Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 Современное состояние изученности аутигенных минералов в мезокайнозойских вулканогенно-осадочных комплексах дальневосточных морей и прилегающих территорий 13 глава 2 японское море .28
2.1 Основные черты геологического строения дна Японского моря .28
2.2 Аутигенные минералы в мезокайнозойских вулканогенно-осадочных породах Японского моря 32
2.3 Условия формирования мезокайнозойских вулканогено-осадочных комплексов Японского моря по данным особенностей аутигенного минералообразования 69
ГЛАВА 3 Охотское море .86
3.1 Основные черты геологического строения Охотского моря 86
3.2 Аутигенные минералы в отложениях склонов Курильской котловины 95
3.3 Основные черты геологического строения полуострова Терпения (о. Сахалин) 95
3.4 Аутигенные минералы в породах котиковской серии полуострова Терпения (о. Сахалин) 107
3.5 Условия формирования мезокайнозойских вулканогенно-осадочных комплексов Охотского моря по данным особенностей аутигенного минералообразования 111
ГЛАВА 4 Островной склон курило-камчатского желоба .. 116
4.1 Основные черты геологического строения подводного хребта Витязя 118
4.2 Аутигенные минералы в вулканогенно-осадочных породах хребта Витязя 120
4.3 Особенности формирования вулканогенно-осадочных комплексов хребта Витязя 128
4.4 Основные черты геологического строения о. Шикотан 136
4.5 Аутигенные минералы в вулканогенно-осадочных породах о. Шикотан 141
4.6 Особенности формирования вулканогенно-осадочных комплексов о. Шикотан 149
ГЛАВА 5 Геологические проблемы, решаемые на основе изучения аутигенных минералов в мезокайнозойских вулканогенно-осадочных комплексах дальневосточных морей . 151
Заключение 175
Литература 181
- Аутигенные минералы в мезокайнозойских вулканогенно-осадочных породах Японского моря
- Условия формирования мезокайнозойских вулканогено-осадочных комплексов Японского моря по данным особенностей аутигенного минералообразования
- Аутигенные минералы в породах котиковской серии полуострова Терпения (о. Сахалин)
- Основные черты геологического строения о. Шикотан
Введение к работе
Дальневосточные окраинные моря являются важной частью зоны сочленения Азиатского континента с Тихим океаном. Изучение процессов преобразования вещества в данном регионе объясняется необходимостью решения фундаментальных проблем литогенеза, особенностей осадконакопления и прикладных задач, связанных с оценкой и использованием энергетического и минерального потенциала. Основные результаты геолого-геофизических работ по их изучению изложены в отечественных и зарубежных публикациях (Гнибиденко, 1979, 1982; Васильев, 1975, 2009; Геология дна…, 1987; Кайнозойская эволюция…, 1989; Fournier, 1994; Леликов и др.., 2006; Харахинов, 2010 и другие).
Несмотря на большой объем полученных данных, ряд аспектов указанных проблем остаются еще нерешенными. Одним из направлений, требующих дальнейшей детальной разработки, является изучение аутигенных минералов в осадочных комплексах, заполняющих котловины окраинных морей. Аутигенные минералы являются чуткими индикаторами условий осадконакопления, указывают на изменения палеогеографической обстановки и характер диагенетических преобразований осадочного материала. Наиболее выраженными индикативными особенно стями, в нашем случае, обладают сло истые силикаты (смектит, корренсит, ректо рит), кристобалит (опал-С/Т), цеолиты и сульфаты. Частично в этом направлении информация представлена (Курносов, 1975; 1984; Деревскова и др.., 1986; Ильев и др.., 1979; Копорулин, 1992; 2006; Деркачев, Николаева, 2010; Ingle, 1975; 1992 и другие). В тоже время аутигенные минералы как важный элемент изучения вещественного состава осадков и осадочных пород оставались слабо изученными.
Цель и задачи исследования
Основная цель настоящей работы – установить закономерности пространственного и временного распространения аутигенных минералов и минеральных ассоциаций в мезокайнозойских осадочных бассейнах дальневосточных окраинных морей и пути их преобразований в условиях эпигенеза. Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи:
-
изучить состав аутигенных минералов в осадочных и вулканогенно-осадочных породах дна Японского и Охотского морей, прилегающей суши и островного обрамления и установить закономерности их распределения;
-
выявить пути трансформации минералов в породах в процессе эпигенеза и их зависимость от физико-химических, седиментационных и тектонических факторов;
3) уточнить историю геологического развития изученного региона на основе полученных
данных и имеющихся геологических материалов.
Научная новизна
Впервые изучено пространственное и временное распределение аутигенных минералов в мезокайнозойских осадочных и вулканогенно-осадочных породах дна Японского, Охотского морей, Восточного Сахалина, Малой Курильской островной дуги и подводного хребта Витязя (Рисунок 1). Выделен временной (палеоцен-эоцен) и пространственный (1.5-3 км по мощности осадков) интервал существования высокоупорядоченных смешанослойных (корренситоподобных и ректоритоподобных) минералов. Сделан вывод о том, что во всех изученных древних бассейнах
Рисунок 1 – Карта схема местоположения основных районов исследования
седиментации, которые образовывали разрозненную сеть на материковой окраине северо-востока Азии и развивались в едином седиментологическом режиме (в одновозрастных породах развиты одни и те же аутигенные минералы). Выделены три минеральные зоны – хлорит-гидрослюдистая, переходная – корренсит-ректоритовая и смектитовая, характеризующие основную направленность и стадии минеральных преобразований осадков и пород в процессе окраинно-морского седиментогенеза и эпигенеза. На основе полученных данных уточнены физико-химические условия формирования нижнемеловых и палеоценовых пород подводной возвышенности Ямато (Японское море), верхнемеловых и кайнозойских пород п-ва Терпения (о. Сахалин), подводного хребта Терпения, Курильской котловины и ее обрамления (Охотское море), подводного хребта Витязя и о. Шикотан (Малая Курильская дуга).
Фактический материал и личный вклад автора
Основным каменным материалом для исследования являлись образцы мезокайнозойских осадочных пород, полученных драгированием склонов Охотского и Японского морей в экспедициях на судах ТОИ ДВО РАН в 1970-2009 г. (в некоторых из них автор принимал непосредственное участие), морских
экспедициях по программе KOMEX и любезно предоставленные Е.П. Леликовым. Значительный объем образцов пород получен автором в экспедициях на островах Сахалин и Шикотан в 2000-2009 годах.
Для определения минерального состава автором проведено и расшифровано более 2300 съемок рентгенофазового и 50 термографического анализов, изучено более 300 прозрачных шлифов осадочных и вулканогенно-осадочных пород.
Исследования проводились в рамках Федеральной целевой программы «Мировой океан», ФНИ ТОИ ДВО РАН (тема 75.5) и частично "Дальний Восток" (проекты № 15-I-1-003, № 15-I-1-004о), а также по проекту РФФИ – № 03-05-64761-а и проектам ДВО и СО РАН – № 06-III-A-07-259, № 06-III-A-07-270; № 06-II-СО-07-027.
Методы исследований
Основным методом при исследовании минерального состава являлся рентгенофазовый анализ. Как вспомогательные использовались: оптическая и электронная микроскопия, электронография, дериватография, инфракрасная и мессбауэровская спектроскопия, химический и спектральный анализы.
Практическая значимость
Аутигенные минералы являются важным элементом мезокайнозойских осадочных и вулканогенно-осадочных пород, с которыми связаны крупные месторождения углеводородов. Выявление условий осадконакопления, характера постседиментационных преобразований осадочных по ро д имеет не только важное методологическое значение, но и по зво ляет решать проблему литологического контроля при поиске месторождений полезных ископаемых. Данные о генезисе нижнемеловых и палеоценовых осадочных пород позволят привлечь внимание к соленосным отложениям, с которыми могут быть связаны месторождения солей и боратов не только на дне Японского и Охотского морей, но, возможно, и на территории Приморского края, Малой Курильской дуги и Японии. Выявление связи железомарганцевых образований, цеолитов, смектитов с определенным типом вулканизма, а баритов и карбонатов с газово-флюидным режимом позволит дать перспективную оценку дна окраинных морей на эти виды минерального сырья. Выделение реперного палеоцен-эоценового горизонта высокоупорядоченных смешанослойных минералов упростит стратиграфические построения, а разработанная минералогическая шкала послужит основой для идентификации «немых» осадочных толщ. Минералы-индикаторы в совокупности с имеющимися геологическими сведениями позволят уточнить геодинамическую обстановку осадконакопления, тектономагматический режим формирования осадочных толщ и историю геологического развития исследованного региона.
Достоверность результатов
Работа основывается на результатах изучения пород коллекции ТОИ ДВО РАН, драгированных с различных морфоструктур северо-западной части Тихого океана, а также материала, полученного автором в ходе ряда прибрежных экспедиций. Изучение минералов проводилось с использованием рентгенофазового анализа проводимого по стандартным методикам. Данные полученные на основе изучения аутигенных минералов, коррелируют с известными геологическими методами изучения пород и осадков. Это позволяет получать объективную и достоверную информацию.
Публикации и апробация работы
По теме диссертации опубликованы 4 монографии в соавторстве, более 25 статей в рецензируемых российских и зарубежных изданиях, 34 – материалы и тезисы Всероссийских и Международных конференций, симпозиумов и семинаров. Основные научные результаты и отдельные положения диссертационной работы представлялись и обсуждались на совещаниях различного уровня: I и II Тихоокеанской школе по морской геоло гии, геофизике и геохимии (Владивосток, 1983, Южно-Сахалинск, 1985); XV Конференции молодых ученых (Южно-Сахалинск, 1987); I Советско-Китайском симпозиуме (Владивосток, 1987); Международном научном симпозиуме «Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона и прилегающих частей северо-западной Тихоокеанской плиты» (Южно-Сахалинск 2002); Всероссийском совещании «Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин севера Пацифики» (Магадан, 2003); IX Всесоюзной школе по морской геологии (Москва, 1990); XIII Международной школе по морской геологии (Москва, 1999); I Всероссийском литологическом совещании (Москва, 2000); Международных научных симпозиумах «Закономерности строения и эволюции геосфер» (Хабаровск, 1998), «Кайнозойский континентальный рифтогенез» (Иркутск, 2010), «Геология морей и океанов» (Москва, 2001, 2009); II, III, V российско-германских совещаниях по программе КОМЕХ (Киль, 1999; Москва, 2000; Владивосток, 2004).
Защищаемые положения
-
В одновозрастных осадочных и вулканогенно-осадочных породах Японского, Охотского морей, о-вов Сахалин (п-ов Терпения), Шикотан и подводного хребта Витязя развиты одни и те же аутигенные минералы, преобразующиеся в процессе эпигенеза по двум направлениям: смектит-ректорит-слюда и смектит-корренсит-хлорит.
-
Индикативными свойствами для мезокайнозойских вулканогенно-осадочных пород дна дальневосточных морей и прилегающих территорий обладают: а) минералы – ломонтит, корренсит, ректорит, каолинит, опал-С/Т, смектит, эпсомит и анкерит; б) ассоциации – корренсит-аутигенный кальцит и кварц-гидрослюда-каолинит. Эти минеральные ассоциации свидетельствуют о то м, что мо щность о садочного слоя в изученных райо нах мо гла достигать трех-пяти километров, а температура их образования была более 150С.
-
В изученных осадочных бассейнах выделяются три минералогических «этажа»: 1) хлорит-гидрослюдистый (меловые и более древние отложения); 2) переходный (развиты корренситоподобные и ректоритоподобные минералы, время существования – палеоцен-эоцен) и 3) смектитовый (от олигоцена до настоящего времени включительно), закономерно сформировавшиеся в процессе окраинно-морского седиментогенеза и последующего эпигенеза.
4. В палеогеновое время исследованные бассейны осадконакопления, образующие собой
разрозненную сеть на материковой окраине северо-востока Азии, развивались в едином
седиментологическом режиме (в накапливающихся осадках формировались минералы, которые в
результате процессов эпигенеза трансформировались в корренсит и коррренситоподобные
минералы).
Структура и объем работы
Аутигенные минералы в мезокайнозойских вулканогенно-осадочных породах Японского моря
Аутигенными принято называть минералы, образовавшиеся на месте (in situ) в осадке или породе. Они являются чуткими индикаторами среды, способными фиксировать изменения палеогеографической обстановки и динамику изменения физико-химических условий среды на отдельных этапах и стадиях диагенеза и эпигенеза при формировании пород как в мелководных, так и в глубоководных частях морских бассейнов. Аутигенные минералы часто являются важным критерием при стратификации «немых» осадочных толщ. Наиболее выраженными индикативными особенностями, в нашем случае, обладают слоистые силикаты (каолинит, смектит, корренсит, ректорит), кристобалит (опал-С/Т), цеолиты и сульфаты. Автор настоящей работы особое внимание уделил слоистым силикатам.
Особая роль слоистых силикатов проявляется при различных стадийных трансформационных преобразованиях одних минералов в другие через серию промежуточных смешанослойных структур. Возможность подобного рода трансформаций в значительной степени предопределена особенностями кристаллического строения и возможностью обмена межслоевыми катионами и анионами в водных растворах, что позволяет использовать их при решении вопросов накопления нефтематеринских толщ, неметаллических, строительных и других полезных ископаемых.
Основные результаты геолого-геофизических работ по изучению окраинных морей и прилегающих территорий изложены в отечественных и зарубежных публикациях (Берсенев, 1989; Васильев, 1975, 2009; Геодинамика.., 2006; Геологическое строение..., 1993; Гнибиденко, 1979, 1982, 1984; Кайнозойская.., 1989; Кулинич, 2002; Леликов, 2006; Харахинов, 1996, 2010; Fournier, 1994; Koizumi, 1977, 1979; Tamaki, 1990, 1992 и другие). Несмотря на относительно хорошую геологическую изученность, аутигенные минералы охарактеризованы слабо. Частично в этом направлении информация представлена (Деревскова, 1986; Деркачев, 2010; Ильев, 1979; Копорулин, 1992, 2006; Курносов, 1975, 1982, 1984; Astakhov, 2004; Ingle, 1975, 1992; Initial reports.., 1975; Mozherovsky, 1998; Nikolaeva, 2004; Proceedings..., 1990). Обобщающих работ по результатам их исследования в настоящее время нет. Существуют разрозненные данные по отдельным группам минералов, из которых наиболее детально описаны слоистые силикаты, фосфаты, железомарганцевые образования (ЖМО), менее изучены силициты, цеолиты, карбонаты, сульфиды, сульфаты и другие группы минералов. Первое упоминание о слоистых силикатах в осадочных породах неогена было сделано в работе М. И. Липкиной (Липкина, 1975), а затем в дополненном виде Н. Г. Ващенковой (Ващенкова, 1987). Распределение глинистых минералов в поверхностном (0-5 см) слое верхнечетвертичных донных отложений дна Японского моря показано в работе М. А. Репечка (Репечка, 1973) и В. Б. Курносова (Курносов, 1975). Фациальные особенности осадочных отложений детально описаны (Лихт, 1987; Структура осадков..., 1983).
Фосфориты были обнаружены в 1978 году в 30-м рейсе НИС "Первенец" (начальник рейса И.И. Берсенев), описаны М.И. Липкиной и Э.Л. Школьник (Липкина, Школьник, 1981), а затем были доизучены в 1982-1990 годах. Они детально исследованы В. В. Гусевым (Гусев, 1986, 1987) и Е. П. Леликовым (Леликов, 2001а). Генетическая природа фосфоритов до сих пор остается дискуссионной (Гнидаш, 1987, 1988; Леликов, 2001).
ЖМО в Японском море описаны в статьях Л. М. Грамм-Осипова и М. А. Репечки (Грамм-Осипов, Репечка, 1975), И. К. Пущина с соавторами (Пущин, 1975), а затем более детально изучены Л. Е. Штеренбергом (Штеренберг, 1984, 1986), Н.С. Скорняковой (Скорнякова, 1987), Г. Н. Батуриным (Батурин, 1990) и А.В. Можеровским с соавторами (Можеровский, 1987б, 1989б) и Н. В. Астаховой с соавторами (Астахова, 2015).
Вопрос образования глауконита в Японском море довольно сложен и требует отдельного рассмотрения. Впервые он был поднят М.И. Липкиной (Липкина, 1975), которая предполагала, что глауконит является продуктом гальмиролиза слоистых силикатов осадочных пород. Позднее была выдвинута теория хемогенного (гидротермального) происхождения (Липкина, 1978), затем комплексного хемогенно-эдаффогенного (Липкина, 1980a, 1987).
Специальных работ по силицитам в Японском море не проводилось, но в трудах Н.Г. Ващенковой (Ващенкова, 1987), А.И. Свининникова (Свининников, 1986, 1989), установлено растворение аморфного кремнезема, слагающего створки диатомей, его перераспределение в цемент породы и преобразование в кристобалит. А.В. Можеровский (Можеровский, 1987а, 1989а), предполагает их органогенное происхождение. Вероятно, "глауконитовые силициты" образовались в процессе эпигенеза.
Условия формирования мезокайнозойских вулканогено-осадочных комплексов Японского моря по данным особенностей аутигенного минералообразования
Палеоценовые породы, при сходном накоплении в песчаниках и алевроаргиллитах бора, титана, никеля, ванадия и молибдена, по сравнению с аналогичными нижнемеловыми породами, отличаются повышенными концентрациями бора, цинка, хрома и никеля в песчаниках, а хрома и кобальта – в алевроаргиллитах. Алевроаргиллиты, напротив, содержат меньше бора, галия, титана, меди, марганца и олова, по сравнению с нижнемеловыми.
Содержание бора в песчаниках и алевроаргиллитах составляет 83 г/т и 94 г/т. Предполагаемые источники сноса верхнепротерозойские интрузивные и метаморфические породы содержат в среднем 30 г/т. Среднее содержание бора в гранитах близко к 10 г/т, в андезитах – 20 г/т, в базальтах – 6 г/т (Хардер, 1965). Предполагаемые источники сноса вряд ли смогли обеспечить такое высокое содержание бора в песчаниках.
Содержание бора в песчаной фракции обусловлено, главным образом, содержанием в ней турмалина, мусковита и серицитизированных плагиоклазов. Палеоценовые песчаники не обогащались турмалином и мусковитом в процессе седиментации, отмечается лишь незначительная серицитизация кислых плагиоклазов.
Средний химический состав палеоценовых пород указывает на малое обогащение алевроаргиллитов (относительно песчаников) окисью титана и железа. Алевроаргиллиты имеют также более высокий процент потерь при прокаливании и более низкое содержание закисного железа. В песчаниках содержание бора прямо коррелирует с содержанием указанных выше окислов. Отмечается прямая корреляция содержаний бора, окислов железа, п.п.п. и обратная – бора и закисного железа. В алевроаргиллитах наблюдается лишь тенденция накопления бора при увеличении содержания окиси калия.
Прямая корреляция содержаний бора и потерь при прокаливании указывает на связь содержаний бора и глинистых минералов цемента. Кроме того известно, что окислы и гидроокислы железа сорбируют бор из морской воды.
Рекомендуемое для целей палеореконструкции содержаний бора в глинистых породах района шельфа – 100 г/т (Хардер, 1965). Палеоценовые алевроаргиллиты содержат бора от 80 г/т до 100 г/т.
Хорошая сходимость содержаний бора для алевролитов и песчаников морского генезиса на о. Хоккайдо (Shoichi, 1979) и исследуемых пород, а также тенденция накопления бора глинистыми минералами осадка указывает на вероятность того, что осадки формировались в мелководном, морском бассейне.
Олигоцен-нижнемиоценовые образования сложены осадочными отложениями аргиллитовой и туфогенно-терригенной толщ (Геология дна.., 1987).
Аргиллитовая толща установлена на материковом склоне зал. Петра Великого (Приморье), где она с угловым несогласием залегает на мезозойских отложениях и позднемеловых гранитах. Из аргиллитов выделены два спорово-пыльцевых комплекса – позднеолигоценовый, отражающий похолодание, и раннемиоценовый, соответствующий потеплению климата, начавшемуся в миоцене. Полученные данные свидетельствуют, что толща сложена терригенными алевроглинистыми породами, которые накапливались при спокойном гидродинамическом режиме, низких скоростях осадконакопления, в условиях прибрежно-морского мелководья. Глобальное повышение уровня моря, произошедшее на рубеже раннего и среднего миоцена, наряду с тектоническими процессами в регионе привели к расширению и углублению морских бассейнов. В результате аргиллитовая толща была перекрыта диатомово-глинистыми отложениями конца нижне-среднего миоцена. Тектонические подвижки по уже существовавшим разломам в конце позднего миоцена вывели в ряде мест на поверхность дна породы аргиллитовой толщи, ранее залегавшие на глубинах не менее 400-500 м. Туфогенно-терригенная толща распространена в районе северного замыкания Центральной котловины и на подводных возвышенностях Ямато и Криштофовича. Она представлена субаэральными конгломератами и туфами (возвышенность Алпатова), слаболитифицированными туфодиатомитами, туфами, туффитами, туфопесчаниками, туфоалевролитами, гравелитами, гравелистыми песчаниками, конгломератами (возвышенность Ямато, Криштофовича). Присутствие в породах пресноводной диатомовой флоры позволило установить их возраст (олигоцен-раннемиоценовый) и континентальный (озерный) генезис (Цой, 1985).
Неогеновые отложения широко распространены в Японском море на шельфе, материковом склоне, подводных возвышенностях и в котловинах. Они представлены в основном осадочными породами с обилием кремнистых микроископаемых. На основании геологических и геофизических данных на шельфе и склоне Приморья были выделены две свиты – валентиновская (средний-верхний миоцен) и гамовская (плиоцен) (Геология дна.., 1987). Валентиновская свита подразделяется на нижне- и верхневалентиновскую подсвиты сложенные конгломератами, конгломератобрекчиями в основании и диатомитами с линзами песчаников, туфопесчаников, алевритовых песчаников, алевролитов, туфоалевролитов, туффитов в остальной части разреза. Отложения гамовской свиты представлены конгломератами, гравелитами, песчаниками и диатомитами с заметной примесью пирокластического материала, вплоть до туффитов. Эоплейстоценовые отложения развиты незначительно. Их мощность не превышает нескольких десятков метров. Они представлены слаболитифицированными и плохоотсортированными песчано-алевритовыми глинами. Четвертичные отложения практически сплошным чехлом покрывают дно Японского моря. Выделяются два основных типа разрезов четвертичных отложений -отложения глубоководных котловин и подводных возвышенностей. Они представлены пелитовыми и алевропелитовыми, реже мелкоалевритовыми илами (Геология дна.., 1987).
Аутигенные минералы в породах котиковской серии полуострова Терпения (о. Сахалин)
В основании склона Северо-Хоккайдского краевого плато (глубины 2300-2950 м) установлены кайнозойские породы 1 и 2 комплексов. Комплекс 1 слагает толщи II и III, а комплекс 2 слагает толщу I (Цой, 2003).
Комплекс 2 – поздний олигоцен-начало среднего миоцена в нижней части толщи I представлен терригенными (аргиллиты, алевроаргиллиты, глинистые алевролиты), а в верхней – кремнистыми (кремнистые алевроаргиллиты, диатомовые алевроаргиллиты и алевролиты, алевритовые диатомиты) породами. Минеральная ассоциация в них представлена аутигенным, хорошо окристаллизованным смектитом (с возможной начальной хлоритизацией?), смешанослойными смектит-гидрослюда, кристобаллитом, небольшим количеством аморфной фазы и обломочными – гидрослюдой, хлоритом, кварцем, плагиоклазом и аналогична описываемой для комплекса 3 на подводном хребте Терпения. Возраст нижней части толщи I установлен на основе бентосных фораминифер и спорово-пыльцевых комплексов, возраст верхней части толщи I – на основе диатомей. Олигоценовые терригенные осадки накапливались в мелководном морском бассейне. В середине раннего миоцена терригенное осадконакопление сменилось кремнистым. Состав диатомовой флоры указывает на существование в это время неритических условий осадконакопления. В конце раннего-начале среднего миоцена неритические условия сменились батиальными. плиоцен-плейстоцен представлен туфоаргиллитами, глинистыми диатомитами и алевролитами. Формирование плиоценовых осадков сопровождалось активной эксплозивной вулканической деятельностью и происходило вначале в батиальных условиях. В конце плиоцена произошло резкое обмеление бассейна, связанное, вероятно, с позднеплиоцен-раннеплейстоценовой регрессией и сахалинской фазой складчатости (Мельников, 1970). Накопление позднеплейстоценовых осадков происходило на батиальных глубинах.
Взаимоотношение между комплексами 1 и 2, по-видимому, несогласное. На это указывает выпадение из разреза средне- и верхнемиоценовых отложений и присутствие в плиоценовых породах переотложенных видов диатомей, споры и пыльцы миоценового возраста и обломков миоценовых пород, свидетельствующих о размыве подстилающих отложений. Наиболее часто встречаемые минералы в отложениях аналогичны описываемым для пород комплекса 2 (подводный хребет Терпения). Источниками сноса терригенного материала при формировании обоих комплексов являлись, в основном, интрузивные (гранитоиды) и метаморфические (контактовые роговики, кварц-мусковитовые и кварц-серицитовые сланцы) палеозой?-мезозойские породы, при незначительном участии мезозойских осадочных (алевролиты), эффузивных (базальты) и кайнозойских (аргиллиты) пород. Северный склон Курильской котловины
В западной части северного склона котловины (глубины 2600-2900 м, ст. 2356-2359) установлены породы 1 и 2 комплексов.
Комплекс 2 – поздний олигоцен-начало среднего миоцена представлен тонкозернистыми кремнистыми (диатомиты, туфодиатомиты, кремнистые аргиллиты, порцелланиты) породами, которые формировались в относительно мелководных условиях. На это указывает видовой состав диатомей, характерный для неритической зоны, и состав радиолярий, принадлежащих по Витухину (Витухин, 1993) «открытоморскому» типу, который формируется в шельфовых отложениях в наиболее мористой обстановке. Начало процесса трансформации органогенного опала в кристобалит отмечается в диатомитах и туфодиатомитах, а в кремнистых аргиллитах и порцелланитах цемент уже полностью представлен кристобалитом.
Комплекс 1 – плиоцен-плейстоцен представлен туфоалевроаргиллитами, туфоалевролитами, туфопесчаниками, уплотненными алевропелитовыми и алевритовыми илами. Отложения этого комплекса формировались в батиальных условиях, осадконакопление сопровождалось вулканическими эксплозиями материала кислого (кварц, вулканическое стекло) и среднего (пироксен и плагиоклаз) состава.
Отсутствие в исследованном разрезе пород средне- и позднемиоценового возраста, присутствие в плиоценовых отложениях переотложенных олигоцен-миоценовых видов диатомей и обломков миоценовых пород указывает на то, что комплекс 1 залегает на комплексе 2 со стратиграфическим несогласием и размывом.
Источники терригенного сноса для осадочных пород обоих комплексов принципиально не отличаются. Псаммитовый размер обломков в плиоцен-плейстоценовых породах (комплекс 1) позволяет наиболее полно восстановить основные источники обломочного материала. Это породы палеозой?-мезозойского фундамента, осадочные породы кайнозойского чехла, эффузивные породы плиоценовых вулканических построек и материал вулканических (синхронных осадконакоплению) эксплозий. Источниками сноса, отражающими состав фундамента, являлись гранитоиды (преимущественно кварц-калишпатового состава), метаморфические породы (роговики, сланцы), эффузивы и туфы кислого состава, алевролиты кварц-полевошпатового состава.
Комплекс 1 – поздний миоцен-ранний плейстоцен установлен, также, в основании восточной части северного склона Курильской котловины (глубины 2230-3100 м). Он представлен слаболитифицированными туфогенно-осадочными породами (туфоалевролиты, диатомиты, туфодиатомиты, туфогенные песчаники, алевролиты, алевропелиты) позднемиоцен-раннеплейстоценового возраста. Для пород характерно присутствие пирокластического материала (кварц, плагиоклаз, стекло, пироксен, обломки эффузивов), что указывает на образование осадков в условиях синхронной эксплозивной вулканической деятельности. Микропалеонтологические данные свидетельствуют о том, что данный комплекс формировался в батиальных условиях. В позднем плиоцене зафиксировано резкое изменение режима осадконакопления в сторону углубления, которое связывается с быстрым погружением котловины в этом районе (Baranov, 2002).
Основные черты геологического строения о. Шикотан
Согласно (Гаврилов, 1973), породообразующий материал в малокурильской свите (Малая Курильская гряда) представлен обломками минералов – плагиоклазом (андезин), ортоклазом, пироксеном, роговой обманкой, стеклом и обломками пород – базальтами и андезито-базальтами. Незначительный объем обломков представлен кварц-серицитовыми сланцами, аргиллитами, альбитофирами и кварцитами, источники сноса которых располагались за пределами гряды. Состав породообразующих обломков в породах матакотанской свите аналогичен. Данные этих авторов говорят о том, что в породах малокурильской и матакотанской свит отсутствует обломочный материал, представляющий собой продукт разрушения пород кислого состава.
"Мафический" состав имеют не только осадочные верхнемеловые породы Малой гряды, но и магматические (верхний мел-палеогеновые) породы развитые на островах этой гряды. Многочисленные исследователи указывают на то, что острова сложены преимущественно базальтами и габброидами. Одной из особенностей магматизма Малой гряды является преимущественное развитие основных пород при резко подчиненном значении андезитов и отсутствии более «кислых» разностей (Цветков, 1985). Наиболее представительная сводка химических составов магматических пород Малой гряды (Говоров, 2002), также, показывает отсутствие пород кислого состава. Широко развитые в пределах Малых Курил габброиды могут представлять собой аллохтоны и являться фрагментами геофизического "базальтового" слоя коры, перемещенными к северо-западу. Предполагается, что эти аллохтонные пластины не сильно удалены от своих корней (Меланхолина, 1978). Комплекс вулканических пород бухты Цунами и дислоцированные габброиды бухты Дмитриева (о. Шикотан) по петрохимическим и геохимическим характеристикам могут быть сопоставимы с образованиями меланократового (точнее, базитового) фундамента островных дуг. Образования этого типа, по-видимому, весьма широко распространены в пределах Малой Курильской гряды (Красилов, 1983). Таким образом, осадочные и магматические породы, слагающие ее фундамент имеют "мафический" состав.
Состав обломков пород зеленовской свиты свидетельствует о размыве нижележащих толщ и появлении на границе мела и кайнозоя источников сноса кислого состава. Эти особенности осадконакопления говорят о нормальном (эволюционном) развитии Шикотанского кайнозойского бассейна седиментации, характерном для развития кайнозойских бассейнов северо-западной части Тихого океана (Терехов, 2008, 2009, 2011 в, 2012 ).
Для верхнемеловых осадочных пород фундамента подводного хр. Витязя, напротив, характерен сиалический состав (Кулинич, 2007). Породы сложены обломками минералов – кварцем, калиевым полевым шпатом, альбитом, мусковитом, и пород – гранитоидами и кварц-мусковитовыми сланцами (Леликов, 2007, 2008). Обломочный состав указывает на то, что источниками сноса для них служили породы, характерные для земной коры континентального типа.
Сиалическую природу фундамента хр. Витязя подтверждают данные исследования позднемеловых вулканических пород (слагающих фундамент хребта), которые относятся к образованиям окраинно-континентальных вулканических поясов. Это согласуется и с обнаружением на хребте эоценовых игнимбритов (Леликов, 2008), которые образуются за счет кислой (коровой) магмы (Малеев, 1977).
Таким образом, состав верхнемеловых осадочных и вулканических пород Малой Курильской гряды и хр. Витязя указывает на различный (мафический и сиалический, соответственно) состав фундамента этих структур, являющихся продолжением друг друга и составляющих в настоящее время единую структуру - внешнюю дугу Курильской островной системы (Терехов, 2011 г, 2012 ).
При сравнении изученных мел-палеогеновых разрезов Охотской котловины и прилегающей суши (Терехов, 2009, 2012) видно, что на западной Камчатке граница мела и палеогена выявлена в разрезе устья р. Анадырка, в котором на вулканогенно-осадочной морской усть-паланской свите (кампан-маастрихт) с размывом, но без заметного углового несогласия, залегает континентальная анадыркская свита с базальными конгломератами в основании, возраст которой (по палинофлоре) позднедатский-танетский (Корнилова, 1979). Непосредственно на контакте кремнистые алевролиты и агломератовые туфы меловой этой свиты несогласно перекрываются терригенными (конгломераты, песчаники, алевролиты) породами анадыркской свиты (Гладенков, 1997). Последующие исследователи этого района докайнозойские породы паланского разреза разделили на две толщи вулканогенную и олистостромовую, из пород которых были выделены многочисленные радиолярии. В изученных ассоциациях радиолярий из олистостромовой толщи, наряду с кампанскими и кампан-маастристскими формами, заметное место занимают виды, существовавшие в позднемаастрихт-палеоценовое время. Следовательно, формирование олистостромовой толщи продолжалось, скорее всего, и в начале палеоцена (Палечек, 1997, 2003).