеплами о. Хоккайдо Ко-с2, Та-а, а нижний прослой рассеянного пемзового песка с пеплами Та-Ь (1667 г.) или Ko-dl (1640 г.), Ниже по разрезу, практически, повсеместно выходят два пе-пловых прослоя риолит-дацитового состава, верхний с высоким содержанием КгО (3.01%) близок к пеплу В-Тт (969 г.) влк. Байтоушань, нижний - Та-с. В нижней части торфяников выходят два прослоя грубозернистого пемзового песка, образованных в атлантике (5150±100 л.н., ГИН-12548) и раннем голоцене (14С-дата 8870±110 л.н., ГИН-12550). Их источником могли быть влк. Головнина или Масю. Аналогичные пеплы встречены в торфяниках п-ова Немуро (Igarashi et al. 2001).
На Сахалине голоценовый этап развития побережья запечатлен в отложениях серии низких морских и лагунных террас (Короткий и др., 1997). На побережье Западного Сахалина к голоцену относятся три террасы: орокесская (высотой 5-6 м), образованная в атлантике, изылметьевская (высотой 3-4 м), формирование которой происходило в суббореале и Ильинская (высотой 2-3 м), фиксирующая последнюю фазу активной песчаной аккумуляции в конце суббореала-субатлантике. На юге острова на побережье зал. Анива к голоцену относятся I лагунная терраса (высотой 3-4 м), соответствующая максимальному подъему уровня среднеголоценовой трансгрессии в атлантике, и три лагунных террасы (высотой от 1.5 до 3.5 м), отвечающие трансгрессивным фазам в интервале от 6.5 до 1 тыс. л.н. Голо-ценовые отложениях переуглубленных долин, образованных за счет регрессивной эрозии в ледниковые эпохи позднего плейстоцена, изучены на примере скважины, пробуренной в устье р. Мереи (разрез 4030).
Эволюция континентальных обстановок осадконакопления островов
Фации гравитационных склонов
Обвально-оползневые и обвально-солифлюкционные фации преобладают в склоновом чехле тропических островов (Свиточ, Бадюкова, 1989; Острова..., 1983, 1993; Свиточ, 1990; Короткий, Разжигаева, 1992) и характерны для крутых склонов островов, где они представлены крупно-глыбовыми накоплениями с сильно корродированными обломками, мозаично перекрывающими склоны. Возникновение обвалов на крутых склонах связано с развитием линейных кор выветривания, приводящих к высвобождению и обрушению крупных блоков (Борсук, 1982). В верхней части склонов отмечаются полосы крупноглыбового материала у подножья крутых уступов, в средней части эти накопления и приурочены к линейным понижениям по простиранию склонов, а в нижней - наблюдаются скопления глыб. Наиболее крупные обвалы отмечены в пределах крупных водосборных воронок и древних абразионно-денудационных уступов (Острова..., 1993). Характерной особенностью обвально-оползневых процессов на побережье является их периодическое проявление, обусловленное эрозионным расчленением суши во время регрессий и абразионным разрушением во время трансгрессий (Короткий, Худяков, 1990). Первая фаза накопления грубообломочного материала на Сейшельских о-вах предположительно связана с эпохой эрозионного расчленения островов, в результате которого в речных долинах образовывались крутые склоны. Эти процессы сопровождались разрушением кор выветривания. Покров этого грубого материала, погребенный красноцветными суглинками, сохранился в верхнем поясе низкогорья. Во время трансгрессий при абразионном подрезании склонов происходило увеличение их крутизны, что вело к активизации смещения материала в нижнюю часть склонов, образуя накопления у подножья абразионно-денудационных уступов. При этом смещались и отдельные блоки кор выветривания. В разрезах береговой зоны тектонически стабильных островов зафиксированы две фазы разрушения склонов, первая из которых связана с трансгрессией начала позднего плейстоцена, вторая - с максимумом голоценовой трансгрессии (Острова..., 1993). Для обвальных накоплений первой фазы характерен грубообломочный состав с бурой супесью в заполнителе, минеральный состав которого отличается болошим содержанием неустойчивых минералов, вторая фаза привела к образованию свободно лежащих глыбовых накоплений. (Короткий, Разжигаева, 1992). Размер глыб обусловлен разрушением коренных пород по крупноблоковой отдельности в нижних горизонтах кор выверивания. Этим процессом A.M. Короткий объясняет более крупнообломочный характер склоновых отложений тропических островов по сравнению с островами умеренной зоны (Острова..., 1993). В настоящее время для глыбового материала характерно медленное смещение. На ряде участков крупноглыбовые обвальные отложения, возможно, имеют сейсмогенное происхождение (о. Мунг).
Обвальные накопления также характерны для абразионных и абразионно-денудационных берегов островов умеренной зоны. Большинство этих образований не являются современными, а возникли при более высоком положении уровня моря в голоцене. В береговой зоне многих островов, расположенных в геодинамически активных зонах северо-западной части Тихого океана, установлены отложения крупных сейсмообвалов (о. Монерон, Курильские, Командорские о-ва). На о. Монерон обвальные отложения распространены вдоль западного берега, где они представлены навалами глыб (до 15 м) туфоб-рекчий и базальтов чеховской свиты, обрушивающихся в береговую зону с привершинной части острова. Обрушение глыб, как правило, происходит по напластованию, где идет разгрузка грунтовых вод или по отдельностям. Во время землетрясений многочисленные камнепады с обрушением крупных глыб наблюдались и во внутренних частях Курильских островов (Соловьев, 1965). В ископаемом виде гравитационно-морские отложения наблюдаются в нижней подсвите головнинской свиты, где пески первой фазы кунаширской трансгрессии включает глыбы пемзовых гравелитов (до 4-5 м).
Осыпные фации широко распространены на крутых склонах и у подножий абразионно-денудационных уступов в районах с интенсивным физическим выветриванием. Наиболее активно осыпеобразование идет на склонах, сложенных породами с сильной трещинова-тостью (алевролитах, аргиллитах и т.п.). Примером широкого развития осыпей является беринговоморское побережье о. Беринга, где отмершие клифы (высотой до 120 м), выработанные в трещиноватых породах каменской свиты, перекрыты обширными осыпями, активными только на участках, где они подрабатываются морем (Разжигаева и др., 1997). На о. Монерон активные осыпи развиты у подножья абразионно-денудационных уступов, выработанных в туфогенно-осадочных породах чеховской свиты (бух. Чупрова). Активизация процессов осыпеобразования произошла после понижения уровня моря в позднем голоцене при затухании процессов абразии, когда началась денудационная переработка клифов, выработанных в оптимум голоцена. Причиной развития осыпей на Курильских островах, расположенных в сейсмически активной зоне, могут являться частые землетрясения (Соловьев, 1965).
В условиях тропического гумидного климата осыпи практически отсутствуют, что может быть объяснено дефицитом материала соответствующей крупности и быстрым разрушением щебня и мелких глыб за счет выветривания (Короткий, Разжигаева, 1992).
Фации склонов оползания, оплывания и отседания характерны для береговой зоны при наличии рыхлых и слабо сцементированных пород, теряющих свою устойчивость при подрезании морем в условиях переувлажнения. Непременным условием образования оползней является достаточная крутизна и высота склонов (Воскресенский, 1971). В тропической зоне развитию оползней-сплывов способствует переувлажнение глинистых продуктов переотложения кор выветривания (Борсук, 1982). Оползневой рельеф широко распространен на острова Вьетнама (Острова..., 1993).
Для островов северо-западной части Тихого океана одной из причин оползнеобразования может являться проявление сейсмической активности. Одним из примеров образования наиболее крупных сейсмооползней со стенками отрыва до 200 м является побережье о. Монерон, расположенного в зоне сейсмического пояса, вытянутого вдоль простирания о. Сахалин (Апродов, 2000). Сейсмосрывы, вероятно, происходят по аргиллитам Невельской свиты, которые на уровне зоны разгрузки грунтовых вод превращаются в пластичную тонкую глину, выходящую в основании оползней. Оползни сложены грубообломоч-ным несортированным материалом, имеют террасированную поверхность и являются многофазными образованиями. Такие ступенчатые оползни встречены на западном побережье острова, где чередуются оползневые и обвальные фации. Один из крупных сейсмооползней произошел в 40-х годах прошлого века на восточном побережье острова. Оползень имеет две ступени 40 и 20 м, нижняя активно подрабатывается морем.
Землетрясения могут не быть непосредственной причиной оползней, но способствовать процессу оползнеобразования. На о-вах Шикотан и Кунашир крупные оползни произошли в результате землетрясения 1994 г. (Геодинамика..., 1997). На вулканических островах оползни характерны для крутых участков склонов вулканов с интенсивным сернокислым изменением вулканических пород с образованием больших накоплений глинистых грунтов. Примером могут служить оползни, расположенные в верховьях руч. Кислого на влк. Менделеева (Мархинин, 1959) и в нижней части склонов влк. Руруй.
Фации склонов, формируемые сползанием чехла обломочного материала. На тропических островах состав склоновых отложений, сформированных за счет медленного смещения обломочного материала, обусловлен особенностями преобразования горных пород в нижней части кор выветривания и их последующим высвобождением во время абразионного и эрозионного разрушения островов. Для склонового чехла островов характерна малая мощность и большое количество щебнисто-глыбового материала (Короткий, Разжи-гаева, 1992, Острова..., 1993). Следы медленного смещения материала в разрезах склоновых отложений зафиксированы в виде деформаций, которые происходят, как правило, в сезон дождей. Уголь, обнаруженный в склоновом чехле островов вьетнамского шельфа, позволяет предположить, что возраст верхней части отложений склонового чехла не менее 700-900 лет (прил. 2-5).
