Текст диссертации (*, 12Mb)

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева
Дальневосточного отделения Российской академии наук
На правах рукописи
МОЖЕРОВСКИЙ АНАТОЛИЙ ВИКТОРОВИЧ
АУТИГЕННОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ КАК ИНДИКАТОР УСЛОВИЙ
ФОРМИРОВАНИЯ МЕЗОКАЙНОЗОЙСКИХ ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫХ
КОМПЛЕКСОВ ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫХ МОРЕЙ
УДК: 549.905.1:551.76/77+552.14(265)
Специальность: 25.00.28 – океанология
Диссертация на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук
Владивосток
2016
2
Оглавление
ВВЕДЕНИЕ………………………………………………………………………………………...3
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
ПРИЛОЖЕНИЯ……………………………………………………….………………….222
3
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность темы
Дальневосточные (ДВ) 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. Несмотря на большой объем полученных данных, ряд
аспектов указанных проблем остаются еще не решенными. 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 особенностями, в нашем случае, обладают слоистые силикаты
(смектит, корренсит, ректорит), кристобалит (опал-С/Т), цеолиты и сульфаты. В то же
время аутигенные минералы как важный элемент изучения вещественного состава
осадков и осадочных пород остаются слабо изученными.
Цель и задачи исследований
Основная
цель
пространственного
и
настоящей
временного
работы
–
установить
распространения
закономерности
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:
4
1) изучить состав аутигенных минералов в вулканогенно-осадочных породах дна
Японского и Охотского морей, прилегающей суши и островного обрамления и
установить закономерности их распределения;
2) 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:
1) изучено пространственное и временное распределение
аутигенных
минералов в мезокайнозойских вулканогенно-осадочных породах дна Японского,
Охотского морей, Восточного Сахалина, о. Шикотан и подводного хребта Витязя,
выделен временной (палеоцен-эоцен) и пространственный (1.5-3 км по мощности
осадков)
интервал
существования
высокоупорядоченных
смешанослойных
(корренситоподобных и ректоритоподобных) минералов;
2) сделан вывод о том, что во всех изученных древних бассейнах седиментации,
которые представляли собой разрозненную сеть на материковой окраине СевероВостока
Азии
и
развивались
в
едином
седиментологическом
режиме
(в
одновозрастных породах развиты одни и те же аутигенные минералы);
3) выделены три минеральные зоны (хлорит-гидрослюдистая, переходная –
корренсит-ректоритовая и смектитовая), характеризующие основную направленность
и стадии минеральных преобразований осадков и пород в процессе окраинноморского седиментогенеза и эпигенеза;
4) на основе полученных данных уточнены физико-химические условия
5
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), о. Шикотан и подводного хребта Витязя.
Практическая значимость
Аутигенные минералы являются важным элементом (составной частью)
мезозойско-кайнозойских
вулканогенно-осадочных
толщ
в
дальневосточных
окраинных морях с которыми связаны крупные запасы углеводородов. Выявление
условий
осадконакопления,
характера
постседиментационных
преобразований
осадочных пород в этом регионе имеет не только важное методологическое значение,
но
и
позволяет
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
смешанослойных
палеоцен-эоценового
минералов
упростит
горизонта
высокоупорядоченных
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
6
осадконакопления, тектономагматический режим формирования осадочных толщ и
историю геологического развития исследованного региона.
Защищаемые положения
1. В одновозрастных 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.
2. Индикативными свойствами для мезокайнозойских вулканогенно-осадочных
пород дна дальневосточных морей и прилегающих территорий обладают:
а) минералы – ломонтит, каолинит, корренсит, ректорит, эпсомит, опал-С/Т,
смектит;
б) ассоциации – корренсит-аутигенный кальцит и кварц-гидрослюда. Эти
минеральные ассоциации свидетельствуют о том, что мощность осадочного слоя в
изученных районах могла достигать трех-пяти километров, а температура их
образования была более 150ºС.
3. В изученных осадочных бассейнах выделяются три разновозрастных
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,
7
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 корренситоподобные минералы).
Достоверность результатов
Работа основывается на изучении пород коллекции ТОИ ДВО РАН,
драгированных с различных морфоструктур ДВ окраинных морей и Северо-Западной
части Тихого океана, а также образцов, полученных автором в ходе ряда прибрежных
экспедиций.
Изучение
минералов
проводилось
с
использованием
рентгеноструктурного анализа, проводимого по стандартным методикам. Данные,
полученные на основе изучения аутигенных минералов, опубликованы в зарубежной
и отечественной печати. Их корреляция с другими комплексными методами изучения
пород и осадков 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: 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); XIII Международной
школе по морской геологии (Москва, 1999); I Всероссийском литологическом
8
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).
Структура и объем работы
Диссертация общим объемом 251 стр. состоит из Введения, 5 глав, Заключения
и списка литературы, который насчитывает 324 наименования (252 – отечественных
изданий, 72 – зарубежных изданий), включает 39 рисунков и приложение.
Приложение содержит 10 таблиц и 4 фототаблицы.
Благодарности
Проведению исследований по теме диссертации способствовали консультации и
обсуждение на разных этапах ее выполнения с д.г.-м. н. Ф. Р. Лихтом, д.г.-м.н. М. Ф.
Стащуком, д.г.-м.н. Е. П. Леликовым, д.г.-м.н. Л. М. Грамм-Осиповым, д.г.-м.н. П. В.
Маркевичем, д.г.-м.н. О. В. Чудаевым, д.г.-м.н. В. Б. Курносовым, д.г.-м.н. А. Г.
Аблаевым, д.г.-м.н. Ю. Г. Волохиным, к.г.-м.н. Н. Н. Бариновым. В ходе научных
исследований и в процессе подготовки диссертации автор неоднократно пользовался
советами и содействием сотрудников ТОИ ДВО РАН: к.г.-м.н. Е. П. Терехова, к.г.-м.н.
Ю. Д. Маркова, д.г.-м.н. И. Б. Цой, к.г.-м.н. Н. Г. Ващенковой, н.с. В. К. Аннина, н.с.,
М. Т. Горовой, к.г.-м.н. В. Г. Прокудина, к.г.-м.н. В. Н. Карнауха и к.г.-м.н. В. Т.
Съедина, которым выражает искреннюю признательность. Особенно полезным и
плодотворным для автора было постоянное общение, дискуссии по многим проблемам
с д.г.-м.н. Р. Г. Кулиничем, к.г.-м.н. Е. П. Тереховым, к.г.-м.н. Ю. Д. Марковым и д.г.м.н. И. Б. Цой. Автор выражает особую признательность Н. А. Середе, С. Г. Плисс и Л.
9
Ф. Колосовой за участие в аналитической обработке материала, а также всем
соавторам его научных публикаций.
Фактический материал и личный вклад автора
Основным материалом для исследования являлись образцы мезокайнозойских
вулканогенно-осадочных
пород,
полученных
драгированием
крутых
склонов
Охотского и Японского морей в морских экспедициях на судах ТОИ ДВО РАН в
1970-2009 г.г. (в некоторых из них автор принимал непосредственное участие).
Значительный объем пород получен в береговых экспедициях организованных
автором на островах Сахалин и Шикотан в 2000-2009 годах.
Для определения минерального состава проведено и расшифровано более 2300
съемок рентгенофазового и 50 термографического анализов, изучено более 300
прозрачных шлифов осадочных и вулканических пород драгированных со дна
окраинных морей и отобранных из береговых отложений прилегающих территорий
(Рисунок 1).
Исследовательский материал включает 205 силикатных анализов (ППГО
"Приморгеология", ТОИ ДВО РАН – аналитики И.Н. Якушева и Н.А.Середа), 285
определений отдельных химических элементов (атомно-абсорбционный – ТИНРО,
аналитик Ковековдова Л.Т., колориметрический – ТОИ ДВО РАН, аналитик Якушева
И.Н.),
80
электронномикроскопических,
40
электронографических,
11
мессбауэровской спектроскопии (ДВГИ ДВО РАН – аналитики Н.Н. Баринов, Г.А.
Юдина, М.И. Патук), 256 определений элементов спектральным методом (трест
Дальвостуглеразведка). В работе использованы данные минералогического анализа
песчаников (726 проб), определение возраста проводилось на основе
10
Рисунок 1 ─ Общая карта-схема опробования и местоположение основных районов
работ
микропалеонтологических анализов (спорово-пыльцевого, диатомеи и радиолярии),
48
определений
плотности
и
пористости
осадочных
пород
(трест
Дальвостуглеразведка), 15 определений органического и карбонатного углерода (ТОИ
ДВО РАН – аналитик Е.А. Баскакова), 13 определений радиоизотопных возрастов
вулканических пород (трест "Киевгеология", ППГО "Приморгеология").
Методика исследования
Основным
методом
при
исследовании
минерального
состава
являлся
рентгенофазовый анализ. Оптическая микроскопия служила для общего описания
характера взаимоотношений, определения стадийности образования минералов и
11
предварительной диагностики. Как вспомогательные использовались: электронная
микроскопия, электронография, дериватография, инфракрасная и мессбауэровская
спектроскопия, химический и спектральный анализы.
При рентгенофазовых исследованиях использовался дифрактометр "Дрон-3.0" с
Cu-Ka
излучением
(графитовый
плоский
монохроматор)
при
оптимальном
напряжении 30 кВ и анодном токе 40 мА. Для съемки готовились как
ориентированные, так и разориентированные препараты. Ориентированные из водной
суспензии образцы подвергались обработке по стандартной методике. Для глинистых
минералов (фракция <0,001 мм, оптимальная толщина препарата 0,12-0,15 мм.)
использовалось насыщение этиленгликолем с последующим прокаливанием при
550°С в течение 3 часов и др.. Морфологические особенности минералов
(приклеенных на липкую ленту и напыленных золотом в вакуумной установке “ВУП4Л” при давлении 1-2х10-4 мм ртутного столба) исследовались на сканирующем
электронном микроскопе “JSM-U3” и “LEO-430”.
Мессбауэровские спектры были получены на спектрометре ЯГРС-4, в режиме
постоянных ускорений. Источником служил 57Со в матрице Cr активностью 5 mKu.
Калибровка скоростной шкалы спектрометра производилась по внутренним 4 линиям
металлического железа. Аппаратная ширина линии – 0,25 мм/сек.
При
оценке
палеосолености
среды
осадконакопления
использовались
содержание и поведение бора в породах, и состав аутигенных минералов.
Работа проводились в соответствии с программой фундаментальных научных
исследований проводимых ТОИ ДВО РАН в рамках ряда государственных
программ: ФЦП «Мировой океан», ФНИ ТОИ ДВО РАН (тема 75.5) и частично
"Дальний Восток" (проекты № 15-I-1-003, № 15-I-1-004о), интеграционных и
12
инициативных проектов РФФИ – № 03-05-64761-а; ДВО и СО РАН – № 06-III-A07-259, № 06-III-A-07-270; № 06-II-СО-07-027.
13
ГЛАВА 1 СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ
АУТИГЕННЫХ МИНЕРАЛОВ В МЕЗОКАЙНОЗОЙСКИХ
ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСАХ
ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫХ МОРЕЙ И ПРИЛЕГАЮЩИХ ТЕРРИТОРИЙ
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
трансформаций
в
значительной
структур.
степени
Возможность
предопределена
подобного
рода
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
14
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).
15
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 хемогенноэдаффогенного (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.
Сульфидам и сульфатам в Японском море посвящены работы Л. М. ГраммОсипова с соавторами (Грамм-Осипов, 1973), Н. В. Астаховой (Астахова, 1987, 1993),
М. И. Липкиной (Липкина, 1980б), Б. И. Сребродольского (Сребродольский, 1988) и
16
Е. П. Терехова с соавторами (Терехов, 2013).
Скважинами глубоководного бурения в Японском море вскрыты отложения
вплоть
до
нижнемиоценовых.
Состав
плиоцен-верхнемиоценовых
отложений
котловин существенно не отличается от одновозрастных отложений материкового
склона Приморья и подводных возвышенностей. Аутигенные минералы в этих
отложениях представлены в основном смектитом, смешанослойными образованиями
типа
иллит-смектит,
возможно
хлорит-смектитом(?),
опал/кристобалитом,
а
терригенные – обломочным иллитом, каолинитом и хлоритом. Достоверно
установлены глубина и температурный интервал превращений опал-А – опал-С/Т
(215-325 м 36-43º С) и опал-С/Т – кварц (325-471 м и 49-62º С) (Ingle, 1975, 1992;
Initial…, 1975; Proceedings...,1990; Tamaki, 1990, 1992). Более древние отложения
частично охарактеризованы (Ващенкова, 2009, 2011; Терехов, 1989, 1992; Цой, 1985,
1999).
Сведения об аутигенных минералах в Охотском море еще более фрагментарны.
По данным Ю.Г. Волохина (Волохин, 2012) глинистая фракция голоценовых осадков
большинства
станций
Трансохотского
профиля
представлена
иллитом
и
смешанослойными образованиями типа иллит-смектит, в сумме составляющими от 60
до 80%. Кроме того, присутствуют смектит, хлорит-смектит, иллит-вермикулит,
хлорит. Каолинитом наиболее богаты осадки, отлагавшиеся в периферической части
бассейна. Он практически отсутствует в кремнистых илах центральной части
бассейна. В поверхностном слое осадков (0-20 см) содержание иллита в глинистой
фракции уменьшается от шельфа к центральной части моря и незначительно
возрастает по приближению к Курильским островам. Минеральный состав глин
отражает разнообразие источников питания и дифференциацию терригенного
17
вещества по размеру частиц, приведшую к обогащению относительно прибрежных
осадков каолинитом, а пелагических илов иллит-смектитом.
Большая часть иллита, иллит-смектита, каолинита и хлорита – аллотигенные
минералы, принесенные реками и разнесенные течениями Охотского моря (Курносов,
1982). Все перечисленные глинистые минералы в диатомовых илах голоцена
Охотского моря, кроме смешанослойного иллит-смектита есть и в мезозойских
кремневых толщах Сихотэ-Алиня.
Карбонатам, сульфатам, сульфидам и баритам в осадках посвящено довольно
большое количество работ (Астахов, 1985, 2004, 2006; Астахова, 1987, 1990, 1991,
1993; Деркачев, 1999, 2000, 2002, 2007, 2010, 2015; Терехов, 2013; Derkachev, 1999a,
1999b, 1999c; Astakhov, 2004; Nikolaeva, 2004) и железомарганцевым минералам
(Штеренберг, 1984, 1987).
Сведения об аутигенных минералах в континентальных мезокайнозойских
отложениях, прилегающих к окраинным морям, отражены в довольно большом
количестве публикаций (Волохин, 1980, 1985, 2004, 2012; Гранник, 1974, 1978, 1991;
Копорулин, 1992, 2006; Малиновский, 1993; Маркевич, 1985; Чудаев, 1978 и другие).
Глинистые минералы песчаных и глинистых пород Сихотэ-Алиня представлены
иллитом, хлоритом и в меньшем количестве каолинитом и смешанослойными типа
иллит-монтмориллонит (Рисунок 2). Причем, последний, обнаружен только в
основании ритмов флиша и является аутигенным, остальные глинистые минералы –
терригенные. На Камчатке определяющими являются аутигенные глинистые
минералы
группы
монтмориллонита-хлорита
–
продукты
преобразования
вулканического материала, главным образом стекла основного и среднего состава
(Маркевич, 1985).
18
Рисунок 2 ─ Сводная минералогическая шкала для нижнемеловых отложений
Приморья и верхнемеловых-кайнозойских отложений Восточной Камчатки
приводится по: (Маркевич, 1985)
О.В. Чудаев (Чудаев, 1978) поддерживает точку зрения П.В. Маркевича
(Маркевич, 1985), что различия в минералообразовании этих типов обстановок
связаны с кислотностью осадочного материала. В.В. Копорулин (Копорулин, 1992)
считает, что смешанослойные минералы типа хлорит-сапонита (корренситоподобные)
19
характерны для морских грубозернистых осадков, для которых отмечается щелочной
состав
интерстициальных
вод.
В
мел-палеогеновых
породах
о.
Сахалин
в
тонкодисперсной части глинистых пород установлены гидрослюды, не строго
упорядоченные смешанослойные гидрослюда-монтмориллонитовые образования с
преобладанием в составе пакетов гидрослюды. Содержание гидрослюды и не строго
упорядоченных смешанослойных гидрослюда-монтмориллонитовых образований в
изученных фракциях составляет 55-90%, а хлоритов – 10-45%. По мнению В.М.
Гранник (Гранник, 1978), наличие в верху верхнемелового разреза смешанослойных
образований типа гидрослюда-монтмориллонит свидетельствует о частичной
трансформации монтмориллонита в гидрослюду в процессе катагенеза.
K. Аояги, T. Асакава (Aoyagi, 1980), K. Аояги, T. Казама (Aoyagi, 1984) на
материале пробуренных меловых и третичных отложений в Японии изучали характер
диагенетических и минералогических трансформаций, приводящих к образованию
цеолитов. Они выделили семь последовательных зон, выраженных минеральными
ассоциациями:
А – ассоциация монтмориллонит + вулканическое стекло + аморфный
кремнезем;
В
–
монтмориллонит
+
вулканическое
стекло
+ низкотемпературный
кристобалит;
С – монтмориллонит + клиноптиллолит + низкотемпературный кристобаллит;
D – монтмориллонит + клиноптиллолит + низкотемпературный кварц;
E
–
смешаннослойный
иллит-монтмориллонит
+
клиноптиллолит
+
низкотемпературный кварц;
F – смешаннослойный иллит-монтмориллонит + гейландит и/или анальцим +
20
низкотемпературный кварц;
G – по ассоциации иллита, ломонтита и/или альбита, и низкотемпературного
кварца.
Минеральные зоны в целом отвечают следующим глубинам захоронения
осадков: А – 0-920; B – 920-1260; C – 1260-1660; D – 1660-2740; E – 2740-3110; F –
3110-3750; G – свыше 3700 м.
На первой стадии диагенетических изменений осадков (зоны А, В, С) их
пористость снижается до 30%. На второй стадии (зоны D, E, F) пористость
уменьшается до 10%, а на третьей (зона G) она составляет <10%.
По составу цеолитов Е.Е. Карнюшиной (Карнюшина, 1987) в вулканогенноосадочных породах Тихоокеанского пояса выделены четыре зоны и отмечены
максимальные температурно-глубинные уровни:
1. Неизмененное, реже малоизмененное вулканическое стекло (35-40оС; 1 км).
2. Клиноптиллолит и смектит (115оС; 3,1 км).
3.
Появление
анальцима
на
фоне
минералов
группы
гейландита
и
смешанослойных глинистых фаз свидетельствует о начале анальцимовой подзоны
(140оС; 3,6 км).
4. Ломонтит, иллит, как правило, встречаются при температуре более 150оС, и
глубине свыше 4,8 км.
Основные различия в аутигенном минералообразовании, в вышеупомянутых
отложениях,
связываются
с
типом
осадконакопления
(континентального
и
океанического), источниками осадочного материала, преобразующегося в процессе
эпигенеза
–
кислого
(континентального)
и
основного
(океанического
или
вулканогенного), типом пород – грубообломочных (песчаники) и тонкозернистых
21
(алевролиты), обстановок в эпигенезе – со свободным и с затрудненным
водообменном или типом интерстициальных вод. Исследователи единодушны во
мнении,
что
смешанослойные
(ректоритоподобные)
образуются
в
образования
процессе
гидрослюда-смектит
эпигенеза
континентальных
«кислых», а хлорит-сапониты (корренситоподобные) – «основных» вулканогенноосадочных морских толщ.
Имеющиеся данные по аутигенным минералам в мезокайнозойских отложениях
северо-западной части Тихого океана и соседствующей с ним континентальной
окраины довольно фрагментарны (Глинистые.., 1976; Конюхов, 1987; Котельников,
1986; Структура осадков..., 1983). Они привлекались для пояснения задач, связанных
со смежными геологическими аспектами (прогнозными оценками и поисками
полезных ископаемых, общегеологическими исследованиями). Автором предпринята
попытка проанализировать данные по Мировому океану для сопоставления с
собственными результатами. Материал, полученный в результате выполнения
проекта глубоководного бурения огромен. Возраст осадков и пород, полученных с
морского дна, колеблется от современного, до среднемезозойского. Условно
скважины
можно
разделить
на
неглубокие,
пробуренные
на
подводных
возвышенностях (хребтах)? и плато и глубокие – в окраинных морях и впадинах.
Глубина проникновения от 200-600 м на подводных возвышенностях до полуторадвух
километров
в
окраинных морях.
Самый древний
возраст
определен
соответственно в неглубоких скважинах – юра-мел (Карибский бассейн). В
окраинных морях возраст вскрытых отложений несколько моложе. По минеральному
составу осадков и пород их условно можно разделить на карбонатные (неглубокие
скважины подводных возвышенностей) и глинистые (глубокие скважины во впадинах
22
и окраинных морях). Минералы «карбонатных» скважин представлены в основном
карбонатами и иногда сульфатами кальция и магния, а «глинистых» – смектитом,
гидрослюдой,
хлоритом,
каолинитом,
реже
палыгорскитом,
сепиолитом
и
серпентином. Иногда присутствуют смешанослойные минералы типа смектитгидрослюда и смектит-хлорит. Кремнистые осадки, представленные опалом, опаломС/Т, халцедоном и кварцем, распространены в обоих (искусственно выделенных)
типах скважин.
Основными закономерностями аутигенного минералообразования в Мировом
океане являются: прогрессивное увеличение содержания смектита с глубиной (Long,
1968; Perry, 1970; Segonzac, 1969, 1970; Rad, 1972; Weaver, 1971, 1977), появление
тридимита-кристобалита и уменьшение всех остальных обломочных глинистых
минералов – гидрослюды, хлорита и каолинита, что совпадает с выводами,
сделанными для окраинных морей северо-западной части Тихого океана (Ващенкова,
2006, 2009, 2011; Можеровский, 1983а, б, 1985, 1986, 1987а, 1989а, 1990, 1991, 1995,
1999, 2000, 2001; Найдин, 1985; Основные..., 1978; Остапенко, 1976; Палечек, 1997,
2003, 2007, 2008; Терехов, 2010, 2012; Mozherovsky, 1998, 2000 а,б). Кристобалиттридимит (опал-С/Т) появляется в диапазоне глубин от 200-300 м ниже поверхности
осадков в областях с повышенным тепловым потоком (Японское море) и до 600-1500
м с низкими его значениями (Охотское море) (Деревскова, 1986; Карнюшина, 1987).
Смешанослойные минералы смекит-иллит и смектит-хлорит встречаются как
деградационного, так и аградационного типов. Среди первых встречаются как
плохоупорядоченные, так и высокоупорядоченные разности, а вторые, в основном,
высокоупорядоченные.
Обнаружены они
как в
континентальных,
так
и
в
приконтинентальных областях – в мел-палеоценовых отложениях. Нерегулярный
23
смешанослойный иллит-смектит присутствует в интервале от 1200 до 2500 м
(Segonzac, 1969, 1970) и является как бы промежуточным (транзитным) образованием,
глубже сменяющимся упорядоченным ректоритом. Корренсит и корренситоподобные
(регулярные смешанослойные хлорит-смектит) встречены всего в нескольких
скважинах. Считается, что они чаще присутствуют в пелагических отложениях (Rad,
1972), хотя могут быть связаны и с подводным размывом корренситсодержащих
пород или поставкой с суши при размыве измененных ультраосновных пород
(Desprairie, 1973).
В морских отложениях палыгорскит и сепиолит встречается в породах и осадках
широкого временного диапазона от мела до миоцена (Chamley, 1975; Rad, 1972;
Venkatarathnam, 1973, 1974). Они формируются как в эвапоритовых отложениях
(Millot, 1964; Rateev, 1969; Zemmels, 1973), так и прямым осаждением из соляной
рапы, при взаимодействии богатых магнием растворов с базальтами (Bonatti, 1968;
Borch, 1970), растворенным опалом в процессе эпигенетических преобразований
(Bonatti, 1968; Donnelly, 1977, 1979; Drever, 1971, 1976; Rad, 1972), прямым
осаждением из морской воды (Hathaway, 1965), поступлением с терригенным стоком
(Weaver, 1971), а так же в процессе переотложения (Chamley, 1970; Desprairies, 1973;
Froget, 1977). Они встречаются, наиболее часто, в позднем мелу и палеогене (Couture,
1977) в ассоциации с смешанослойными хлорит-монтмориллонитами (корренситами
– примеч. автора) (Rad, 1972).
Для
сепиолита,
распространение,
приуроченными
палыгорскита
связанное
к
с
(аттапульгита)
мел-палеогеновыми
экваториальным
областям.
Они
отмечается
широтное
карбонатными
осадками,
встречаются
в
бассейне
Атлантического океана (Карибское море и район западного побережья Африки), в
24
Индийском океане (Venkatarathnam, 1973; Zemmels, 1973) и в Средиземном море.
Сепиолит встречается далее от берега, чем палыгорскит, для которого характерны
более грубозернистые осадки (Rad, 1972). Причем он отдельно почти не встречается,
а всегда в ассоциации с палыгорскитом. Последний обычно ассоциирует со слюдой и
калиевыми полевыми шпатами и слабо с монтмориллонитом (Zemmels, 1973).
Особенности распространения сепиолита и палыгорскита в палеогене позволили ряду
авторов предположить, что они формировались хемогенным способом в пограничных
бассейнах (часто карбонатных) в условиях субтропического экваториального климата
(жаркого и сухого) (Millot, 1964; Trauth, 1974; Triat, 1972; Weaver, 1977).
По мнению Х. Шамле с соавторами (Chamley et al., 1979), с помощью
аутигенных
минералов,
восстановлены
обнаруженных
климатические
в
изменения,
скважинах,
частично
происходившие
ранее.
могут
быть
Ими были
выделенные временные границы наиболее значимых климатических событий –
палеоцен-эоцен, мел-палеоген, средний мел-верхний мел. Смектит в осадочные
бассейны поставлялся при выветривании почв в периоды теплого и сухого климата в
меловое и палеогеновое время. Терригенный иллит и хлорит, появившийся в среднем,
позднем олигоцене, свидетельствует о прогрессивном похолодании вплоть до
плейстоцена. Предположительная картина климатических изменений состоит в
следующем: готерив и ранний баррем – теплый и сухой; поздний баррем и ранний
альб – чуть влажнее; средний альб – теплый и влажный; поздний альб-сеноман –
теплый и очень сухой; с сантона по ранний эоцен – становится холоднее и влажнее с
максимумом около палеоцен-эоценовой границы: средний и поздний эоцен – теплый
и сухой; с олигоцена по плейстоцен прогрессивно холоднее, со значительными
вариациями в температуре и влажности.
25
Изменения палеогеографических параметров указывают на короткопериодные
события в течение времени (49-53 млн. лет): 1 – уровень моря резко понижался в
районе конца раннего эоцена (52 млн. лет) (Vail et al., 1979), после широко
распространенной трансгрессивной фазы в раннем палеогене (таласократическое
время). Эти климатические вариации изменили тип выветривания на континентах и
резко уменьшили поставку палыгорскита и сепиолита, которые были замещены в
середине эоцена каолинитом и смектитом (Berggren, 1974; Chamley, 1979);
2 –
данные кислородного изотопного состава планктонных и бентосных фораминифер
(Shackleton, 1975, 1981; Kennett, 1981) также показывают, что для палеоцена, и
особенно для нижнего эоцена, были характерны высокие температуры океанской
поверхностной и придонной воды. Минеральный парагенезис океанских осадков и
быстрое снижение температуры в конце среднего эоцена могли быть связаны с
первым Антарктическим оледенением начала середины эоцена (Shackleton, 1981), что,
вероятно, вызвано изменением физико-химических параметров глубинных и
связанной с этим повышенной продуктивностью поверхностных вод. Согласно (Jansa,
1979; Rasmy, 1983; Riech, 1979; Segonzac, 1970; Tucholke, 1979), в ранне, раннесреднем эоцене предполагался период экваториальной циркуляции между Тетисом,
Атлантикой и Тихим океаном, что вызывало экваториальный и береговой апвеллинг,
который поставлял кремний и азот (при дополнительном сносе с континентов) в
поверхностные воды. Эти факторы увеличивали продуктивность планктона,
повышение скорости седиментации и сохранению скелетов на морском дне.
В целом, в океанических осадках эпигенетические процессы проявлены слабее,
чем в областях перехода от континента к океану (окраинные моря и сопредельные
территории) и частично запаздывают за счет меньшей мощности осадочного слоя.
26
Поэтому появление минералов индикаторов зон эпигенеза (смектит, опал-С/Т) в
океанских осадках и породах происходит в более позднее время по сравнению с
«эпиконтинентальными». Смешанослойные минералы - палеоцен или ранний мел для
океанских (Couture, 1977) и олигоцен(?)-палеоцен для окраинных морей (Ващенкова,
2006, 2009, 2011; Деркачев , 2000; Можеровский, 2001).
Таким образом, полученные данные предполагают наличие сходных условий
минералообразования в океанах и окраинных морях. Это находит отражение в
одинаковых
минеральных
парагенезисах,
привязанных
к
определенным
геологическим периодам. В нашем случае, к палеогеновому времени, в течение
которого,
в
северо-западной
седиментационных
бассейнах
части
Тихого
формировались
океана,
в
изученных
специфические
автором
образования,
в
дальнейшем преобразованные в корренситоподобные минералы в процессе эпигенеза.
Объектом исследования автора с начала 80-х годов являлись аутигенные
минералы в верхнемезозойских и кайнозойских осадочных и вулканогенно-осадочных
комплексах. Было исследовано распределение слоистых силикатов в поверхностном
слое осадков в заливе Угловое (Можеровский, 1983а) и кайнозойских базальтоидах
(Можеровский, 1983б, 1986, 1995). Рассмотрены вопросы генезиса "глауконитовых
силицитов" (Можеровский, 1987а, 1989а), высокожелезистых слоистых силикатов
(глауконитов) (Марков, 1999, 2000, 2001а,б, 2002а,б, 2003, 2005, 2007, 2009) и
железомарганцевых образований (Можеровский, 1987б, 1989б). В нижнемеловых и
третичных
осадочных
породах
обнаружены
смешанослойные
2,8
nm
триоктаэдрические минералы типа хлорит-сапонит (Можеровский, 1990, 1991, 1995,
1999, 2000; Mozherovsky, 1998), характерные как для процессов эпигенетического
преобразования мощных вулканогенно-осадочных толщ, так и для специфических
27
условий эвапоритообразования и формирования соленосных отложений.
К
настоящему
минералообразованию
времени
в
накоплен
дальневосточных
систематизировать полученные данные.
материал
окраинных
по
аутигенному
морях,
позволяющий
28
ГЛАВА 2 ЯПОНСКОЕ МОРЕ
2.1 Основные черты геологического строения дна Японского моря
Японское море является наиболее изученным в геологическом отношении
окраинным морем Тихого океана. Значительный вклад в его изучение внесли как
отечественные, так и зарубежные исследователи. Монография Н.П. Васильковского с
соавторами
(Основные
черты...,
1978)
являлась
первой
сводной
работой,
обобщающей геолого-геофизические исследования в Японском море на период до
1976 года. "Геология дна Японского моря" (Геология дна..., 1987), а так же работы
(Берсенев, 1989; Васильев, 1975, 2009; Геология и..., 2006; Карнаух, 2007; Карп, 1978,
2002; Ковылин, 1979; Кулинич, 2004; Леликов, 1983, 1989, 1992, 1994, 2001а, 2004,
2006; Geology...,1996; Tamaki, 1990, 1992) представляет собой наиболее полный
анализ всех имеющихся геологических данных.
Характеристика дна Японского моря дана по работе (Геология дна.., 1987),
основными структурами которого являются шельф, материковый и островной склон,
возвышенности, хребты, глубоководные котловины и впадины (Рисунок 3). В
геологическом строении
дна Японского моря участвуют разнообразные по
происхождению, составу и возрасту горные породы, которые подразделяются на два
комплекса, разделенные между собой региональным несогласием. Нижний комплекс
сложен породами докайнозойского консолидированного фундамента, верхний кайнозойскими осадочными отложениями и вулканитами. Фундамент представлен
архей-раннепротерозойскими
метаморфическими
породами,
разновозрастными
гранитоидами, осадочными и вулканогенными породами.
Метаморфические образования архей-раннепротерозойского возраста широко
29
1– шельф; 2 – материковый склон: а – пологий (до 10°), б – крутой; 3 – островной склон; 4 –
подводные возвышенности; 5 – глубоководные котловины и впадины; 6 – впадины с глубинами
менее 2 км; 7 – границы морфоструктур, их глубины (км); 8 – крутые склоны; 9 – сбросы,
отраженные в рельефе дна; 10 –вулканические горы и хребты (Геология дна.., 1987).
Рисунок 3 – Схема морфоструктурного районирования дна Японского моря
30
развиты в западной части Японского моря на подводных возвышенностях
Криштофовича
и
Восточно-Корейской.
Они
представлены
амфиболитами,
роговообманковыми, биотит-роговообманковыми, биотитовыми плагиогнейсами и
кварц-биотит-мусковитовыми сланцами. Гранитоиды Японского моря по возрасту
подразделяются на пять интрузивных комплексов: 1 – позднепротерозойский; 2 –
среднепалеозойский; 3 – позднепалеозойский; 4 – раннемеловой; 5 – позднемеловой
(Берсенев, 1989; Геология дна.., 1987; Леликов, 1983).
Осадочные и вулканогенные породы
Палеозойские, мезозойские осадочные, вулканогенные и осадочные породы
входят в состав фундамента. Среднепалеозойские образования представлены
субплатформенной терригенной (песчаниково-конгломератовой) толщей ВосточноКорейской возвышенности, эвгеосинклинальными метаэффузивами (амфиболитами,
зелеными
сланцами,
метабазальтами),
метапесчаниками
и
филлитами
возвышенностей Алпатова и Витязя, а также метавулканитами и метапесчаниками
возвышенности
Ямато.
Верхнепалеозойские
осадочные
породы
алевролито-
песчаниковой толщи широко развиты на возвышенности Ямато. Они встречаются на
банке Хакусан (возвышенность Вакаса), шельфе и материковом склоне Приморья.
Верхнемеловые вулканиты развиты на шельфе и материковом склоне Приморья, где
они сложены толщей риолитовых порфиров, липаритов, дацитов и их туфов, а на
хребте Южное Ямато они представлены дацитами, риолитами и их туфами. Наиболее
древние нижнемеловые и палеоценовые морские осадочные породы установлены на
возвышенности Ямато.
Нерасчлененные олигоцен-раннемиоценовые отложения аргиллитовой (морская)
и туфогенно-терригенной (озерная) толщ сложены алевритистыми аргиллитами.
31
Собственно нижнемиоценовые морские отложения установлены на континентальном
склоне залива Петра Великого и представлены диатомово-глинистыми породами
(Цой, 1999; Цой, 2008). Начиная со среднего миоцена, наблюдается широкое развитие
морских отложений установленных повсеместно как на континентальном склоне,
подводных возвышенностях, так и в глубоководных котловинах. Непрерывный
стратиграфический разрез неогена (от конца раннего миоцена до плейстоцена
включительно) установлен только на материковом склоне Приморья, где мощность
его составляет от 300 до 800 м (Цой, 1999).
Кайнозойские
вулканические
образования
детально
классифицированы
(Леликов, 2001 б; Съедин, 1986, 2010).
Осадочный
чехол,
выполняющий
котловины
Японского моря,
слагают
кайнозойские нерасчлененные отложения. Их мощность в Центральной котловине
составляет 2-2,5 км, в Цусимской – более 2,5 км, в котловине Хонсю – 0,5-1,5 км
(Карнаух, 2007; Карп, 1978, 2002; Ковылин, 1979; Кулинич, 2004).
Скважины глубоководного бурения дают представление о составе верхней части
кайнозойского осадочного чехла котловин, так как наиболее глубокие из них вскрыли
нижний миоцен (Tamaki, 1990). Состав плиоцен-верхнемиоценовых отложений
котловин существенно не отличается от одновозрастных отложений материкового
склона Приморья и подводных возвышенностей. Это, в основном, диатомиты,
диатомовые глинистые и песчано-алевритистые осадки (Ingle, 1975, 1992; Initial..,
1975).
32
2.2 Аутигенные минералы в мезокайнозойских вулканогенно-осадочных
породах Японского моря
Осадочные породы раннемелового возраста установлены на хребтах Северное и
Южное Ямато (Геология дна.., 1987). В пределах хребта Северное Ямато (Рисунки 4,
5; Таблица А.1) нижнемеловые отложения слагают квесту,
Рисунок 4 – Карта-схема станций драгирования дна Японского моря
33
поверхность которой полого (1-3о) погружается на северо-восток, от глубины 640 до
950 м. С запада и юга она ограничена крутыми уступами высотой от 300 до 600 м.
1 – неоген-четвертичные отложения; 2 – неогеновые базальтоиды; 3 – палеогеновые отложения; 4 –
нижнемеловые отложения; 5 – позднепалеозойские граниты; 6 – предполагаемые геологические
границы (а) и тектонические (б): 7 – станции: 8 – обрывистая поверхность уступов; 9 – изобаты.
Буквенные сокращения: Ан – анальцим; Гс – гидрослюда; Гс-См – смешанослойный гидрослюдасмектит; Кл – каолинит; Хл – хлорит; Хл-См – смешанослойный хлорит-смектит
(корренситоподобный минерал). Составлена по: (Геология дна.., 1987) с дополнениями.
Рисунок 5 – Карта-схема района возвышенности Ямато и сводные минералогические
колонки нижнемеловых отложений хребтов Северное и
Южное Ямато
34
С поверхности этих уступов, общей протяженностью около 30 км в интервале глубин
900-660 м были подняты песчаники, алевропесчаники и алевролиты. Основной объем
пород составляют песчаники, алевропесчаники и алевролиты. В районе хребта
Южное Ямато нижнемеловые отложения установлены на его крутом северо-западном
склоне в интервале глубин 700-1470 м. Породы представлены песчаниками,
алевропесчаниками, алевролитами и алевроаргиллитами (песчаники в подчиненном
количестве). Общая протяженность драгированных выходов пород составляет около 9
км (Рисунки 4, 5).
Нижнемеловые осадочные породы перекрываются палеоценовыми отложениями
и вулканитами палеоген-неогенового возраста. Кроме того, северо-восточнее
указанного участка с поверхности плато (глубина 400-450 м) были подняты
нижнемеловые грубозернистые песчаники, которые не перекрываются чехлом
кайнозойских отложений.
Для нижнемеловых осадочных толщ возвышенности Ямато характерно
преобладание аркозов в нижних частях разреза и увеличение роли аркозовых
граувакк в верхних.
Особое внимание было уделено породам ст. 1441 (интервал драгирования 13001200 м; Рисунки 4, 5, 6) предположительно нижнемелового возраста. Они
представлены мелкозернистыми песчаниками, алевролитами и алевроаргиллитами.
Эти крепкие на вид породы, буквально разваливались на куски после нескольких лет
хранения в береговых условиях. Они покрываются "пухом" минералов "однодневок"
и издают сильный серный ("печной") запах. Среди этих пород были выделены
разности (позднее названные анальцимолитами), примечательной особенностью
которых являлось наличие в них бобовин или горошин, окатанных и как бы
35
импрегнированных в породу обособлений.
1 – морские неогеновые отложения; 2 – раннемиоценовые континентальные отложения; 3 –
вулканиты олигоцен-раннемиоценового возраста; 4 – палеоценовые отложения; 5 – нижнемеловые
отложения; 6 – протерозойские отложения; 7 – станции драгирования; 8 – станции, на которых
обнаружены пресноводные диатомеи; 9 – геологические границы; 10 – изобаты; 11 – тектонические
нарушения; 12 – местоположение корренситсодержащих пород. (Цой и др., 1985).
Рисунок 6 – Геологическая карта-схема района хребта Южное Ямато и
местоположение корренситсодержащих пород
На этой же станции (ст. 1441), вместе с остальными породами был поднят
угловатый обломок алевроаргиллита с прослойками эпсомита и анальцима.
Пространственная ассоциация образца с нижнемеловыми песчаниками и его низкая
36
пористость (12,35%) позволяет предполагать нижнемеловой возраст этой породы.
Обоснование возраста пород
Раннемеловой (альбский) возраст пород установлен по палинокомплексам,
описанным О.П. Ярошенко и В.С. Маркевич (Леликов, 1980). Палинокомплекс Ямато
характеризуется абсолютным доминированием пыльцы голосеменных, главным
образом за счет обилия Classopollis (до 52%) и появлением пыльцы цветковых (до
6%). Наибольший интерес в палинофлоре Ямато представляет Classopollis. Эту
пыльцу продуцировали относительно теплолюбивые растения из вымершей группы
гирмерелловых. Установлено, что росли они, в основном, на побережьях (Вахрамеев,
1966, 1988). Характерно, что пыльцевые зерна Classopollis соединены в тетрады.
Присутствие таких тетрад в захоронениях свидетельствует о том, что пыльца не
подвергалась длительному переносу. Следовательно, палинокомплекс захоронялся в
условиях суши или вблизи нее (Лихт, 1987).
Состав обломков пород в песчаниках
Песчаники возвышенности Ямато, согласно классификации В.Д. Шутова
(Шутов, 1971), представлены, в основном, аркозами, граувакковыми аркозами, менее
распространены полевошпатово-кварцевые и кварцево-полевошпатовые граувакки.
Преобладают собственно аркозы и граувакковые аркозы, собственно граувакки
отсутствуют.
Для
песчаников
характерен
поликристаллический
и
монокристаллический кварц, последний как вулканический (пирокластический) так и
плутонический. Преобладает плутонический кварц. Полевые шпаты представлены
калиевым полевым шпатом и альбит-олигоклазом, с заметным преобладанием
первого.
Основной объем обломков пород составляют гранитоиды, часто встречаются
37
обломки эффузивов среднего состава, содержание которых возрастает в верхней
части осадочной толщи. Встречаются обломки кислых эффузивов, роговиков,
гнейсов, кварц-серицитовых сланцев, карбонатов, слюдисто-гранатовых сланцев (?).
Акцессорные минералы представлены мусковитом, турмалином, биотитом, гранатом,
цирконом, сфеном, эпидотом.
Химический состав песчаников
Здесь и далее по тексту химический состав песчаников и других пород
возвышенности Ямато дается по работам (Можеровский, 1991, 1999, 2000; Терехов,
1992, 1989). Химический состав песчаников хребта Северное Ямато сходен со
средним составом гранита, состав песчаников хребта Южное Ямато ближе к среднему
составу диорита (таблицы А.2, А.3).
Сходство
средних
химических
составов
нижнемеловых
песчаников
возвышенности Ямато и развитых в этом районе древних метаморфических и
интрузивных пород позволяет предполагать местные источники сноса аркозового
материала для нижнемеловых осадочных пород. Основными источниками сноса для
пород хребта Северное Ямато, вероятно, являлись верхнепалеозойские гранитоиды,
для осадочных пород хребта Южное Ямато - верхнепротерозойские гранитогнейсы
(Геология дна.., 1987).
Цемент песчаников
Цемент нижнемеловых песчаников сложный – регенерационный кварцевый,
выполнения
пор
–
аутигенный
кварцевый,
глинистый
и
цеолитовый.
Регенерационный кварцевый цемент обрастания обломочных зерен кварца характерен
для песчаников хребтов Южное и Северное Ямато. Аутигенный кварцевый (не
регенерационный) цемент выполнения пор встречается редко и характерен только для
38
песчаников хребта Северное Ямато, содержащих заметную примесь обломков
эффузивов (среднего? состава).
В песчаниках хребтов Северное и Южное Ямато наблюдается отчетливые
признаки давления. Пластинки биотита и мусковита обычно смяты, обломки кварца
имеют трещины (залеченные) сжатия и расширения, полисинтетические двойники в
обломках плагиоклаза часто смещены по трещинам. Отмечается также вдавливание
одного зерна в другое, с образованием трещинных зон смятия.
Физические свойства песчаников
Средняя
плотность
и
пористость
песчаников
хребта
Северное
Ямато
следующие: крупнозернистые песчаники – 2,65 г/см3; 8,45%; (n = 2); среднезернистые
– 2,64 г/см3; 8,93%; (n = 5), мелкозернистые – 2,69 г/см3; 10,81%; (n = 9),
алевропесчаники – 2,71 г/см3; 11,79%; (n = 4), а для песчаников хребта Южное Ямато
– среднезернистые – 2,65 г/см3; 15,61%; (n = 3), мелкозернистые – 2,66 г/см3; 14,21%;
(n = 7), алевропесчаники – 2,65 г/см3; 13,27%; (n = 4) соответственно (Терехов, 1989,
1992) и сравнимы со средней плотностью гранита, равной 2,53-2,70 г/см3; при (n =
1217) (Петрография, 1976) и средней плотностью палеозойско-мезозойских гранитов
подводных возвышенностей Японского моря, равной 2,68 г/см3 (Свининников, 1986,
1989).
Средние кривые зависимости пористости песчаников от глубины погружения и
средние данные пористости исследуемых песчаников дают глубину их погружения в
интервале 2,0-5,0 км (Лидер, 1986; Петтиджон, 1976; Черников, 1981; Fuchbauor,
1967). Интервал максимального погружения песчаников в 1-2 км подтверждается
данными пористости алевроаргиллитов, поднятых вместе с песчаниками (Рисунок 7).
Наблюдения (данные бурения скважин) показывают, что сутурные контакты
39
(характерные для исследуемых пород) появляются на глубине 1-2 км (Логвиненко,
1968, 1984; Fuchbauor, 1967). Согласно данным Дж. Тейлор (Taylor, 1950) увеличение
числа контактов на зерно (в мезозойских песчаниках штата Вайоминг) с 3,5 до 5,2
происходит в интервале глубин 1340-2540 м. Для песчаников хребтов Северное и
Южное Ямато общее количество всех типов контактов, приходящихся на одно зерно,
составляет 3-4.
1 – средние значения пористости пород и точки их пересечения с кривыми зависимости пористости
пород от глубины их погружения: а, в – нижнемеловые алевропесчаники и среднезернистые
песчаники; б – нижнемеловые и палеоценовые мелкозернистые песчаники; г – нижнемеловые и
палеоценовые алевроаргиллиты; 2 – кривая зависимости пористости пород от глубины их
погружения – (Черников, 1981); 3 – (Baldwin, 1971); 4 – (Прошляков, 1974). Приводится с
дополнениями по: (Можеровский, Терехов, 1999).
Рисунок 7 – Диаграмма зависимости пористости осадочных пород от глубины
их погружения
Данные
плотности,
пористости,
особенности
микроструктур
и
состав
аутигенных минералов песчаников хребтов Северное и Южное Ямато указывают на
глубину их погружения в интервале 2-3 км, а современное положение указывает на
40
существование послеальбских вертикальных движений блоков коры с выводом
осадочных толщ на дневную поверхность и последующей эрозией в районе
возвышенности Ямато с амплитудой 2-3 км (Можеровский, 1990, 1991, 1999;
Mozherovsky, 1998).
Геохимические особенности песчаников
Для установления генезиса (континентального или морского) нижнемеловых
осадочных пород возвышенности Ямато, была проведена статистическая обработка
данных силикатного и микроэлементного анализов нижнемеловых песчаников.
Прямой корреляции между содержанием бора и содержанием глинистых минералов в
цементе не обнаружено, но это не
исключает возможности образования части
нижнемеловых песчаников хребта Южное Ямато в прибрежно-морских условиях.
Достаточно уверено, можно говорить лишь о различных условиях осадкообразования,
а соответственно и путях преобразования в нижнемеловых бассейнах Северного и
Южного Ямато, что подтверждается факторным анализом, выделяющим для
Северного Ямато – накопление калия (гидрослюдизация), а для Южного Ямато –
магния и кальция (хлоритизация) в осадочных породах.
Проблема повышенного содержания бора в породах
Оценка возможности поставки бора из соляных толщ определяется решением
проблемы палеосолености
среды осадконакопления или миграцией соляных
растворов из соленосных пород (если таковые существовали) во вмещающие
осадочные отложения (Аксенова, 1988; Браунлоу, 1984; Горбов , 1976; Darragi, 1987).
Морские воды характеризуются величиной отношения Mg/Ca равной 3-5.
41
Пунктир – тренд элемента в группе образцов; стрелка – изменение содержания элемента с ростом
отношения Mg/Ca в контактирующих слоях одного образца. Метод определения элементов
(чувствительность): Cu – спектральный полуколичественный (0,005%); Fe, S, CaO – химический
анализ (0,01%); Ba, Sr – рентгенно-радиометрический (0,001%); Cкарб, Cорг – физико-химический
(3%); Ca, Mo, K, B – атомно-абсорбционный (0,00001%). Приводится по: (Можеровский, Терехов,
1999).
Рисунок 8 – Диаграмма зависимости содержаний серы, карбонатного и
органического углерода, кальция, железа и магния от отношения Mg/Ca в
нижнемеловых алевроаргиллитах хребта Южное Ямато
42
Пунктир – тренд элемента в группе образцов; стрелка – изменение содержания элемента с ростом
отношения Mg/Ca в контактирующих слоях одного образца. Метод определения элементов
(чувствительность): Ba, Sr – рентгенно-радиометрический (0,001%); B – атомно-абсорбционный
(0,00001%). Приводится по: (Можеровский, Терехов, 1999)
Рисунок 9 – Диаграмма зависимости содержаний стронция, бария, бора и натрия
от отношения Mg/Ca в нижнемеловых алевроаргиллитах хребта Южное Ямато
43
Основной объем исследованных алевроаргиллитов имеет Mg/Ca больше 3, при
величине этого отношения в предполагаемых источниках сноса – 1:3 (Рисунок 8).
Подобная ситуация в естественных и опытных рассолах устанавливается после
начала садки гипса. В алевроаргиллитах рост отношения Mg/Ca в интервале от 2 до
15 определяется уменьшением содержания Ca и увеличением содержания Mg. В
интервале от 15 и выше рост отношения Mg/Ca определяетсяпри переходе кальция и
стронция в твердую фазу, стронций отстает от кальция (Жеребцова, 1966), т.е.
нарушается жесткая связь между содержанием кальция и стронция. В исследуемых
алевроаргиллитах, отсутствует корреляция между содержанием кальция и стронция
(в слоистых образцах содержания этих элементов имеют обратную корреляцию), в то
время как в переслаивающихся с алевроаргиллитами песчаниках существует прямая
зависимость
между
содержанием
этих
элементов.
В
группе
образцов
алевроаргиллитов, имеющих отношение Mg/Ca больше 10, а содержание Mg, Ca, Na и
K близкие к их содержаниям в рассолах на стадии начало садки гипса – начало садки
галита, существует прямая корреляция содержаний главных компонентов морской
воды (исключая Ca) и некоторых микроэлементов с величиной отношения Mg/Ca
(образцы 1, 2, 3, 4, 5, 6; Рисунки 8, 9). Величина отношения Mg/Ca в
алевроаргиллитах этой группы определяет содержание в них калия, натрия, магния,
серы, углерода карбонатного и органического, стронция, бора, бария, железа.
Поведение
большинства
элементов
аналогично
их
поведению
в
процессе
концентрации рассолов.
Таким образом, характер распределения основных компонентов морской воды и
некоторых элементов в определенной группе исследуемых алевроаргиллитов,
аналогичен таковому в рассолах. Тенденция уменьшения содержания Ca и
44
накопления Mg, Sr, Ba, K, Na с ростом отношения Mg/Ca наблюдается в слоистых
образцах алевроаргиллитов, при этом данные анализов не ложатся на упомянутый
выше тренд.
Это позволяет предполагать, что химический состав основного объема проб
отражает
нарушение
"классической"
эволюции
рапы
или
метаморфизм
минерализованных поровых растворов и их взаимодействие с вмещающими
осадочными
породами
в
процессе
их
диагенеза
и
эпигенеза.
Влияние
минерализованных растворов устанавливается по высокому отношению (от 5 до 58)
Mg/Ca, взаимоотношению кальция и стронция, и высокому содержанию (до 6% и
более) натрия в исследуемых породах.
Прямая корреляция содержаний бора и величины отношения Mg/Ca в группе
образцов, очень высокая концентрация бора (до 0,62%). Химический анализ и
особенности минерального состава алевроаргиллитов указывают на то, что
источником бора в нижнемеловых осадочных породах хребта Южное Ямато являлась
морская рапа (Mozherovsky, 1998).
Кайнозойские осадочные, вулканогенно-осадочные породы
Кайнозойские осадочные, вулканогенно-осадочные породы детально описаны
(Геология дна..., 1987; Геология и…, 2006). Они выделены в палеогеновую и
неогеновую системы.
Характеристика палеогеновых (палеоценовых) отложений возвышенности
Ямато
Осадочные породы палеоценового возраста обнаружены в северо-западной
части хребта Южное Ямато (ст. 1452, интервал драгирования 1150-1230 м) и
представлены конгломератами, песчаниками, алевролитами, алевроаргиллитами
45
(Рисунки 4, 5, 6).
Обломочная часть осадочных пород имеет следующий состав: минералы –
кварц, полевой шпат, биотит, роговая обманка, мусковит, сфен, гранат, турмалин,
апатит, циркон; обломки пород – гранитоиды, эффузивы среднего и основного?
состава,
роговики,
биотитовые
и
кварц-мусковитовые,
кварц-серицитовые
кварц-мусковитовые
гнейсы?,
сланцы,
карбонаты,
кварц-
алевролиты,
алевроаргиллиты.
Палеоценовый возраст основан на данных спорово-пыльцевого анализа.
Согласно В.С. Маркевич (Леликов, 1980), палинокомплекс отражает прибрежную
растительность в условиях субтропического климата.
Плотность и пористость палеоценовых пород, скорость распространения
продольных волн,
количество
контактов
на
зерно аналогичны таковым в
нижнемеловых породах.
Сходство
химического
состава
верхнепротерозойских,
нижнемеловых
и
палеоценовых пород на уровне силикатных анализов (Таблицы А.2, А.3) и различие
при статистическом анализе, позволяет предполагать, что верхнепротерозойские
кристаллические
сланцы,
гранито-гнейсы
и
диориты
являлись
основными
источниками питания для нижнемеловых осадочных пород, а в палеоценовых
породах заметное влияние, кроме вышеперечисленных, имели другие источники
сноса (Геология дна.., 1987). Вероятно, это можно объяснить дополнительным
перемывом и переотложением нижнемеловых пород, различиями в условиях
осадконакопления и (или) характере наложенных процессов.
Факторный
анализ
подтверждает
различия
в
источниках
сноса
для
нижнемеловых и палеоценовых пород хребта Южное Ямато. Так в первом факторе,
46
по сравнению с выделенными в протерозойских гранитах и нижнемеловых
песчаниках, для палеоценовых пород оказываются значимы Fe3+, Na, B, а в область
отрицательных значений отходят Fe2+, Mg и Ca. Во втором факторе значимыми
становятся Ti, K, Mg и п.п.п., что отличается от нижнемеловых осадочных пород
Северного и Южного Ямато, для которых связь с гранитоидами проявляется
достаточно ясно. В отношении микроэлементов, факторный анализ для палеоценовых
пород выделяет Sn, Zn, Cu и B - элементы характерные для медистых песчаников.
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
47
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
48
свидетельствуют, что толща сложена терригенными алевроглинистыми породами,
которые накапливались
скоростях
при
осадконакопления,
спокойном гидродинамическом режиме, низких
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 (олигоценраннемиоценовый) 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).
49
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
слаболитифицированными
десятков
и
метров.
плохоотсортированными
Они
представлены
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).
Характеристика кайнозойских базальтоидов
Кайнозойские базальтоиды детально описаны и классифицированы в (Геология
дна…, 1987; Емельянова, 2010; Леликов, 2001б; Съедин, 1986, 2010). Вторичные
изменения в них
развиты довольно широко. Геохимические особенности
кайнозойских базальтоидов свидетельствуют о "сиалическом" характере базальтового
вулканизма Японского моря. Химический состав и структурное положение
вулканитов трахиандезитового комплекса указывают на то, что они являются
продуктом плавления верхних частей мощной континентальной коры. Данные по
50
кайнозойскому вулканизму Японского моря указывают на то, что впадина Японского
моря заложилась на окраине Азиатского континента, сиалический состав которого
оказал влияние на геохимическую специализацию разновозрастных кайнозойских
эффузивных пород (Геология дна.., 1987).
Аутигенные минералы в нижнемеловых осадочных породах подводной
возвышенности Ямато
Аутигенные минералы в цементе нижнемеловых песчаников и алевроаргиллитов
хребта
Южное
Ямато
представлены
смешанослойными
триоктаэдрическими
минералами типа хлорит-сапонит, с различным мотивом переслаивания и различным
соотношением переслаивающихся пакетов (корренситоподобными), дефектным
хлоритом, диоктаэдрическими типа гидрослюда-смектит, гидрослюдой, анальцимом,
иногда ломонтитом (Фототаблица Б.1, г) и анкеритом (Таблицы А.4, А.5).
Каолинит (Рисунок 10а; Фототаблица Б.1, в) был обнаружен в породах хребта
Северное Ямато как в общей массе, так в порах и трещинах образцов. Он
характеризуется 0,716 и 0,357 nm рефлексами в воздушно-сухом и насыщенном
этиленгликолем состояниях, а при прокаливании до 550оС в течение трех часов он
полностью разрушается. Гидрослюда диагностируется по 1,0 и 0,5 nm рефлексам
существенно не меняющим своего положения при обработке.
Для хлорита характерно наличие 1,44; 0,72; 0,352 nm рефлексов, дифракционная
картина которого остается неизменной (Рисунок 10 а) при насыщении и отжиге.
Дефектный хлорит (Рисунок 11 b) имеет картину аналогичную хлориту, но при
обработке ведет себя несколько иначе, так при насыщении рефлекс в 1,44 nm
смещается до 1,47 nm, а при прокаливании "сжимается" до 1,0 nm с пологим хвостом
в сторону малых углов. Диагностика смешанослойных образований типа гидрослюда-
51
смектит существенно затрудняется поликомпонентностью смесей, поэтому нами
1 – воздушно сухой; 2 – насыщенный этилен гликолем; 3 – прокален при температуре 550ºС.
Рисунок 10 – Дифрактограммы слоистых силикатов в нижнемеловых осадочных
породах хребта Северное Ямато
52
a – хлорит с примесью гидрослюды и сопутствующих кварца и плагиоклаза: 1 – воздушно сухой; 2 –
насыщенный этилен гликолем; 3 – прокален при температуре 550ºС. b – дефектный хлорит с
примесью гидрослюды, ломонтита и теми же сопутствующими минералами.
Рисунок 11 – Дифрактограммы слоистых силикатов в нижнемеловых осадочных
породах хребтов Южное и Северное Ямато
53
условно выделены высокоупорядоченные и низкоупорядоченные (вероятно
деградированные) структуры. Высокоупорядоченные разности этой группы образцов
в воздушно-сухом состоянии имеют 2,34 и 1,14 nm рефлексы в малоугловой области
(Рисунок 10b), при насыщении этиленгликолем первый рефлекс сдвигается в
малоугловую область до 2,76 nm, а рефлекс 1,14 nm распадается на два: один в 1,73,
другой в 1,38 nm. При прокаливании в малоугловой области остается единственный
рефлекс в 1,02 nm. При расшифровке такой дифракционной картины отмечаются
некоторые трудности связанные с отнесением к определенному типу переслаивания.
Согласно моделей предложенных В.А. Дриц и Б.А. Сахаровым (Дриц, 1976)
возможны два варианта переслаивания. В первом – образец может представлять
собой смешанослойное образование с чередующимися 1,0 и 1,778 nm слоями с
максимально возможной степенью порядка при S = 2 и Wи >0,67, в котором
чередование слоев можно охарактеризовать как полностью неупорядоченное
распределение троек слоев ААВ со слоями А. Второй вариант подразумевает
механическую смесь ректорита и смешанослойного образования иллит-смектит, где
пакеты представлены Wи:Wм = 50:50 при Р = 0 и S = 1, и Wи:Wм = 50:50 при Pмм =
0,5 и S = 1 соответственно. Возможно, в этом случае мы имеем в одном образце как
высокоупорядоченную структуру с максимальной степенью порядка, так и частично
разупорядоченную, что может быть связано с деградацией части слоев при подводном
выветривании.
Низкоупорядоченные
смешанослойные
структуры
типа
иллит-смектит
характеризуются 1,0-1,1 nm широким пологим рефлексом в воздушно-сухом
состоянии, который при насыщении распадается на два 1,7-1,9 nm и 0,93-0,98 nm
(часто разные по площади), а при прокаливании остается только один рефлекс 1,0 nm.
54
Вероятно, мы имеем дело со смешанослойной структурой типа иллит-смектит где
1 – воздушно сухой; 2 – насыщенный этилен гликолем; 3 – прокален при температуре 550ºС, 4 –
отражение 060. DTG – дифференциальная термогравиметрическая кривая, DTA – дифференциальнотермическая кривая, TG – термогравиметрическая, T – температурная кривая.
Рисунок 12 – Дифрактограммы и термограммы корренситоподобных минералов
в нижнемеловых осадочных породах хребта Южное Ямато
Wи:Wм колеблется от 50:50 до 30:70 при Pмм = 0,5 и S = 0. Присутствие таких
55
структур также подтверждает предположение о возможной деградации при
подводном выветривании.
В ряду высоко ─ низкоупорядоченных структур выделяются переходные
разности. Так на Рисунке 10a при насыщении образцов отмечаются рефлексы в 2,6;
1,92; 1,47; 0,96 nm, а при прокаливании остается только рефлекс в 1,03 nm. Такая
дифракционная картина возможно принадлежит смешанослойной структуре типа
иллит-смектит при Wи:Wм = 50:50 при Рмм = 0,3 и S = 1 и Wи:Wм = 50:50 при Рмм =
0,5 и S = 0. Кроме того в смеси присутствует дефектный хлорит 1,47 nm, гидрослюда
1,0; 0,5 nm, каолинит 7,16 и 0,357 nm, кварц 0,426; 0,334 nm и плагиоклаз 0,404; 0,318
nm.
Смешанослойные триоктаэдрические минералы хлорит-сапонитового состава
(корренситоподобные) (Рисунок 12; Фототаблица Б.1. а, б) в естественном состоянии
имеют рефлекс 1,3 nm; при насыщении у них отмечается субпериод в 3,1-3,3 nm, а
при прокаливании в малоугловой области появляется широкий рефлекс 1,0-1,2 nm.
Среди них можно выделить разности с преобладанием хлоритовых пакетов (Рисунок
12б), где Wx:Wм = 60:40 при Pмм = 0,2 и S = 1, и смектитовых пакетов (Рисунок 12с),
где Wх:Wм = 20:80 при Pхх = 0,8 и S = 1. В этой группе отмечаются также рефлексы
гидрослюды, кварца, плагиоклаза и анальцима (0,56; 0,343 nm).
Термограммы этой группы образцов имеют экзотермический эффект при 200400оС. Это, вероятно, свидетельствует о том, что часть оксида железа находится в
рентгеноаморфной фазе и не входит в состав решетки слоистых силикатов.
Рентгеноструктурный анализ цемента алевроаргиллитов (фракция меньше 0,001
мм) устанавливает наличие смешанослойных триоктаэдрических минералов типа
хлорит-сапонит, с различным мотивом переслаивания и различным соотношением
56
переслаивающихся пакетов, диоктаэдрических минералов типа смектит-гидрослюда,
гидрослюды, анальцима и иногда дефектного хлорита.
Аутигенные минералы в цементе палеоценовых осадочных пород хребта
Южное Ямато
По данным рентгеновского анализа фракции <1 мкм были выделены две группы
смешанослойных минералов (Таблица А.5). В первую группу отнесен единственный
обр. 1452-5п (палеоцен), по виду дифракционной картины наиболее близкий
корренситу (Фототаблица Б.2). Он характеризуется рефлексом 2,95 nm в воздушносухом состоянии, 3,22 nm - в сольватированном этиленгликолем и 2,33 nm - в
прокаленном и целочисленной серией базальных отражений. Рефлекс 060 равен
0,1539 nm. (Рисунок 12c). Согласно моделей предложенных (Дриц, 1976), можно
предположить, что основной фазой является корренсит (Wх:Wм = 50:50 при Pмм = 0
и S = 1). В виде примеси отмечается также гидрослюда (1,00; 0,50 nm), кварц (0,426;
0,334 nm), плагиоклаз (0,404; 0,318 nm).
На термограмме (Рисунок 12c) присутствуют три эндотермических эффекта при
100, 530 и 800°С и один экзотермический – при 560°С с небольшим приращением
веса в этой области температур. В целом термограмма характерна для смеси хлорита
и сапонита. Судя по экзотермическому эффекту, корренсит имеет железистомагнезиальный состав. По данным мессбауэровской спектроскопии закисного железа
в нем до 29% от общей суммы.
Образцы второй группы аналогичны корренситоподобным образованиям,
описанным для нижнемеловых пород возвышенности Ямато (хребет Южное Ямато).
Кроме того в смеси присутствуют: гидрослюда, смешанослойные образования типа
гидрослюда-смектит, изредка дефектный хлорит. Процентное содержание закисного
57
железа в них несколько ниже и колеблется в пределах 5-15%.
Сопутствующие минералы представлены баритом, цеолитами (гмелинитом,
анальцимом), а также кварцем и плагиоклазом. Морфология выделений барита
аналогична вышеописанному в нижнемеловых образцах, также как и вероятные его
источники. Анальцим встречается довольно часто. Гмелинит развивается по тонким
прожилкам и трещинам, которые окрашены в коричневый цвет. В образцах с
гмелинитом сильно развита вторичная пористость, возможно, это результат
гидротермальной переработки или перераспределения легкорастворимой части
образца.
Взаимоотношение форм железа в цементе песчаников и алевроаргиллитов в
целом отражает средние их содержания в породах.
В хорошо отсортированных песчаниках с корренситовым цементом содержание
закисного железа колеблется в пределах 2-4%, окисного – 1-2% (валовый анализ), а в
цементе количество закисного железа достигает 29% от суммы (Мессбауэровская
спектроскопия – М.с.).
В алевроаргиллитах, там, где минеральный состав представлен не только
корренситоподобными, но и смешанослойными образованиями гидрослюда-смектит,
процентное содержание закисного железа в цементе составляет 5-15% от суммы
(М.с.) и в валовом анализе закисного железа на 1-2% меньше, чем окисного.
Аутигенные минералы в цементе верхнекайнозойских осадочных и
вулканогенно-осадочных пород
Аутигенные минералы в верхнекайнозойских образованиях охарактеризованы
слабо. В обзоре были упомянуты единичные исследования в этой области. Трудности
минералогической характеристики заключаются в незначительном изменении данных
58
пород
и
осадков,
большим
влиянием
примесных
минералов,
отражающих
терригенную поставку вещества, присутствием больших количеств органического
I – дифрактограммы типичные для поверхностных осадков дна Японского моря: а) воздушно-сухая
проба; б) насыщенная этиленгликолем; с) прокалена при температуре 5500С. II – дифрактограммы
характерные для миоценовых пород, отражающие этапы возрастания количества тридимитакристобалита (опал-С/Т) от рентгеноаморфной фазы на рентгенограмме II-д, до полного
преобладания его на II-г (рефлексы 0,427 и 0,410 nm).
Рисунок 13 – Дифрактограммы слоистых силикатов из верхнекайнозойских
пород и осадков
вещества, и наличием рентгеноаморфных мелкодисперсных фаз (окислов,
коллоидов), составляющих цемент или матрикс пород и осадков.
В этой группе пород и осадков, в целом, преобладает смектит (Фототаблицы Б.3,
Б.4)). В ней выделяется три разновидности, наиболее широко развитых в цементе
59
(смектитизация) и частично захватывающих обломочную часть пород.
Дифрактограммы отражают различное количество переслаивающихся пакетов в смешанослойных
образованиях типа гидрослюда-смектит с соотношением смектит-гидрослюда от 80:20 до 50:50 при
8=0 и Рмм=0 в образцах I и II соответственно: a) воздушно-сухой; б) насыщенный этилен-гликолем;
с) прокален при температуре 550°С.
Рисунок 14 – Дифрактограммы слоистых силикатов из кайнозойских пород
Первый - (Рисунок 13.I) характеризуется широким пологим 1,4 nm рефлексом в
воздушно-сухом, 1,77 nm диффузным в насыщенном этиленгликолем и 1,0 nm
отражением после прокаливания. Рефлекс 060 равен 0,151 nm. Кроме этого вобразцах
при насыщении отмечаются слабые отражения в 0,93-0,95 и 0,275 nm. Судя по
дифрактометрическим особенностям (Дриц, 1976) этот тип, в общем, представлен
разупорядоченным диоктаэдрическим смектитом с незначительным количеством
смешанослойных пакетов типа смектит-гидрослюда и рентгеноаморфной фазы. Для
60
этой группы образцов характерно наличие постоянно присутствующих минералов,
таких как гидрослюда, хлорит, кварц и плагиоклаз.
Все эти примеси обломочного происхождения и отражают минеральный состав
областей питания осадочным материалом. Новообразованным минералом здесь,
вероятно, является только смектит. В целом он соответствует описанному В.Б.
Курносовым (Курносов, 1975) типу смектита характерному для поверхностного слоя
осадков.
Во втором типе (Рисунок 13.II) широкий пологий ассиметричный рефлекс 1,21,4 nm при насыщении распадается на два диффузных, приблизительно равных по
площади 1,7-1,9 и 0,96-0,98 nm пика, которые при прокаливании сжимаются до 1,0
nm. Отражение 060 равно 0,151 nm. Согласно моделям этот тип представлен
неупорядоченным переслаиванием смектитовых и гидрослюдистых пакетов в
соотношении 60:40 или 50:50 соответственно (при Рмм = 0,5 и S = 0). Этот тип
встречается как в осадках (т.н. глауконитовые сферулы) так и для части миоценовых
пород верхней части разреза (0-400 м). В этой группе образцов примесные минералы
аналогичны вышеописанным в первом типе.
Для третьего типа (Рисунок 14.I) характерен сильный, симметричный рефлекс в
1,3-1,5 nm в воздушно-сухом, 1,77 nm насыщенном и 1,0 nm в прокаленном
состояниях. Отражение 060 равно 0,151 nm. Присутствует также незначительное
количество смешанослойных пакетов типа смектит-гидрослюда. В соответствии с
дифракционной картиной можно предположить, что смектит имеет Ca-Fe-Mg-состав
и довольно высокую степень упорядочения. Гидрослюда и хлорит, а также кварц и
плагиоклаз (вероятно, обломочного происхождения) находятся в виде примеси и в
сумме не превышают 10-15%. Этот тип смектита характерен для аргиллитовой толщи
61
(Ващенкова, 2009).
В ассоциации с этим типом смектита постоянно встречается кристобалит
(Рисунок 13. II г), который характеризуется сильным симметричным рефлексом в 0,41
nm
с
рядом
соседних,
добавочных,
которые
можно
отнести
как
к
низкотемпературному кристобалиту, так и низкотемпературному тридимиту. В
настоящее время такие дифрактограммы сответствуют общепринятому названию
опал-С/Т. С его появлением в образцах, количество смектита уменьшается вплоть до
его полного исчезновения и появления опок, нацело сложенных опалом-С/Т. Образцы
этого типа имеют большую степень литификации, т.к. появление кристобалита в
породах отражает качественное изменение физических свойств и знаменует новую
фазу преобразований - начало раннего катагенеза (Глинистые.., 1976; Логвиненко,
1987).
Согласно временной шкалы, этот тип смектита приурочен к олигоцену и
миоцену и занимает нижнюю часть стратиграфического разреза верхнекайнозойских
отложений.
Таким образом, в верхнекайнозойских отложениях преобладающим минералом
является смектит. Выделяется три разновидности смектита в сочетании с другими
минералами типа гидрослюды, хлорита, смешанослойных образований гидрослюдасмектит,
цеолитами,
кварцем,
опалом-С/Т.
Постоянным
спутником
в
этих
минеральных ассоциациях является ренгеноаморфная фаза, в максимальных
количествах присутствующая в поверхностных осадках и преобразующаяся в
кристобалит (опал-С/Т) в нижнемиоценовых отложениях, а в кварц – в палеоценовых.
В аргиллитовой толще (континентальный склон Приморья) и на хр. Окусири
возможна
начальная
ректоритизация?
(Ващенкова,
2009,
2011).
Сравнивая
62
минеральные
ассоциации,
можно
выделить
два
параллельных
процесса
–
прогрессивное преобразование смектита в гидрослюду в "окислительных" (избыток
кислорода) условиях и новообразование кварца.
Вторичные минералы в кайнозойских базальтоидах
На основании данных рентгенографического, петрографического и химического
анализов выделено четыре типа изменения вулканитов, различающихся по набору
вторичных минералов (Рисунки 15, 16; Таблица А.6; Фототаблица Б.3, д, е).
Первая группа является самой многочисленной и охватывает базальты окраиноморского, островодужного типов и континентальные толеиты, вторичные минералы в
которых представлены диоктаэдрическим смектитом, смешанослойным минералом
гидрослюда-смектитового ряда, гидрослюдой, филлипситом и окислами железа.
В этом типе изменения происходят по стеклу, минералам вкрапленникам, в
порах и трещинах. Наиболее восприимчивой к вторичным изменениям является
нераскристаллизованная стекловатая масса базальтов. Она изменена вдоль трещин,
пустот и каверн и имеет островковую, очаговую или петельчатую структуру.
Вторичные минералы образуют зеленые, коричневые коломорфные скопления,
радиально-лучистые агрегаты, чешуйки и листочки. По данным рентгенографии,
главным минералом здесь является диоктаэдрический смектит. На дифрактограмме
(Рисунок 16.1) наблюдается широкий, пологий, с наклоном в сторону малых углов
рефлекс в 1,26 nm, который при насыщении образца этиленгликолем распадается на
два, часто разных по площади и интенсивности. Первый в 1,7 nm, а второй в районе
63
Рисунок 15 – Карта-схема отбора проб кайнозойских базальтоидов
0,9-1,0 nm. При прокаливании до 550ºС в течение 2 часов они сжимаются до 1,0 nm.
Рефлекс 060 равен 0,151 nm. Судя по форме и характеру такой рентгенодифрактометрической
кривой,
гидрослюдистых пакетов.
в
образцах
возможно
присутствие
до
40%
64
Химический состав фракции <1 мкм показывает, что это вероятно Fe-смектит с
содержанием Fe2O3 от 11,3 до 15,5% и с катионами Na или K в межслоевом
промежутке.
а) воздушно сухой; б) насыщенный этиденгликолем; с) отражение 060. 1 – диоктаэдрический
смектит; 2 – триоктаэдрический смектит; 3 – смешанослойный гидрослюда смектит.
Рисунок 16 – Дифрактограммы фракции меньше 1 мкм из кайнозойских
базальтоидов
В единичных образцах со ст. 1621 (Восточно-Корейская возвышенность) были
65
обнаружены бобовины зеленого, темно-зеленого цвета. Вероятно, это реликты
хлорофеита, измененного затем либо в процессе остывания, либо при вторичном
разогреве. По данным ИК-спектроскопии они аналогичны нонтрониту. При обработке
ориентированных препаратов калием и сольватации наблюдалось ограничение
расширяющейся способности нонтронита, т.е. рефлекс в 1,26 nm увеличивался до
1,47 nm, а не до 1,77 nm. Такое поведение свидетельствует о наличии 1,47 nm слоев в
структуре
минерала.
Возможно,
в
этом случае мы наблюдаем начальную
селадонитизацию, или протоселадонизацию, по определению Донелли (Donnelly,
1979).
Минералы вкрапленники в этой группе базальтов в различной степени
подвержены изменениям. Наиболее восприимчивым к вторичным изменениям
оказывается оливин. В петрографических шлифах видно, как по вкрапленникам
развивается коричневый вторичный минерал. Так, в образце 1804/4 оливин (Fo
83-87)
почти полностью замещен диоктаэдрическим смектитом (рефлекс 001 равен 1,26, а
отражение 060 – 0,151 nm).
Для
плагиоклазов
характерно
центральной, более основной (An
70-80),
замещение
калиевым
полевым
шпатом
части кристаллов. Центры вкрапленников
имеют низкий рельеф, меньший показатель преломления и волнистое погасание по
сравнению с внешней, неизмененной частью. Часто по вкрапленникам плагиоклаза
образуются чешуйки слюды – серицита; вдоль микротрещин и реакционных каемок
пятнисто развивается вторичный минерал светло-коричневого цвета (смектит).
Пироксены почти не затронуты вторичными изменениями и выглядят в шлифах
довольно свежими.
Поры и прожилки в базальтах этой группы имеют, как правило, зональное
66
строение
вначале
идет
каемка
зеленого,
коричневато-зеленого,
палагонитизированного стекла. Затем следует зона, выполненная светло-зеленым,
хорошо окристаллизованным минералом, имеющим радиально-личистое погасание в
скрещенных николях. Следующая зона выполнена темно-зеленым, а последняя –
коричневым или
светло-коричневым
минералом.
Иногда встречаются
поры,
выполненные гидроокислами железа. Основным минералом в порах является
диоктаэдрический смектит. Параметр b у него равен 0,906-0,911 nm. Гидрослюда
определяется по 1,0 nm пику в воздушно-сухом ориентированном препарате.
Параметр b равен 0,905 nm. Хлорит (слабые рефлексы 0,712; 0,352 nm) встречаются
довольно
редко.
Филлипсит
мелкокристаллические
агрегаты,
(рефлексы
0,708;
сцементированные
0,318
зеленым,
nm)
образует
светло-зеленым
вторичным минералом (смектитом?), заполняющим пустоты в базальтах. Необходимо
отметить, что гидрослюда и филлипсит тяготеют к периферической части образца и
чаще встречаются в близповерхностных порах заполнения и в измененных корках.
Второй тип изменений характерен для части базальтов островодужной серии ст.
1708,
1709,
1713
(хр.
Окусири),
1291
(хр.
Оки)
и
единичного
образца
континентального толеита ст. 1080 (континентальный склон) представленых
порфировыми разностями с долеритовой структурой. Вероятно, это фрагменты даек,
мощных лавовых потоков или силлов. Основными вторичными минералами здесь
являются триоктаэдрический и диоктаэдрический смектиты, гидрослюда, хлорит,
кальцит и сульфиды железа. Изменениями здесь охвачены стекло, минералы
вкрапленники, поры и трещины. Поскольку интерстициального стекла мало, то
основная масса изменений приходится на минералы - вкрапленники, трещины и
поры. Преобладающим минералом, развивающимся по основной стекловатой массе,
67
является ярко-коричневый сапонит. Интенсивный, хорошо выраженный рефлекс в
1,30 - 1,50 nm (Рисунок 16.2) при насыщении этиленгликолем сдвигается до 1,69 nm, а
при прокаливании смещается до 1,0 nm. Рефлекс 060 равен 0,153 - 0,154 nm.
Химический анализ фракции показывает, что содержание Fe2O3 колеблется от 12 до
15%, а MgO от 5 до 14%.
Минералы-вкрапленники – по ним пятнами развивается коричневый вторичный
минерал (вероятно, смектит). Пироксены менее подвержены изменениям, но иногда
разбиты трещинами, вдоль которых развивается вторичный минерал.
Поры и прожилки в базальтах этой группы выполнены смектитом двух типов:
коричневым, прилегающим непосредственно к стенкам пор, и зеленым, как бы
обволакивающим центральное кальцитовое ядро. Иногда зеленый смектит образует
внутри пор характерные червеобразные сростки. В обр. 1713/1 проанализированы
минералы, заполняющие поры желтовато-белого, зеленого, и коричневого цвета.
Параметр b меняется от 0,918 nm у светлоокрашенных разностей до 0,923 nm у
коричневых. Можно предположить, что увеличение параметра b связано со
стадийным
изменением
условий
минералообразования
аналогично
схеме,
предложенной Дривером (Drever, 1971), что отражается на цвете минерала.
Гидрослюда и хлорит встречается в подчиненных количествах. Цеолиты также
довольно редки. Кроме перечисленных минералов, в порах часто встречается кальцит
(прозрачные вкрапленники с характерной спайностью по ромбоэдру) (отражения
0,369 и 0,302 nm) и другие карбонаты кальция. Из сульфидов железа по характерным
пятиугольным
разрезам
в
шлифе
определен
пирит,
что
подтверждается
рентгенографией (рефлексы 0,269; 0,163; 0,104 nm).
В третью группу были отнесены образцы со ст. 1719. В прожилках базальтов был
68
обнаружен хорошо окристаллизованный хлорит в ассоциации с кварцем. Такой тип
изменений характерен для более высокотемпературной стадии 150 - 300ºС), вероятно,
в среде богатой магнием и в условиях затрудненного водообмена.
Для четвертой группы характерно отсутствие хорошо окристаллизованных
разностей слоистых силикатов, диоктаэдрические смектиты в них представлены
разупорядоченными, плохоокристаллизованными разностями. На дериватограммах
наблюдается широкий пологий эндотермический эффект "растянутый" от 80 до
250ºС. Это свидетельствует о начальном процессе обводнения или цеолитизации.
Этот процесс характерен для щелочных базальтоидов континентальных рифтов,
находящихся на начальной стадии вторичных изменений.
Характер изменений в андезитах и трахитах аналогичен упомянутому у
базальтов. Основными вторичными минералами в этой группе являются Fe- и Al-Feдиоктаэдрические смектиты, смешанослойные образования гидрослюда-смектитового
ряда, гидрослюда, цеолиты и окислы железа. По стекловатой массе развиваются Fe- и
Al-Fe-диоктаэдрические
смектиты.
Химический
анализ
показывает,
что
это
железистые, высококалиевые разности (K2O от 2,0 до 3,2%). В порах и прожилках
образуются смектиты и смешанослойные образования гидрослюда-смектитового
ряда, гидрослюда и цеолиты встречаются реже. Пироксены и плагиоклазы довольно
свежие.
В дацитах и трахитах основными вторичными минералами являются Al-Feдиоктаэдрический смектит, смешанослойные образования гидрослюда-смектитового
ряда, гидрослюда и цеолиты. По стеклу и в порах развивается диоктаэдрический
смектит (Рисунок 15.3) рефлекс 001 в 1,22 nm при насыщении увеличивается до 1,8
nm и более. Рефлекс 060 равен 0,149 nm. Форма рентгено-дифрактометрической
69
кривой характерна для системы смешанослойных минералов смектит-гидрослюда с
соотношением переслаивающихся пакетов 30:70. Химический состав фракции <1 мкм
показывает, что процентное содержание Al2O3 достигает 15, а FeOобщ 13%,
содержание K2O и Na2O не превышает 1,3%. Можно также отметить аномально
низкое по сравнению с другими образцами содержание микроэлементов (Ni, Cr, Co,
Zr, Sc) и близкое к среднему содержание V, B, Cu, Zn. В обр. 1467/3 и 845 встречены
жилы и прожилки, выполненные филлипситом (рефлексы 0,713; 0,413; 0,318 nm).
2.3 Условия формирования мезокайнозойских вулканогено-осадочных
комплексов Японского моря по данным особенностей аутигенного
минералообразования
Распределение аутигенных минералов в цементе нижнемеловых и
палеогеновых пород для хребтов Северного и Южного Ямато.
Для пород хребта Северное Ямато ассоциация каолинит - гидрослюда является
доминирующей и приурочена к хорошо отсортированным разностям аркозовых
песчаников (Рисунки 5, 6, ст. 1411; 1193; 1192, Рисунок 17; Таблицы А.4, А.5).
Смешанослойные образования иллит-монтмориллонит, хлорит и дефектный хлорит
типичны для гарувакковых аркозов, а для алевроаргиллитов – хлорит (ст. 1193).
Анальцим встречается довольно редко.
Для
хребта
Южное
Ямато
–
смешанослойные
хлорит-сапонит
(корренситоподобные)-гидрослюда-анальцим, смешанослойные образования типа
гидрослюда-смектит-гидрослюда-анальцим и каолинит-гидрослюда-смешанослойные
образования гидрослюда-смектит, распределение которых в разрезе неоднородно.
Минералы первой ассоциации имеют доминирующее значение и характерны как для
большей части хорошо отсортированных песчаников с пленочным цементом, так и
для некоторой части алевроаргиллитов. Вторая – распространена незначительно и
70
встречается в основном в алевроаргиллитах и редко в песчаниках. Иногда в нижней
части разреза наблюдается чередование минералов первой и второй группы, а в
верхней
–
ассоциация
хлорит-сапонит-гидрослюда-анальцим
становится
преобладающей. Ассоциация каолинит-гидрослюда встречена только в двух станциях
и приурочена к порам и трещинам хорошо отсортированных аркозовых песчаников
(ст. 1833; 1834). Ломонтит совместно с дефектным хлоритом был обнаружен только на
одной станции.
Условия осадконакопления для нижнемеловых пород
В целом для сводного разреза хребтов Северное и Южное Ямато характерна
трансгрессивная серия пород, где аркозовые песчаники сменяются граувакковыми
аркозами и в исключительных случаях граувакками, с усилением вулканизма в конце
цикла.
Каолинит и гидрослюда в нижней части разреза (хребет Северное Ямато)
(Рисунок 17) свидетельствуют о близости континента и влажном гумидном климате.
По мнению Ж. Милло (Милло, 1968) окремнение совместно с каолинизацией
развивается в периоды спокойной тектонической обстановки перед трансгрессией.
Осолонение бассейна способствует образованию смешанослойных минералов типа
гидрослюда-смектит и препятствует образованию каолинита. При последовательной
смене каолинита смесью монтмориллонит-каолинит, монтмориллонита смесью
монтмориллонит-палыгорскит,
существующая
палыгорскита
закономерность,
смесью
свидетельствует
палыгорскит-сепиолит,
о
последовательности, возникающей в результате трансгрессии.
прямой
осадочной
71
Рисунок 17 – Минералогическая шкала для мезокайнозойских вулканогенноосадочных пород Японского моря
Обратная смена в вертикальном направлении отвечает регрессии.
Следовательно,
замена
каолинита
и
гидрослюды
на
смешанослойные
образования типа гидрослюда-смектит (ректоритоподобные) и минералы с дефектной
структурой, типа дефектного хлорита, может осуществляться как в условиях
72
осолонения бассейна осадконакопления и усиливающейся роли вулканизма (поставка
пирокластики), так и появления их в процессе эпигенетических преобразований
(Милло, 1968).
В районе хребта Южное Ямато каолинит-гидрослюда и смешанослойные
образования гидрослюда-смектит появляются эпизодически (каолинит-гидрослюда в
аркозовых песчаниках, смешанослойные гидрослюда-смектит преимущественно в
алевроаргиллитах),
а
наибольшим
распространением
пользуются
корренситоподобные образования в ассоциации с анальцимом и гидрослюдой.
Возможно,
корренситоподобные
трансформации
соленосных,
сепиолита
эвапоритовых
или
минералы
палыгорскита,
условий
сформировались
в
результате
характерных для хемогенных,
осадконакопления.
Г.А.
Юдиной
при
электронографическом анализе были обнаружены образования (характеризующиеся
параметром b = 2,7 nm), возможно принадлежащие реликтам сепиолита. К
сожалению, полной картины получить не удалось.
Ассоциация корренсит-анальцим-гидрослюда может ознаменовать осолонение
бассейна осадконакопления и аридизацию климата. Анальцимолиты часто образуются
в условиях содовых озер.
Присутствие в одних случаях корренситоподобных, а в других смешанослойных
образований типа гидрослюда-смектит в алевроаргиллитах говорит, о смене условий
и недостаточно стабильной обстановке осадконакопления. Возможно, в морских
условиях, вдали от берега, формировались осадки аналогичные современным,
которые в процессе эпигенеза трансформировались в гидрослюда-смектитовые
образования типа ректорита. В лагунах, отшнурованных водоемах, себхах в условиях
жаркого аридного климата формировались магнийсодержащие минералы типа
73
сепиолита
или
преобразовались
палыгорскита,
в
которые
смешанослойные
в
результате
минералы
процессов
типа
эпигенеза
хлорит-сапонит
(корренситоподобные).
При сравнении минеральных ассоциаций хребтов Северное и Южное Ямато,
выделяется общая, характерная особенность – присутствие смешанослойных
образований гидрослюда-смектитового типа (Рисунок 17). Этот факт, очевидно,
отражает направленность эпигенетических преобразований – гидрослюдизацию
осадочного материала в условиях среды богатой килородом.
Ассоциация
хлорит-сапонит-гидрослюда-анальцим
вероятно
одновременно
отражает обстановку осадконакопления (условия среды богатой магнием) и
возможные трансформации в процессе эпигенеза (Копорулин, 1992, 2006). Таким
условиям отвечают песчаники хребта Южное Ямато (Рисунок 17).
Корренситоподобные минералы содержат закисного железа несколько больше
(до 29%), чем смешанослойные образования гидрослюда смектитового типа, в
которых содержание закисного железа доcтигает 15% от общего. Если предположить,
что корренситы являются индикаторами солености, то бор должен иметь
положительную корреляцию с «закисным» (условия затрудненного водообмена) и
отрицательную с «окисным» железом (среды с избытком кислорода). Тогда как в
действительности мы наблюдаем обратную картину. Вероятно, корреляционная связь
между бором и железом затушевывается возможной, частой сменой "окислительной"
(избыток кислорода) и "восстановительной" (недостаток кислорода) обстановок
осадконакопления.
Нижнемеловые алевроаргиллиты по содержанию карбонатного углерода (Скарб)
делятся на две группы: породы с низким (менее 0,03%) и высоким (0,03% и более) его
74
содержанием. Анальцим, анкерит и корренситсодержащие породы принадлежат
только первой группе. Низкие содержания Скарб и наличие корренситоподобных
минералов, могут указывать на существование геохимической эволюции иловой
воды, приводящей к образованию щелочных растворов в период седиментогенеза
анальцимсодержащих пород.
В осадочных породах анальцим обычен как аутигенный минерал, образующийся
при взаимодействии озерных вод, содержащих соли натрия, на глинистое вещество
или продукты выветривания пирокластики. Наличие анальцима в алевроаргиллитах
также указывает на высокую вероятность их формирования в фациях мелководных
бассейнов с повышенной минерализацией седиментационных вод.
Следует, очевидно, признать специфичность образования осадочных пород
хребта
Южное
Ямато,
т.к.
минеральный
состав
цемента
песчаников
и
алевроаргиллитов свидетельствует о том, что часть из них формировалась в условиях
среды
богатой
магнием
(корренситы,
анальцим),
другая
(смешанослойные
образования смектит-гидрослюда), возможно, в морских условиях. Просматривается
также направленность процесса во времени. Смена смешанослойных минералов
гидрослюда-смектит (характерных для морских условий) в низах разреза, на
корренситоподобные, в ассоциации с гидрослюдой и анальцимом (индикатор
эвапоритовых отложений), в верхней части, свидетельствует об осолонении бассейна
осадконакопления.
Красноцветный
нижнемеловых
облик
осадочных
алевроаргиллитов,
пород,
отражающий
состав
палинокомплексов
субтропическую
(вероятно
прибрежную) растительность (Леликов, 1980), устойчивую к засушливым условиям
(Геология дна…, 1987), определяет аридный микроклимат – необходимое условие для
75
образования соляных толщ. Присутствие в породах корренсита в ассоциации с
гидрослюдой и анальцимом, эпсомита, анкерита и барита, состав солей после
выпаривания,
налетов
на
образцах,
минералов
"однодневок",
в
основном
представленных сульфатами магния, калия, натрия, аммония и железа, часто
встречающихся в соленосных отложениях на сульфатной стадии галогенеза, все это
говорит о присутствии в разрезе нижнемеловой осадочной толщи на хребте Южное
1 – состав исследованных корренситоподобных минералов в соответствии с Таблицей А.7; 2 –
средний состав корренситов различных генетических групп. Номера полей: I – поле осадочных пород;
II – поле гидротермально-измененных магматических пород. Приводится по: (Коссовская, 1971;
Дриц, 1976).
Рисунок 18 – Диаграмма генетических типов корренситов
Ямато соленосных отложений (Рисунок 18). Признаки эволюции рапы, отмеченные в
76
алевроаргиллитах, также подтверждают это предположение. Следует отметить, что
боратных минералов обнаружено не было, хотя содержание бора в некоторых
образцах достигает 0,3-0,6% (химический анализ, устное сообщение С.А. Щека). Они
были обнаружены в результате электронно-микроскопического изучения. Содержание
B2O3 в пробе достигает 60% (Рисунок 19) Гексагидрит вероятно является продуктом
распада эпсомита – MgSO4 x 7H2O, при высыхании образуется MgSO4 x 6H2O.
Чермигит, вероятно, образуется по калиниту, или минералам группы алунита, при
наличии иона NH4+. Чермигит, в свою очередь, также разрушается с образованием
сульфатов магния, железа и калия.
Анальцим присутствует как в общей массе, так и выполняет поры, образуя
шестоватые, хорошо ограненные кристаллы. Иногда замещает обломки эффузивов
(среднего? состава) и зональный плагиоклаз пирокластического облика. В некоторых
образцах он является доминирующим вплоть до образования анальцимолитов.
Рисунок 19 – Микрофотография эпсомита с боратным минералом
Бобовины или горошины, окатанные и как бы импрегнированные в породу
77
обособления, состоят из цеолитов группы гейландита, близких по дифракционной
картине таким цеолитам как клиноптиллолит, стильбит, стеллерит и гмеллинит.
Подобную ассоциацию трудно объяснить их совместным образованием в процессе
регионального эпигенеза. Анальцим, вероятно, мог формироваться как в щелочных
условиях, при изменениях пирокластики, поступавшей в бассейн осадконакопления,
так и в процессе эпигенетических преобразований (хорошо ограненные кристаллы,
друзы в порах и трещинах). Тогда цеолиты группы гейландита могли образоваться в
процессе эпигенеза (если какая-то часть материала была законсервирована
органическим веществом, что не позволило ему измениться при осадконакоплении),
или попали в осадок в результате разрушения ранее существовавшей цеолитовой
толщи.
Морфология выделений барита своеобразна. Он образует тонкие корочки по
псевдотрещинам (при разламывании вся плоскость покрыта тонкой пленкой) и
плоскостям скола. Возможно, источником служил сам образец, а барит образовался за
время хранения, также как и минералы "однодневки". Можно предполагать его
поставку извне в результате гидротермальной деятельности, хотя это и маловероятно,
т.к. в подобных случаях породы должны быть изменены в той или иной степени.
Анкерит в шлифах, выглядит слегка окатанным, со сглаженными гранями.
Возможно, он попал в осадок при разрушении карбонатных пород. Хотя подобных
отложений в районе подводной возвышенности Ямато пока не найдено.
Эпсомит представлен агрегатами кристаллов, вероятно, образованных на
поверхности осадка. Он характеризуется рефлексами в 0,603; 0,534; 0,423 nm. Как
правило, находки эпсомита
в осадочных породах приурочены к эвапоритовым
отложениям или к соленосным толщам.
78
Таким образом, изучение аутигенных минералов цемента нижнемеловых
песчаников и алевроаргиллитов свидетельствует о том, что эти толщи формировались
в условиях трансгрессивной обстановки осадконакопления. Наличие в низах разреза
на Северном Ямато каолинита в ассоциации с гидрослюдой говорит о близости
береговой черты и влажном, жарком климате. Смена его на смешанослойные
гидрослюда-смектит, а затем на корренситоподобные образования в осадочной толщи
Южного Ямато, отражает усиливающийся процесс осолонения бассейна, жаркий
засушливый климат и развитие эпохи химического выветривания на близлежащей
суше.
Особенности аутигенного минералообразования в палеоценовых породах
хребта Южное Ямато
Цемент
палеоценовых
песчаников
представлен
корренситоподобными
минералами с незначительной примесью смешанослойных образований типа
гидрослюда-смектит и гидрослюды. Постоянное их присутствие также и в
алевроаргиллитах, может указывать на седиментацию в условиях мелководных
бассейнов с повышенной минерализацией вод, имеющих непосредственную связь с
морем. Причем появление смешанослойных образований гидрослюда-смектит
возможно связать с "окисными" (избыток кислорода) условиями осадконакопления.
Палинокомплекс, согласно данным спорово-пыльцевого анализа (Леликов,
1980), отражает прибрежную растительность в условиях субтропического климата,
когда вполне возможно интенсивное испарение морской воды и осолонение водоема.
Высокие содержания бора (100 г/т), корреляция его с окисным железом и
натрием (факторный анализ), возможно, свидетельствует о протекании процесса
осадконакопления
в
мелководном,
осолоняющемся
морском
бассейне
с
79
"окислительными" (избыток кислорода) условиями, перемывом нижнемеловых пород
(добавочный источник бора и солей) и отражает признаки эволюции рапы.
По
комплексным
геологическим
данным
дна...,
(Геология
1987)
в
позднемеловой период данный район являлся зоной активного вулканизма,
завершившегося внедрением позднемеловых интрузий, которые способствовали
консолидации этой области и ее последующему воздыманию (Евланов, 1977). В то
время возвышенность Ямато являлась областью сноса и подверглась денудации.
Затем последовала новая трансгрессия и на этом месте в палеоцене создались условия
аналогичные таковым в раннемеловое время.
Следовательно, состав аутигенных минералов цемента палеоценовых пород
подтверждает и конкретизирует известные геологические данные о том, что условия
осадконакопления для палеоценовых пород, были аналогичны таковым для
нижнемеловых,
и
отражает
цикличность
минералообразования
в
районе
возвышенности Ямато для периода ранний мел-палеоген.
Особенности
аутигенного
минералообразования
в
кайнозойских
является
доминирующим
вулканогенно-осадочных отложениях
Для
верхнекайнозойских
отложений
смектит
минералом (Рисунок 17, Таблица А.5). В вулканогенно-осадочных породах и осадках
выделяется три разновидности смектита в сочетании с другими минералами типа
гидрослюды,
хлорита,
смешанослойных
образований
гидрослюда-смектит,
цеолитами, кварцем, опалом-С/Т. Постоянным спутником в этих минеральных
ассоциациях
является
ренгеноаморфная
фаза,
в
максимальных
количествах
присутствующая в поверхностных осадках и преобразующаяся в кристобалит (опалС/Т) в нижнемиоценовых отложениях, а в кварц – в палеоценовых. В аргиллитовой
80
толще
возможна
минеральные
начальная
ассоциации,
ректоритизация?
можно
выделить
(Ващенкова,
два
2009).
параллельных
Сравнивая
процесса
–
прогрессивное преобразование смектита в гидрослюду в "окислительных" (избыток
кислорода) условиях и новообразование кварца, что хорошо согласуется с данными
японских ученых по аналогичным осадочным комплексам Японских островов
(Aoyagi, 1980).
Основным процессом вторичного минералообразования в магматических
породах дна Японского моря также является смектитизация. Процесс охватывает все
эффузивные породы. Намечается связь изменений и с кислотностью вулканитов. Для
основных
пород
характерны
железистые,
железо-магнезиальные,
ди-,
триоктаэдрические, средних – железистые, железо-алюминиевые, диоктаэдрические
смектиты. Для щелочных пород – начальная смектитизация и, возможно,
цеолитизация.
Для
базальтов
установлено
три
типа
изменений,
характеризующихся
различными условиями образования минералов (Таблица А.6).
Для первого типа характерны Fe-диоктаэдрические смектиты, смешанослойные
образования гидрослюда-смектитового ряда, гидрослюда, цеолиты и гидроокислы
железа, образовавшиеся в "окислительных" (богатых кислородом) условиях. Это
наиболее многочисленная группа и породы в ней представлены окраино-морскими,
островодужными вулканитами и частично континентальными толеитами.
Для
второго
типа
установлены
Fe-Mg-ди-триоктаэдрические
смектиты,
смешанослойные образования гидрослюда-смектитового ряда, гидрослюда и цеолиты.
Такой тип изменений связывают с "восстановительными" (затрудненного водообмена
или низким содержанием кислорода) условиями характерными для закрытых
81
обстановок в среде богатой магнием и наблюдаемыми как правило у "молодых", а
также "перекрытых" осадочным чехлом базальтов. Развит он незначительно в
вулканитах островодужной серии и единственном образце континентального толеита.
В щелочных базальтах отмечены признаки начальной цеолитизации или
обводненности, свидетельствующие о низкой степени вторичных изменений.
Подобный набор вторичных минералов позволяет сделать вывод о том, что
вторичное минералообразование в магматических породах дна Японского моря –
результат низкотемпературного (до 150º С) взаимодействия “морская вода – порода”.
Преимущественное образование диоктаэдрических смектитов по стекловатой
массе и в порах магматических пород обусловлено "окислительной" (избыток
кислорода) обстановкой минералообразования.
Судя по набору вторичных минералов и их петрографическим особенностям,
можно выделить несколько этапов во вторичном минералообразовании. Наличие в
порах светлых хорошо окристаллизованных тонких каемок вторичных минералов,
наряду с плохо окристаллизованными может свидетельствовать о более высокой
температуре их формирования.
Диоктаэдрические смектиты, цеолиты и кальцит могли формироваться как на
стадии гальмиролиза, так и при вторичном разогреве.
Триоктаэдрические смектиты свидетельствуют об относительно "молодом"
возрасте подобных образований и формировании вторичных изменений в условиях с
затрудненным водообменом.
Гидрослюда, цеолиты и смешанослойные образования гидрослюда смектитового
ряда (смешанослойных пакетов более 60%) тяготеют к периферической части
образцов и чаще встречаются в близповерхностных порах заполнения и измененных
82
корках, и появляются, вероятно, при вторичном разогреве или гидротермальном
воздействии.
Хлорит встречается довольно редко. В ассоциации с кварцем он свидетельствует
о повышенной температуре минералообразования (150-300ºC) в условиях среды
богатой магнием. Возможно, он образован на дейтерической стадии или стадии
вторичного разогрева при температуре выше 150ºС.
Обнаруженные в единичных случаях признаки начальной селадонитизации, или
гидрослюдизации базальтов, могут свидетельствовать о процессе формировании их
как на дейтерической (низкотемпературной), так и вторичного разогрева, стадиях
минералообразования в окислительных условиях. Это подтверждается наличием
смешанослойных
образований
смектит-гидрослюдистого
типа,
тяготеющих
к
периферии образцов, для которых характерны такие же физико-химические
параметры.
Основная масса пород, в которых были изучены вторичные изменения, в целом
представлена базальтами окраино-морского и островодужного типов, слагающими
подводные хребты и вулканические постройки в глубоководных котловинах, реже
наложенные постройки в краевых частях крупных подводных возвышенностей
(Восточно-Корейской, Криштофовича, Ямато). Состав вторичных минералов из
образцов наиболее молодых базальтовых потоков (доступных для драгирования
склонов вулканических построек) свидетельствует об их формировании при
подводных излияниях базальтовой магмы.
Таким образом, на основе изложенных выше данных об аутигенных минералах
в совокупности с имеющимися общегеологическими сведениями можно уточнить
условия формирования, характер постседиментационных преобразований пород,
83
геодинамическую обстановку осадконакопления, тектономагматический режим и
таким образом дополнить представления об истории геологического развития
япономорского региона.
Используя
вышеприведенную
методику,
можно
заключить,
что
осадконакопление на подводной возвышенности Ямато началось в условиях морской
трансгрессии в альбе. Это подтверждается наличием каолинита в основании разреза
отложений хребта Северное Ямато. Смешанослойные образования гидрослюдасмектитового типа свидетельствуют, что вначале в морском бассейне этого района
формировались
в
основном
отложения,
свойственные
зоне
неизмененного
вулканического стекла и опала. Позднее в районе хребта Южное Ямато
осадконакопление происходило в восстановительных условиях, при жарком аридном
климате. В осолоненных водоемах формировались магнийсодержащие минералы типа
сепиолита
и
палыгорскита,
которые
затем
трансформировались
в
корренситоподобные минералы. В некоторых местах и в определенные периоды
времени бассейн осолонялся до такой степени, что могли формироваться соленосные
отложения на сульфатной стадии галогенеза (эпсомит). Мощность осадочной толщи в
нем могла достигать 2-5 км.
В верхнемеловой период времени эта область была выведена на поверхность и
подвергнута денудации (Геология дна…., 1987; Евланов, 1977). В палеоцене вновь
образовался
морской
осадконакопления.
отложениями.
бассейн
Мощность
аналогичными
осадков
Следовательно,
минералообразовании,
с
характерная
была
цикличность
для
условиями
сопоставима
в
возвышенности
обнаружена и в других районах Японского моря.
и
режимом
с нижнемеловыми
осадкообразовании
Ямато,
может
и
быть
84
Отложения олигоценового возраста, установленные на материковом склоне
Приморья (аргиллитовая толща, датированная поздним олигоценом – ранним
миоценом) и северо-западной части хребта Окусири, сложены терригенными
алевроглинистыми
породами,
которые
накапливались
при
спокойном
гидродинамическом режиме, низких скоростях осадконакопления, в условиях
прибрежно-морского мелководья (Ващенкова, 2009, 2011).
Спорово-пыльцевой комплекс, характеризующий нижнюю часть аргиллитовой
толщи,
отражает
соответствующий
похолодание,
имевшее
нижнемиоценовой
место
части
в
позднем
аргиллитовой
олигоцене,
толщи,
а
отражает
потепление климата, которое началось в раннем миоцене и достигло оптимума на
рубеже раннего и среднего миоцена (Гладенков, 1997, 1998, 1999, 2001; Gladenkov,
1999, 2000, 2006, 2008). Глобальное повышение уровня моря, произошедшее в это
время, наряду с тектоническими процессами в регионе, привело к расширению и
углублению морских бассейнов. В результате накопилась толща диатомовоглинистых отложений средне-позднемиоценового возраста. ПротоЯпонское море
получило надежную связь с океаном, что способствовало развитию диатомовой
флоры, и терригенные осадки аргиллитовой толщи постепенно сменились диатомовоглинистыми отложениями среднемиоценового возраста (Гладенков, 1998).
Наличие в отдельных образцах кристобалита говорит о том, что породы
аргиллитовой толщи (материковый склон Приморья) и хребта Окусири какое-то
время находились на глубине более 400-500 м (Можеровский, 2001; Ващенкова,
2009).
На
материковом
склоне
Приморья
кристобалитсодержащие
породы
(предполагаемый возраст – поздний олигоцен-ранний миоцен) расположены в
основании кайнозойского чехла, где они с угловым несогласием и базальными
85
конгломерато-брекчиями залегают на мезозойских отложениях и позднемеловых
гранитах (Геология дна.., 1987). Граница перехода органогенного опала в кристобалит
в Японском море располагается в основании осадочной толщи мощностью 300-500 м
(Свининников, 1986, 1989; Tamaki, 1990, 1992). Тектоническая активизация, в
частности поднятие Сихотэ-Алиня, начавшаяся в конце позднего миоцена, привели к
вертикальным перемещениям по разломам и выводу на поверхность дна пород
аргиллитовой толщи.
Начиная со среднего миоцена, наблюдается углубление бассейна и широкое
развитие морских отложений установленных повсеместно как на шельфе и
подводных возвышенностях, так и в глубоководных котловинах в дальнейшем
приобретая современную специфику осадконакопления.
86
ГЛАВА 3 ОХОТСКОЕ МОРЕ
3.1 Основные черты геологического строения Охотского моря
Особенностью геологического строения Охотского моря является широкое
развитие мезокайнозойских отложений, выполняющих впадины, желоба и прогибы,
которые занимают основную часть морского дна (Авдейко, 2000; Геология.., 2002,
2004; Мезо-кайнозойская.., 1967; Удинцев, 1957; Строение..., 1981). Мощность
осадочного чехла, почти повсеместно перекрывающего породы фундамента,
изменяется от нескольких метров (на склонах гор и уступов) до 6-10 км во впадинах
(Журавлев , 1982; Структура.., 1996; Харахинов, 2010).
Породы фундамента подняты на многочисленных станциях драгирования со
склонов банки Кашеварова и Ионы, возвышенностей Института океанологии и
Академии наук, подножия северного и южного (островного) склона Курильской
котловины, что отражено в ряде работ (Авченко, 1987; Васильев, 1975, 1979а, б, 1984
а, б, 2009; Веселов, 2006; Геодекян, 1976; Гнибиденко, 1979, 1982, 1984; Журавлев,
1982; Коренбаум, 1977; Корнев, 1982 а, 1982 б, 1989; Леликов, 1989, 1994, 2011;
Остапенко, 1976; Gnibidenko, 1990, 1995).
Осадочные породы представлены в основном терригенными образованиями:
песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами, иногда с существенной долей
вулканогенного материала. Для них характерны – слабая окатанность и плохая
отсортированность
обломочного материала, что свидетельствует о близости
источников сноса и высокой скорости осадконакопления. Они прорваны юрскими и
меловыми гранитоидами и в различной степени метаморфизованы.
Наличие гранитоидов и метаморфических образований в обломочной части
87
пород многих морфоструктур, указывает на их формирование за счет размыва
гранитоидных
и
метаморфических
комплексов.
Примесь
пирокластического
материала в породах центральной (Охотский свод и возвышенность Института
океанологии) и южной части моря (вулкан Вавилова) обусловлена проявлением
эксплозивного
вулканизма
сопровождающего
осадконакопление.
Наличие
в
обломочной части терригенных пород гранитоидов мезоабиссального облика и
среднеглубинных метаморфических образований может свидетельствовать о том, что
на поверхность выводились относительно глубинные блоки земной коры, вероятно
палеозойской эвгеосинклинальной системы, замкнувшейся в позднепалеозойское или
раннемезозойское время. Мезозойские структуры закладывались на складчатом
основании палеозоя в процессе мезозойской активизации последних, завершившейся
верхнемеловым
магматизмом.
фаунистически
охарактеризованного
Охотского
свода,
весьма
Возраст
условно
терригенных
комплекса
может
толщ,
за
исключением
северо-восточного
быть
определен
как
выступа
ранне-
среднемезозойский на основании наличия в песчаниках обломков предположительно
палеозойских метаморфических пород и прорывания осадочных толщ гранитоидами
мелового возраста (Леликов, 1992).
Среди вулканогенных пород, по данным О. С. Корнева с соавторами (Корнев,
1989), установлены базальты, долериты, андезиты, дациты, трахиандезиты и риолиты.
Радиоизотопный возраст (115–41,1 млн. лет) свидетельствует о мел-палеогеновом
времени их формирования и позволяет отнести их к вулканитам Охотского
вулканогенного пояса.
Интрузивные породы представлены гранитоидными образованиями, которые, по
данным радиоизотопного возраста, могут быть подразделены на два разновозрастных
88
комплекса: меловой (130-78 млн. лет) и позднемеловой-палеогеновый (100-31 млн.
лет (Емельянова, 2004, 2010; Леликов, 1989).
Метаморфические породы установлены на многих подводных возвышенностях
Охотского моря совместно с магматическими осадочными образованиями. Среди них
присутствуют амфиболиты, гнейсы и сланцы.
Вулканогенно-осадочные породы Курильской котловины
Для реконструкции кайнозойской истории развития этого района был
исследован вещественный состав и возраст пород кайнозойского чехла,
1 – станция драгирования; 2 – номер станции. Приводится по: (Цой, 2003; Терехов, 2008а, б).
Рисунок 20 – Схема опробования склонов Курильской котловины
драгированных на участках северо-западного (подводный хребет Терпения), западного
89
(район Северо-Хоккайдского краевого плато), северного (южная часть возвышенности
Академии Наук СССР) и юго-восточного склонов котловины (Рисунок 20).
Необходимо отметить, что наиболее древние изученные осадочные породы (поздний
палеоцен) обнаружены на подводном хребте Терпения, все остальные отложения
гораздо моложе.
Подводный хребет Терпения, склоны Курильской котловины,
Охотское море
На юго-восточном склоне подводного хребта Терпения, с глубин 850-2500 м
драгированием (Рисунок 20) были подняты многочисленные обломки кайнозойских
осадочных пород. Выделено три разновозрастных комплекса отложений: комплекс 3 –
(поздний палеоцен-ранний олигоцен), комплекс 2 – (поздний олигоцен-начало
среднего миоцена) и комплекс 1 – (поздний миоцен-голоцен). Данные комплексы
соответствуют
аргиллитовой
(нижняя),
туфодиатомитовой
(средняя)
и
туфоалевролитовой (верхняя) толщам, описанным ранее (Цой, 2005б).
Комплекс
3
–
поздний
палеоцен-ранний
олигоцен
представлен
преимущественно аргиллитами (при незначительном участии алевролитов и
алевроаргиллитов) поднятыми с глубин 1350-2500 м. Возраст пород комплекса
установлен по палинофлоре, обнаруженной в аргиллитах верхней части нижней
толщи (1350-1450 м). В этих же породах обнаружены радиолярии, среди которых
доминируют спонгодисциды, что свидетельствует об осадконакоплении в прибрежноморских условиях (Цой, 2005 б). Глинистые минералы в породах этого комплекса
представлены аутигенным, хорошо окристаллизованным смектитом (с возможной
начальной хлоритизацией?), плохоупорядоченными смешанослойными смектитгидрослюда,
кристобаллитом,
небольшим
количеством
аморфной
фазы
и
90
обломочными – гидрослюдой, хлоритом, кварцем, плагиоклазом.
Комплекс
2
преимущественно
поздний
–
диатомитами
характеризующимися
высоким
олигоцен-начало
и
среднего
туфодиатомитами
содержанием
и
миоцена
(глубины
сложен
850-1100
разнообразием
м),
кремнистого
микропланктона. Возраст комплекса установлен на основе зональных комплексов
диатомей и радиолярий. Состав этих кремнистых микроископаемых свидетельствует
о преимущественно мелководных шельфовых условиях седиментации.
В начале среднего миоцена осадки стали более глубоководными (внешний
шельф-верхняя батиаль?). Наиболее часто встречаемые аутигенные минералы в
отложениях
–
смектит
(степень
окристаллизации
несколько
ниже,
чем
в
вышеупомянутом комплексе), смешанослойные смектит-гидрослюда, аморфная фаза
и обломочные – гидрослюда, хлорит, кварц и плагиоклаз. Взаимоотношения
комплексов 3 и 2 не установлены.
Комплекс 1 – поздний миоцен-голоцен представлен туфоалевролитами,
алевролитами и алевропелитами (850-1600 м). В туфоалевролитах (1000-1600 м)
установлен
диатомовый
комплекс,
состоящий
из
разновозрастных
видов,
большинство из которых характерны для шельфовых осадков позднего миоцена.
Позднемиоценовый
возраст
туфоалевролитов
подтверждается
составом
содержащейся в них палинофлоры. Плиоцен-плейстоценовые породы (алевролиты и
алевропелиты) подняты в интервале глубин 850-1250 м. Видовой состав имеющихся
диатомей,
указывает
на
батиальные
условия
седиментации.
Алевролиты
и
алевропелитовые илы содержат набор диатомей, характерный для позднего
плейстоцена-голоцена. К этому комплексу, по-видимому, относятся и туфопесчаники,
поднятые в виде единичных угловатых обломков в интервале глубин 1000-1250 м.
91
Они по составу и внешнему облику сходны с вулканогенно-осадочными породами
лиманской свиты позднего миоцена-плиоцена (Ерохов, 1974), развитой на п-ове
Терпения
–
Источниками
континентальном
продолжении
сноса
вероятно,
для
них,
подводного
являлись
хребта
эффузивы,
Терпения.
гранитоиды,
метаморфические (сланцы и роговики) и кайнозойские осадочные породы широко
развитые в этом регионе (Гранник, 1974, 1978, 1991). Формирование отложений
происходило в условиях синхронной эксплозивной вулканической деятельности,
поставлявшей в осадки пирокластический материал – кварц, стекло, плагиоклаз.
Северо-Хоккайдское краевое плато
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
92
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.
Комплекс 1 – 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,
сахалинской
вероятно,
фазой
с
позднеплиоцен-раннеплейстоценовой
складчатости
(Мельников,
регрессией
1970).
и
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.
93
Северный склон Курильской котловины
В западной части северного склона котловины (глубины 2600-2900 м, ст. 23562359) 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 олигоценмиоценовых 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
94
принципиально не отличаются. Псаммитовый размер обломков в плиоценплейстоценовых 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 22303100 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).
Юго-восточный (прикурильский) склон Курильской котловины
В этом районе котловины установлены только породы комплекса 1 – поздний
95
миоцен-плейстоцен. Они подняты из основания склонов Броутоновской группы
вулканов (ст. LV29-119-2, 3, 4 глубины 2600-3000 м), хребта Гидрографов (ст. LV29126-4, 2347 глубины 2600-2900 м) и рядом расположенного с ним безымянного хребта
(ст. 2344, глубины 1600-2700 м). Осадки позднемиоценового возраста (диатомиты,
алевролиты) также установлены только на безымянном хребте.
Плиоцен-плейстоценовые отложения комплекса представлены туффитами (от
туфопелитов до туфоконгломератобрекчий). Основным источником обломочного
материала (стекло, плагиоклаз, кварц, биотит, роговая обманка, эффузивы основного
состава) являлись вулканические эксплозии. Источниками сноса для туффитов были
гранитоиды, метаморфические породы (роговики, сланцы), алевролиты и эффузивы.
Осадки комплекса формировался в батиальных условиях.
3.2 Аутигенные минералы в отложениях склонов Курильской котловины
Наиболее широко развитым аутигенным минералом в отложениях Курильской
котловины является смектит. В целом можно выделить смектитовую фацию согласно
определению В.Б. Курносова (Курносов, 1982, 1984). Смешанослойные образования
смектит-гидрослюда
развиты
незначительно.
Отмечается
улучшение
окристаллизованности смектита с глубиной в направлении от первого комплекса
пород к третьему. В некоторых случаях отмечается начальная хлоритизация в
породах третьего комплекса (до 20% слоев хлоритового типа) и зона перехода опала в
кристобаллит от отложений верхнего палеоцена до нижнего миоцена.
3.3 Основные черты геологического строения полуострова Терпения (о.
Сахалин)
Широко развитые на острове морские кайнозойские отложения имеют
96
непосредственное продолжение на дне моря. Восточно-Сахалинские горы-п-ов
Терпения-подводный хребет Терпения (входящие в состав центральной части
Восточно-Сахалинского атиклинория (Алексейчик, 1970) принадлежат единой
структуре южная часть которой, подводный хребет Терпения простирается в
Курильскую котловину (Рисунки 20, 21). На п-ове Терпения (Цой, 2005а) и в
основании кайнозойского чехла подводного хребта Терпения установлены морские
палеоцен-эоценовые отложения (Безверхний, 1998, 2003). Геофизические данные, по
мнению ряда исследователей, свидетельствуют о существовании в палеоценовое
время в районе хребта полного набора морфоструктур окраинного моря, включая
континентальный склон и глубоководную котловину (Безверхний, 1998, 2003).
Сведений об аутигенных минералах этого района нет, поскольку последние
геологические исследования проводились до 1990 года.
Изучением геологического строения этого района занимались Ю.М. Ковтунович
(Ковтунович, 1969), А.С. Шуваев (Шуваев, 1968), В.М. Гранник (Гранник, 1974, 1978,
1991) и другие. Первые два автора выделили и дали названия свитам, и участвовали в
составлении первой (масштаб 1:1000000) и единственной геологической карты о-ва
Сахалин. Согласно упомянутым исследователям, п-ов Терпения слагают отложения
котиковской серии (названа по пос. Котиково) (Геология СССР..., 1970) и
представлены
вулканогенно-кремнистыми
терригенными
образованиями
отложениями
заслоновской,
туровской
учирской
и
свиты
ольдонской
и
свит,
выполняющих синклинальную структуру. На породах котиковской серии, со
значительным стратиграфическим несогласием, залегает лиманская свита, сложенная
вулканогенно-осадочными породами. На основе единичных определений макрофауны
и флоры отложения котиковской серии относятся к верхнему мелу, но
97
1 – тектонические разрывные нарушения; 2 – стратиграфические контакты согласные (а) и
несогласные (б); 3 – неогеновые и четвертичные (нерасчлененные) отложения; 4 – лиманская свита; 5
– ольдонская свита; 6 – туровская свита; 7 – заслоновская свита; 8 – учирская свита. На море: 9 –
изобаты; 10 – границы: в осадочной толще (а), акустического фундамента (б); 11 – условный
сейсмический горизонт: верхняя часть или кровля борской (нижнемиоценовой) свиты; 12 – разломы;
13 – номер геофизического профиля; 14 – мощность осадочных толщ; 15 – населенный пункт.
Приводится по: (Терехов, 2010; Цой, 2005а).
Рисунок 21 – Схема геолого-геофизического строения п-ова Терпения и
прилегающего шельфа Охотского моря
98
имеются сведения, указывающие на более молодой возраст части этих пород. О
возможном присутствии кайнозойских отложений в данном районе свидетельствуют и
другие исследования (Сваричевский, 1982, 1985; Соловьев, 1979; Харахинов, 1998,
2010; Soloviev, 1980).
Кроме того, на подводном хребте Терпения были установлены морские
отложения позднепалеоцен-раннеэоценового возраста (Безверхний, 1998). Вследствие
их широкого развития на подводном хребте можно было ожидать нахождение
одновозрастных осадочных толщ и на его континентальном продолжении п-ове
Терпения, где они и были обнаружены (Терехов, 2002, 2010; Цой, 2005а).
Литолого-петрографическое описание
Учирская свита (K2m-Pg1duch), залегающая в основании котиковской серии,
слагает береговые обрывы залива Терпения севернее и южнее пос. Котиково, а также
обнажается на восточном побережье одноименного полуострова в районе мысов
Беллинсгаузена, Гвоздева и Шельтинга (Рисунок 21). Мощность свиты 1000-2500 м.
Она представлена преимущественно зелеными и ярко зелеными кремнистыми
алевролитами, переслаивающимися с псаммитовыми и псефитовыми туфами и
туффитами (Ковтунович, 1969).
Отложения учирской свиты изучались нами на западном побережье на участках
м. Сигнальный-пос. Котиково и оз. Туровское-м. Пята. На первом участке слои
обнажаются в береговом обрыве тектонического блока от м. Сигнальный до
тектонической (по руслу ручья) границы с заслоновской свитой (около 4 км севернее
пос. Котиково). Разрез представлен вулканотерригенными, вулканогенно-осадочными
и кремнистыми породами. В нижней части разреза преобладают тонкозернистые
разности – кремнистые алевролиты и алевроаргиллиты с прослоями туфов и
99
туфопесчаников, а верхняя представлена преимущественно агломератовыми туфами,
вулканогенными
конгломератами
и
конгломератобрекчиями.
Межглыбовое
пространство агломератовых туфов заполнено обломочными зернами измененных
эффузивов (от 0,2 до 4,0 мм) и сцементировано цеолитовым материалом.
Вулканомиктовые песчаники верхней части разреза имеют аналогичный цемент
порового и базального типов.
Нижние части берегового обрыва представлены переслаиванием кремнистых
алевроаргиллитов и аргиллитов с туфопесчаниками и туфами. В районе м. Острый и
южнее указанные породы слагают ритмичную слоистую толщу, содержащую
многочисленные раковины иноцерамов, погружающуюся на северо-восток. Ее
видимая мощность (в береговом обрыве) более 50 м. В основании обрыва
располагается прослой мощностью около 20 см (в приливно-отливной зоне до 40 см),
маркирующий самую нижнюю часть видимого разреза и состоящий, в основном, из
обломков призматических слоев иноцерамов. Беспорядочная ориентировка обломков
раковин
этого
слоя
отражает,
по-видимому,
катастрофическое
событие,
произошедшее в учирское время.
Туфопесчаники
среднезернистые
состоят
из
обломков
эффузивов,
вулканического (цеолитизированного) стекла, призматических слоев иноцерамов,
плагиоклаза,
редко
(петрографическое
зерен
пироксена
определение).
и
Встречаются
глауконитоподобного
единичные
(0,2
мм)
минерала
реликты
радиолярий. Стекло и часть обломков плагиоклаза, вероятно, пирокластического
генезиса. Непосредственно на контакте с алевроаргиллитами (прослой 2 мм),
туфопесчаники содержат значительную (от 25 до 50%) примесь обломков иноцерамов
размером 0,1-1,2 мм. Цемент пород цеолитовый (анальцим). В алевроаргиллитах, на
100
контакте с туфопесчаниками, редкие псаммитовые (0,1-0,2 мм) зерна представлены
плагиоклазом,
цеолитизированным
стеклом
и
обломками
эффузивов.
Для
алевроаргиллитов характерна значительная (до 25%) примесь радиолярий плохой
сохранности.
В
кремнистых
алевроаргиллитах,
аргиллитах
и
туфоалевролитах,
располагающихся гипсометрически ниже иноцерамсодержащих слоев, они также
были обнаружены. Радиоляриевый комплекс из туфовых прослоев учирской свиты
сходен с вовчинским, описанным А.И. Жамойдой (Жамойда, 1972) из кремнистых
толщ Корякского нагорья. Их сходство позволяет предполагать близкие условия
формирования (холодноводные и мелководные) и маастрихт-датский возраст
отложений учирской свиты (Цой, 2005а). Наиболее насыщены радиоляриями
кремнистые алевроаргиллиты, переслаивающиеся с туфами (мощность прослоев 1-5
мм). Обычно они концентрируются в нижней части туфового прослоя, на границе
между алевроаргиллитом и туфом, где образуют тонкий слой, состоящий практически
из одних радиолярий. Пирокластический материал туфов представлен плагиоклазом,
пироксеном, обломками стекла (пемзовидного облика, цеолитизированного) и
эффузивов. Встречаются единичные обломки биотита и глауконитоподобного
минерала. В алевроаргиллитах различимый обломочный материал аналогичен
таковому в туфах.
Второй участок, сложенный породами учирской свиты, также представляет
собой тектонический блок, контактирующий на северо-востоке с заслоновской свитой
(Геология.., 1970). Образцы отобраны в юго-восточной части блока из верхнего
участка береговой террасы между оз. Туровское и м. Пята. Разрез сложен
переслаивающимися
туфопесчаниками,
туфами,
туфоалевролитами
и
101
алевроаргиллитами. Обломочный материал пород представлен плагиоклазом (обычно
цеолитизированным),
пироксеном,
стеклом
и
обломками
эффузивов,
также
встречаются единичные фрагменты вулканогенно-осадочных пород и реликты
радиолярий.
В
приливно-отливной
зоне
этого
участка
обнажаются
иноцерамсодержащие породы.
Заслоновская свита (Pg1zc) распространена в бассейнах рек Песковской,
Нерпичьей, Суринка, Вестовой, Быстрой, Заслонова, Дмитриевки и Чайки, а также в
районе пос. Котиково, озер Туровского, Тихого и Низкобережного (Ковтунович,
1969). Ее мощность около 1950 м. Взаимоотношения с подстилающей учирской
свитой не установлены.
Заслоновская свита опробована нами в береговом обрыве между м. Острый и
пос. Котиково (Рисунок 21). Отложения свиты обнажаются в северной части
берегового обрыва (высотой 10-20 м) на участке протяженностью около 2 км и
представлены переслаиванием светлых песчаников, алевролитов и алевроаргиллитов.
Они ограничены с севера тектоническим (по руслу ручья) контактом с учирской
свитой, а с юга – аналогичным с туровской. Алевролиты состоят из обломков
кремнистых пород, кварца, плагиоклаза, калиевого полевого шпата, биотита,
мусковита, растительного детрита, карбоната, глауконитоподобного минерала,
хлорита? и единичных обломков эффузивов. Особенностью заслоновской свиты (в
отличие от учирской) является присутствие в породах обломков кремнистых пород,
продуктов разрушения гранитоидов и микрофоссилий с карбонатным скелетом. В
алевролитах установлен бедный спорово-пыльцевой спектр кайнозойского облика
(Цой, 2005а), а в алевроаргиллитах найдены единичные диатомеи, представленные
морским бентическим видом Arachnoidiscus ehrenbergii Bailey, который имеет
102
широкое стратиграфическое распространение (известен с позднего мела до
настоящего
времени)
и
обычно
обитает
в
литоральной
зоне
моря.
Микропалеонтологические данные позволяют считать, что возраст заслоновской
свиты не древнее палеогена (палеоцен).
Южная часть обнажения в указанном береговом обрыве (высотой более 50 м)
представлена слоистой грубообломочной толщей туровской свиты, состоящей из
конгломератов,
гравийников,
гравелистых
песчаников,
дресвяников
и
грубозернистых песчаников (Ковтунович, 1969). Граница между заслоновской свитой
и грубообломочной толщей туровской свиты по нашим данным тектоническая. Она
выделяется по зоне меланжа протяженностью 300 м, в котором хорошо распознаются
разноориентированные блоки (до 10 м), представленные переслаиванием песчаников
и алевролитов, аналогичных для пород заслоновской свиты северной части
берегового обрыва. В конгломератах туровской свиты нами установлены единичные
находки фрагментов призматических слоев иноцерамов. Значительный объем
обломков в гравелистых песчаниках грубообломочной толщи составляют первичноорганогенные кремнистые породы и эффузивы – материал, характерный для пород
учирской свиты. Встречаются также обломки кварца гранитоидного облика,
фрагменты гранитоидов кварц-калишпатового состава и единичные обломки
аркозовых алевролитов и цеолитов.
Участок (50х20 м) самой южной части берегового обнажения (между
грубообломочной толщей и аллювиальными отложениями устья р. Котиковая)
представлен песчаниками и алевролитами, включающими прослои хемогенноорганогенного
кальцита,
характерными
(по
нашему
мнению)
для
разреза
заслоновской свиты. Участок флишоидного переслаивания пород сверху перекрыт
103
маломощным чехлом четвертичных отложений. Песчаники состоят из обломков
кремнистых пород (в т.ч. с реликтами радиолярий), эффузивов, гранитоидов, кварца,
плагиоклаза и калиевого полевого шпата. Иногда встречаются пироксен, реликты
биотита, глауконитоподобный минерал и цеолит. Цемент карбонатный, базального
типа. В этом же обнажении обнаружены карбонатизированные алевроаргиллиты с
прослоями кальцита (от 2 до 5 см) сингенетичного тонкозернистым породам,
предположительно хемогенного генезиса.
Положение блока грубообломочных пород среди отложений заслоновской
свиты, отсутствие в породах угольных пластов, обломков древесины, растительного
детрита и пирокластики, характерных для пород туровской свиты, по нашему
мнению, указывают на то, что эта толща, вероятно, принадлежит заслоновской свите.
Об этом свидетельствует и набор органических остатков, установленный в свитах.
Состав макрофауны, отобранной в этом районе из отложений заслоновской и
туровской свит, принципиально не отличается от (Ковтунович, 1969).
Туровская свита (Pg1-Pg2tr) распространена в юго-восточной части ВосточноСахалинских гор и обычно слагает водораздельные хребты и прибрежные гряды,
прослеживаясь в виде узких полос в бассейнах рек Синдокан, Суринка, Вестовая,
Варваровка, Котиковая, Незабудка и обнажается на мысах Буденовский, Поворотный,
Топографов, Терпения и др. (Ковтунович, 1969). Она залегает на заслоновской свите,
в основном, согласно. Нижняя граница свиты проводится по подошве пласта
грубозернистых песчаников или туфопесчаников мощностью более 3 м местами
переходящих в конгломераты и гравелиты, которые залегают с размывом на
алевролитах и аргиллитах заслоновской свиты.
Наиболее характерными особенностями туровской свиты являются довольно
104
значительные
внутриформационные
размывы,
доминирование
в
ее
составе
грубообломочных образований, присутствие в разрезе угленосных отложений и слоев
хемогенного кальцита, обилие в породах растительного детрита и обломков
обугленной или минерализованной древесины. Мощность туровской свиты от 350 до
550 м. На м. Буденновский в алевролитах и аргиллитах обнаружены растительные
остатки: Nilssonia yukonensis Holl., Metasequoia disticha (Heer) Miki., M. cuneata
(Newb.) Chaney, Glyptostrobus europaeus (Brongn.) Heer, Corylus aff. insignis Heer,
Magnolia sp., Ginkgo sp.. Несколько севернее пос. Котиково в верхней части
туровской свиты в мергелистых конкрециях обнаружены аммониты (Gaudryceras cf.
tenuiliratum Yabe var. intermedia Yabe, G. cf. tenuiliratum Yabe var. ornata Yabe) и
двустворчатые моллюски (Acila sp.), на основе которых она отнесена к позднему
кампану или маастрихту (Ковтунович, 1969).
Однако, по мнению В.А. Вахрамеева (Вахрамеев, 1966), ископаемая флора
сходна с таковой из самых верхних слоев мелового разреза Западно-Сахалинских гор
– верхней (бошняковской) подсвиты красноярковской свиты, которую он считает
датской. Разделяя эту точку зрения, А.С. Шуваев (Шуваев, 1968) полагает, что слои
туровской свиты с остатками раcтений вероятнее всего маастрихт-датские. В
настоящее время возраст бошняковской свиты, являющейся аналогом верхней части
красноярковской свиты (Северо-Западный Сахалин), принимается как ранний
палеоцен (Решения.., 1998).
Отложения туровской свиты нами опробованы в районе м. Буденновский
непосредственно из флороносных слоев с выходами пластов угля. Породы,
содержащие отпечатки флоры, залегают вертикально, азимут простирания близок к
180°. В месте отбора образцов осадочная толща имеет ритмичное строение.
105
Алевролиты (мощность 1-3 см) переслаиваются с песчаниками и прослоями
(сингенетичного?) хемогенно-органогенного кальцита (2-70 см). Все образцы
отобраны из одного флоросодержащего слоя. Алевролиты состоят из обломков
кремнистых и эффузивных пород, кварца, плагиоклаза, калиевого полевого шпата,
мусковита, биотита, единичных обломков кварц-мусковитовых сланцев и граната(?).
Особенностью состава пород является обилие растительного детрита.
Состав песчаника, отобранного рядом с пластом угля, наиболее полно отражает
источники сноса для туровской свиты. Обломочный материал представлен
фрагментами эффузивов, гранитоидов, кварца (гранитоидный и пирокластический),
плагиоклаза (в т.ч. пирокластического облика), калиевого полевого шпата, а также
единичными
обломками биотита,
мусковита,
глауконитоподобного минерала,
карбоната и цеолита(?). Особенностями состава песчаника являются присутствие
единичных микрофоссилий (фораминиферы?) и карбонатного цемента. Таким
образом, терригенные источники сноса для туровской и нижележащей заслоновской
свит аналогичны. Дополнительный обломочный материал в туровский бассейн
седиментации поставляли вулканические эксплозии кислого (кварц) и среднего?
(плагиоклаз) состава.
В
алевролитах
обнаружен
спорово-пыльцевой
комплекс,
позволяющий
ограничить возраст отложений туровской свиты палеоцен-эоценом (Цой, 2005а). В
образцах отпечатки листовой флоры представлены по определениям А.Г. Аблаева
(устное сообщение) покрытосеменными Platanus cf. basicordata Budants (сем.
Platanaceae), Cordia japonica Tanai (сем. Boraginaceae), сем. Graminae, а также
хвойными сем. Taxodiaceae. Отмеченные представители платановых и бурачниковых
встречаются в палеоцен-среднеэоценовых флорах Западной Камчатки, юга Приморья
106
и севера Кореи и характерны для умеренно теплого климата (Брутман, 1978;
Гладенков, 1997; Калишевич, 1981; Маркевич, 1995; Найдин, 1985; Kurita, 2000).
Здесь же обнаружены прослои карбонатизированных алевроаргиллитов с прослоями
(до 5 см) кальцита, сингенетичного отложениям тонкозернистых пород, также
предположительно хемогенного генезиса.
Ольдонская свита(Pg2ol) распространена в бассейнах рек Котиковая, Учир,
Ольдона и др., а также восточнее м. Буденновский (Ковтунович, 1969). По
литологическому составу она близка заслоновской и представлена зеленовато-серыми
аргиллитами и алевролитами, чередующимися с подчиненными им тонко- и
мелкозернистыми песчаниками зеленовато-серого цвета. Переход от туровской свиты
к ольдонской постепенный. Граница между ними условно проводится по кровле
пласта (более 1-2 м) крупнозернистых песчаников или туфопесчаников. Видимая
мощность свиты около 1100 м.
По мнению А.С. Шуваева (Шуваев, 1968), обнаружившего в ольдонской свите
мелкие двустворки Acila sp., Leda sp., гастроподы, ракообразные Linuparus (?)
Hexacoralla (определения В.Н. Верещагина и Л.В. Криштофовича), возраст
ольдонской свиты может быть установлен как ранний палеоцен (даний) с учетом
того, что возраст нижележащей туровской свиты маастрихт-датский.
Отложения ольдонской свиты опробованы нами в районе устья р. Вымь (между
мысами Буденновский и Жуковского) на охотоморском побережье п-ова Терпения
(Рисунок 19). Здесь самые верхние отложения свиты, представленные флишоидным
переслаиванием песчаников, алевролитов и аргиллитов, обнажаются в центральной
части ядра синклинали. Флишоидная толща опробована на первом участке с
интервалом около 0,5 м и на втором участке – 2-3 м. Состав песчаников этой свиты,
107
отобранных в районе м. Поворотный, позволяет установить для них основные
источники сноса. Песчаники состоят из обломков эффузивов, кремнистых и
вулканогенно-осадочных пород, кварца, плагиоклаза, калиевого полевого шпата,
единичных реликтов биотита и обломков эпидота, пироксена?, карбоната, цеолита и
глауконитоподобного
минерала.
Особенностью
состава
этих
(граувакковых)
песчаников является присутствие единичных обломков кремнистых пород с
радиоляриями, замещенными кварцем микрокристаллобластовой структуры.
В
алевроаргиллитах
и
алевролитах
также
установлены:
споро-пыльца,
единичные морские диатомеи, бентические фораминиферы и спикулы губок. Состав
палинокомплекса имеет кайнозойский облик, что позволяет предположить эоценовый
возраст отложений (Цой, 2005а). Диатомеи представлены хорошо сохранившимися
створками литоральных видов: Arachnoidiscus ehrenbergii Bailey, распространенного с
позднего мела по настоящее время, и Isthmia nervosa Kützing, известного с эоцена
(Диатомовый.., 1949; Стрельникова, 1992).
Таким образом, содержащиеся в породах диатомеи указывают на морские
мелководные условия седиментации. Возрастным аналогом ольдонской свиты,
вероятно, является люкаминская свита (Гладенков, 1999, 2001), распространенная в
северо-западной части Восточно-Сахалинских гор (Пограничный район).
3.4 Минеральный состав цемента пород котиковской серии п-ова Терпения
(о. Сахалин)
В цементе пород можно выделить три группы слоистых силикатов (Таблица
А.8). Первая, преобладающая – ректоритоподобная. Для рентгенограмм характерно
наличие довольно интенсивного пика в районе 10 Ǻ в воздушно-сухом препарате,
плеча (или уступа) в районе 30 Ǻ при насыщении этиленгликолем и соответственно
108
рефлексов в 16, 10 и 7 Ǻ уширяющихся к низу, что свидетельствует о наличии
смешанных слоев (Рисунок 22. I). При прокаливании остаются рефлексы в 12-14 и 10
Ǻ. В воздушно сухом препарате 7 Ǻ пик принадлежит хлориту, который иногда при
насыщении может делиться на два – 8 и 7.12 Ǻ, а иногда уширяется к низу. Рефлекс
060 равен 1.502 Ǻ. Такое поведение минерала при обработке, согласно (Дриц, 1976),
свидетельствует о том, что в основной массе проба представлена диоктаэдрическим
ректоритоподобным
минералом
типа
иллит-монтмориллонит
со
степенью
упорядочения S = 1, соотношением пакетов Wии:Wмм = 0,3 : 0,7 и вероятностью
переслаивания монтмориллонитовых слоев Рмм = 0,2. В смеси также присутствуют
как
самостоятельные
фазы
гидрослюда
(10Ǻ),
хлорит
(7Ǻ)
и
иногда
корренситоподобный? минерал (8Ǻ рефлекс при насышении, раздваивание и
уширение 7Ǻ пика), а возможно и дефектный хлорит(?).
Вторая группа – это корренситоподобные минералы (Рисунок 22. II). Для нее
характерно наличие на рентгенограмме уступа в районе 33,9 Ǻ в воздушно сухом
состоянии, ясно выраженного пика в 31.5 Ǻ в насыщенном, 24.5 Ǻ - в прокаленном и
целочисленной серии базальных отражений, свойственной хорошо упорядоченному
корренситу со степенью упорядоченности S = 1, соотношением пакетов Wхх:Wмм =
0,5:0,5 и вероятности переслаивания монтмориллонитовых слоев Р = 0. В смеси также
присутствует хлорит (рефлекс в 7Ǻ не меняет своего положения при насыщении) и
гидрослюда (10Ǻ).
В третью группу можно отнести все остальные разности, представленные либо
преимущественно гидрослюдой, хлоритом (Рисунок 22. III), дефектным хлоритом(?),
109
I – ректоритоподобный минерал, II – корренситоподобный минерал, III – многокомпонентная смесь
представленная гидрослюдой, хлоритом, дефектным хлоритом? а) воздушно-сухой, ориентированный
образец, б) насыщен этиленгликолем и в) прокален при 550°С в течение 3-х часов. Отражения даны в
ангстремах (А).
Рисунок 22 – Типовые дифрактограммы валовых проб цемента из пород
котиковской серии
110
либо смесью всех выше перечисленных компонентов. Кроме того, в пробах
вулканогенно-осадочных пород часто отмечаются анальцим, стильбит и кальцит, а в
терригенных – почти постоянно присутствуют кварц и плагиоклаз.
В составе цемента грубозернистых (туфопесчаники, агломератовые туфы)
пород учирской свиты (Рисунок 22) установлена ассоциация аутигенных минералов –
смешанослойный корренситоподобный минерал-анальцим-гидрослюда и хлорит
(незначительная примесь). Смешанослойный корренситоподобный минерал и хлорит,
по-видимому, могли появиться как продукты вторичной переработки эффузивов и
биотита (измененные обломки последних являются основным породообразующим
материалом пород), так и в результате седиментогенеза, поскольку в ассоциации с
гидрослюдой
и
анальцимом
(кальцитом?)
корренсит
является
индикатором
соленосных отложений (Милло, 1968). Наличие анальцима в порах и, возможно, в
цементе пород может говорить о двойственном генезисе – связанном с соленосными
отложениями, что может подтверждаться присутствием хемогенного кальцита (Ридер,
1987), так и с гидротермальными процессами.
Для тонкозернистых (кремнистые алевроаргиллиты) пород (преимущественно
осадочных) характерна следующая ассоциация – ректоритоподобный минералхлорит-гидрослюда-стильбит с постоянным присутствием кварца и плагиоклаза.
Цеолит
(стильбит),
вероятно,
является
продуктом
изменения пирокластики.
Аутигенный генезис кварца предполагается по отсутствию обломочного кварца в
породах учирской свиты; установлению кристобаллита в радиоляриевом прослойке и
присутствию на рентгенограммах алевроаргиллитов аморфной фазы (гало в области
20-30º по 2Θ). Последняя должна участвовать в процессе трансформации кремнезема
различного генезиса (скелетов радиолярий, вулканического стекла и кремнезема
111
гидротермального происхождения) в кварц. Реликты радиолярий и вулканическое
стекло присутствуют в породах учирской свиты, а на возможный наложенный
гидротермальный процесс указывает наличие в породах жильного карбоната
(кальцит).
Гидрослюда,
хлорит
и
дефектный
хлорит(?),
вероятно,
имеют
двойственный генезис как терригенный, так и аутигенный. Плагиоклаз имеет
обломочную природу, т.к. обычно присутствует в вулканогенном материале пород
учирской свиты. Прослеживается связь минералообразования с зернистостью пород.
Для
грубозернистых
типичны
корренситоподобные,
а
для
тонкозернистых
ректоритоподобные образования.
3.5 Условия формирования мезокайнозойских вулканогенно-осадочных
комплексов Охотского моря по данным особенностей аутигенного
минералообразования
Состав цемента в породах нижней части заслоновской свиты (район севернее
устья р. Котиковая) (Рисунки 22, 23; Таблица А.8) представлен следующей
ассоциацией глинистых минералов – гидрослюдой и хлоритом при непостоянном
участии смешанослойных (ректоритоподобного и корренситоподобного) минералов с
различным количеством переслаивающихся пакетов и, возможно, дефектного хлорита
(?). Верхняя часть свиты (район м. Давыдова) характеризуется ассоциацией:
ректоритоподобный минерал-хлорит-гидрослюда-дефектный хлорит(?) при равном
содержании минералов (кроме последнего). Зависимость от размера зернистости
пород
сохраняется
и
для
заслоновской
свиты.
Плагиоклаз,
установленный
рентгеноструктурным анализом в заслоновской, туровской и ольдонской свитах,
имеет терригенное происхождение, а для кварца возможен двойственный генезис, как
терригенный, так и аутигенный.
112
1 – несогласное залегание; 2 – предполагаемый размыв; 3 – отсутствие данных; 4 – палеозойскомезозойский фундамент; 5 – маастрихт-датский фундамент приводится по: (Цой, 2005а с
дополнениями).
Рисунок 23 – Корреляционная схема кайнозойских отложений п-ова Терпения и
склонов Курильской глубоководной котловины
113
Для цемента грубозернистых пород туровской свиты (песчаников) характерна
ассоциация – смешанослойный корренситоподобный минерал-стильбит-гидрослюдахлорит-дефектный
хлорит,
а
для
тонкозернистых
(алевроаргиллиты)
–
ректоритоподобный минерал-хлорит-гидрослюда-дефектный хлорит (?). Кварц и
плагиоклаз постоянно присутствуют в обоих типах пород.
В породах ольдонской свиты цемент в грубозернистых разностях нижней части
свиты (район устья р. Вымь) представлен следующей ассоциацией глинистых
минералов – корренситоподобный минерал-гидрослюда, хлорит при возможном
присутствии дефектного хлорита (?). Верхняя часть свиты (район от м. Поворотный
до м. Жуковского) характеризуется ассоциацией глинистых минералов идентичной
верхней части заслоновской свиты (ректоритоподобный минерал-хлорит-гидрослюдадефектный хлорит?). Следует отметить, что корренсит и корренситоподобные
минералы во всех четырех свитах чаще встречаются в грубозернистых разностях
(песчаниках), где присутствует повышенное количество глинистого цемента, а
ректоритоподобные характерны для тонкозернистых пород. Еще одной особенностью
является наличие у корренситоподобных минералов разностей, склонных к
сегрегации
(дефектный
хлорит),
что
свидетельствует
о
возможном
трансформационном переходе от регулярных смешанослойных смектит-хлорит, к
хлориту через промежуточные разности типа дефектного хлорита и хлорита в смеси
со смешанослойными образованиями хлорит-смектит.
Минеральный состав цемента пород котиковской серии показывает резкое
отличие учирской свиты от заслоновской, туровской и ольдонской. Цеолитовый
цемент в отложениях учирской свиты указывает на активную вулканическую
114
деятельность в период осадконакопления. Резкая его смена в тонкозернистых породах
на границе учирской и заслоновской свит (исчезновение цеолита и аутигенного
кварца и появление смешанослойного корренситоподобного минерала, а также
обломочного кварца) указывает на изменение источников сноса, прекращение
вулканической деятельности и кремнистого осадконакопления в тот период времени.
Присутствие обломков цеолитов (характерных для учирской свиты) в породах нижней
части заслоновской толщи, указывает на несогласный, с размывом контакт между
ними.
Степень диагенеза пород заслоновской, туровской и ольдонской свит одинакова,
поскольку состав цемента в них идентичен. Это свидетельствует о том, что в
процессе
осадконакопления
участвовали
одни
и
те
же
источники
сноса.
Предполагается, что глинистые минералы цемента в породах этих свит, могут иметь
как обломочную, так и аутигенную природу. Ассоциация глинистых минералов
нижних частей этих толщ, несколько отличается от таковой верхних частей свит
отсутствием или непостоянным участием смешанослойных ректоритоподобного и
появлением корренситоподобного минералов. Оба эти минерала формируются при
эпигенезе, однако изменение содержания их в цементе исследованных пород должны
контролироваться как вариациями состава источников сноса, так условиями
осадконакопления и трансформации. Преобладание коренситоподобных минералов в
песчаниках, а ректоритоподобных – в алевроаргиллитах свидетельствует о том, что
для корренсита характерны преимущественно мелководные условия седиментации, а
для ректорита более глубоководные. Очевидно, что в зависимости от зернистости,
проницаемости и состава глинистого цемента зависит тип конечного минерала
образовавшегося при эпигенезе. Грубозернистые хорошо проницаемые осадки с
115
большим количеством глинистого цемента, находящиеся в прибрежных теплых
условиях
предпочтительны
для
корренсита,
а
более
глубоководные,
малопроницаемые, и имеющие, вероятно, более низкую температуру тонкозернистые
разности, предпочтительны для ректорита. Можно также предположить, что состав
исходных пород не оказывал существенного влияния на конечные минералы.
Корренсит и ректорит присутствуют в образованиях учирской свиты состоящей из
обломков вулканогенно-осадочных и осадочных пород (при доминировании первых –
агломератовых туфов, туфоалевролитов и туффитов), также как и в заслоновской,
туровской и ольдонской свитах, для которых исходными компонентами служили
породы коры «континентального» типа (гранитоиды, осадочные породы). Судя по
наличию умеренно теплолюбивой растительности (платановые) и морской фауны
(иноцерамы и аммониты) возможны также и условия для интенсивного испарения
морской воды.
Распределение аутигенных минералов в осадках и осадочных породах
Япономорской и Охотоморской котловин, в принципе, похоже, в намеченных
областях сравнения – от палеоценовых, до современных, с небольшим исключением.
В
Японском
море,
в
палеоценовых
породах
мы
наблюдаем
появление
высокоупорядоченных смешанослойных образований типа смектит-хлорит, в то
время как в Охотском море наиболее сильные изменения происходят с аморфным
кремнеземом, т.е. до появления опала-С/Т. В остальном же, закономерности сходны –
в этом временном интервале (от олигоцена, до современности) в обоих осадочных
бассейнах основными аутигенными минералами в осадках и осадочных породах
являются смектит и кремнезем, характеризующие углубление бассейна седиментации
и усиливающийся процесс кремненакопления.
116
ГЛАВА 4 ОСТРОВНОЙ СКЛОН КУРИЛО-КАМЧАТСКОГО ЖЕЛОБА
Курильская островная дуга состоит из двух протяженных хребтов: Большой
Курильской и Малой Курильской гряд (Рисунок 24). Большая Курильская гряда (БКГ)
1 – станции 37-го, 2 – станции 41-го рейсов, 3 – район исследования. Приводится по: (Леликов,
2008).
Рисунок 24 – Местоположение станций драгирования рейсов НИС "Академик
М.А. Лаврентьев"
прослеживается цепочкой островов от п-ова Сиретоко на о. Хоккайдо до южной
оконечности п-ова Камчатка. Малая Курильская гряда (МКГ), начинаясь от п-ова
Немуро (о. Хоккайдо), переходит на северо-востоке в подводный хр. Витязя. Северозападнее Курильских островов расположена Курильская глубоководная котловина,
117
юго-восточнее
–
Курило-Камчатский
глубоководный
желоб
(Геолого-
геофизический.., 1987).
Малая Курильская гряда
МКГ состоит из семи островов, наиболее крупный из которых о. Шикотан
(длина 60 км, ширина 20 км), а другие – Полонского, Зеленый, Юрий, Демина,
Анучина, Танфильева часто объединяются в группу Малых островов. Протяженность
островной части МКГ (от о. Анучина до о. Шикотан) 120 км (Гаврилов, 1973).
Сведения о геологии Курильских островов приведены в XXXI томе «Геологии СССР»
(Геология.., 1964).
На основании имевшихся и вновь полученных данных ГСЗ, МОВЗ, MOB ОГТ,
НСП о глубинном строении литосферы Курильской островной дуги и прилегающей
акватории Охотского моря, а также данных геодинамики и анализа существующих
представлений, предложена модель эволюции Курильской островодужной системы,
при этом выделено четыре этапа эволюции (Злобин, 1991).
Согласно (Гаврилов, 1973) в геологическом строении МКГ принимают участие
мезозойские и кайнозойские образования. Мезозойские отложения датируются
кампанским, маастрихтским и датским (?) ярусами верхнего мела. Кайнозойские
породы имеют, предположительно, неоген-четвертичный возраст и объединяются в
комплекс Ноторо-Томари.
Рыхлые четвертичные образования представлены осадками морских террас,
делювиальными,
отложениями.
аллювиальными
и,
в
незначительной
степени,
озерными
118
Наслоенные морские среднемиоцен-четвертичные отложения подводного склона
островов
МКГ (N12-
Q) не
получили еще
регионально-стратиграфического
расчленения (Сергеев, 1976; Серова, 1984; Фролова, 1985). Общая мощность
отложений, вскрывающихся на Малой гряде, не превышает 2600 м.
4.1 Основные черты геологического строения подводного хребта Витязя
Хребет Витязя сложен кайнозойскими туфогенно-осадочными породами, изпод
которых
в
ряде
предположительно
мест
обнажаются
позднемелового
возраста
вулканогенно-осадочные
и
доверхнемеловые
отложения
образования
(Васильев, 1979 a, б).
В морфоструктурном плане район исследований (Рисунок 24) располагается
между Курильскими островами и Курило-Камчатским глубоководным желобом и
включает в себя приостровной борт желоба, подводный хребет Витязя, который
рассматривается в качестве внешней, невулканической дуги в общей системе дугажелоб, и междуговой прогиб, отделяющий хр. Витязя от Курильских островов.
Морфологически указанный хребет отчетливо фиксируется лишь на юго-западе и
северо-востоке района исследований. В процессе выполнения детальных геологогеофизических исследований на НИС «Академик М.А. Лаврентьев» в 2005, 2006 г. на
подводном хребте Витязя, были подняты разнообразные породы, слагающие
фундамент и осадочный чехол (Кулинич, 2007; Леликов, 2007, 2008). Вулканогенноосадочные породы были подразделены на несколько возрастных комплексов –
позднемеловой-раннепалеоценовый (поздний кампан-дат) комплекс фундамента и
палеогеновый нерасчлененный (палеоцен-эоцен?), олигоцен-раннемиоценовый и
плиоцен-плейстоценовый комплексы осадочного чехла.
119
Вулканогенно-осадочные породы (верхний мел-нижний палеоген)
Вулканогенно-кремнисто-терригенные породы фундамента позднемеловогораннепалеогенового возраста подняты на ряде станций (Палечек, 2003; Цой, 2005б;
Gladenkov, 1999; Hollis, 2001) с западного склона северного плато в интервале глубин
1800-1200 м. Они представлены кремнистыми алевроаргиллитами с прослоями туфов,
алевролитами и мелкозернистыми песчаниками.
Тонкополосчатые кремнистые алевроаргиллиты подняты в виде остроугольных
глыб (30х25х20 см) и более мелких обломков, сложены частым чередованием темных
слоев (0,03 - 0,1 мм) алевроаргиллитов, обогащенных гидроокислами железа, светлых
слоев (0,1 - 2,2 мм) алевроаргиллитов и туфов (до 2,5 мм). Обломочный материал
преимущественно пелитовой (до 0,01 мм) размерности, встречаются прослои
аргиллитов с примесью алевритового (0,01 - 0,05 мм) и единичными обломками
псаммитового (до 0,2 мм) материала. Состав алевро-псаммитовых обломков: полевой
шпат, биотит, мусковит, кварц, единичные сростки биотита и плагиоклаза. Прослои
туфов (до 2,5 мм) сложены осколками (0,02 - 0,5 мм) альбита, эффузивов, биотита,
реже мусковита и пород кварц-полевошпатового состава.
Из кремнистых алевроаргиллитов (глубины 1450 - 1200 м) выделены
немногочисленные остатки радиолярий плохой и, в меньшей степени, средней
сохранности. Рассматриваемая ассоциация радиолярий в целом близка (хотя и
заметно беднее по таксономическому составу) к позднекампанским-маастрихтским
ассоциациям охотоморского обрамления, известным из паланского разреза Западной
Камчатки (Палечек, 2003), синхронных отложений Олюторской зоны Корякии
(Вишневская, 1985; Палечек, 1997; Соловьев, 1998, 2000) и Сахалина (Казинцова,
2000), а также может быть сопоставлена с позднекампанскими-маастрихтскими
120
комплексами радиолярий из отложений малокурильской свиты о. Шикотан. Несмотря
на то, что в составе изученной ассоциации радиолярий присутствуют формы,
характерные для позднего кампана-маастрихта, высока вероятность того, что
вмещающие отложения могли формироваться и в начале палеоцена, а их возраст
может быть ограничен пределами позднего кампана-начала раннего палеоцена
(Палечек, 2007).
Терригенные
породы
комплекса
представлены
алевролитами
и
мелкозернистыми песчаниками, которые подняты, в основном, в виде дресвы, щебня
и плит с угловатыми и угловато-полуокатанными краями.
Алевролиты
и
песчаники
имеют
состав
обломков
близкий
составу
вышеописанных вулканогенно-кремнистых пород. Породообразующие компоненты в
алевролитах представлены кварцем, альбитом, калиевым полевым шпатом, биотитом,
эффузивами (преимущественно витрофировой структуры). Встречаются обломки
пород кварц-полевошпатового состава (гранитоиды и алевролиты), турмалина,
граната, мусковита и рудного минерала. Песчаники имеют аналогичный состав,
отличаясь
присутствием
роговиков,
кварц-мусковитовых
и
кварц-мусковит-
биотитовых сланцев.
Отнесение вулканогенно-кремнистых и терригенных пород к одному комплексу
определялось сходством состава терригенного материала, высокой степенью
литификации пород и их гранулометрическими особенностями, отражающими
относительно спокойные условия седиментации.
4.2 Аутигенные минералы в вулканогенно-осадочных породах хр. Витязя
Ассоциацию аутигенных минералы в породах фундамента (позднемелового-
121
раннепалеогенового
выделяются
возраста)
минеральные
можно
разности,
назвать
эпигенез
хлорит-гидрослюдистой.
Здесь
которых
двум
проходит
по
направлениям:
Корренситовая ассоциация: а – ориентирован; б – насыщен. СМ-ХЛ – смешанослойный минерал
типа смектит-хлорит; ХЛ – хлорит; ГС – гидрослюда; КВ – кварц; ПЛ – плагиоклаз.
Рисунок 25 – Типовые дифрактограммы образцов из вулканогенно-осадочных
пород хр. Витязя
122
Ректоритовая ассоциация. а – ориентирован; б – насыщен. Г-С - смешанослойный минерал типа
гидрослюда-смектит (ректорит); ХЛ – хлорит; ГС – гидрослюда; а - анальцим; КВ – кварц; ПЛ –
плагиоклаз.
Рисунок 26 – Дифрактограммы образцов из вулканогенно-осадочных пород
хр. Витязя
123
а) от корренситоподобных с существенной, а иногда доминирующей долей
хлорита до чистых хлоритов (Рисунок 25; Таблица А.9);
б) от ректоритоподобных с существенной долей гидрослюды, до смеси
гидрослюды, хлорита и ректоритоподобных (Рисунок 26). Во всех пробах
преобладает кварц над плагиоклазом. Выпадает из группы только один образец,
представленный корренситоподобным минералом смектит - хлорит 80:20.
Аутигенные минералы, развитые в палеогеновых отложениях, можно назвать
корренситоподобными. В них выделяется две подгруппы.
Первая – это корренситоподобные минералы с примесью цеолита (типа
шабазита), новообразованной гидрослюды и преобладанием обломочного плагиоклаза
над (аутигенным?) кварцем. В этой подгруппе можно выделить два типа:
а) корренситы, имеющие в составе хлорит, как самостоятельную фазу в
количествах
около
50%.
В
мелкозернистых
песчаниках
корренсит
лучше
окристаллизован, чем в крупнозернистых;
б) корренситоподобные минералы (хуже окристаллизованы) имеют состав с
приблизительным соотношением слоев смектит-хлорит – 60:40, а также присутствует
хлорит как самостоятельная фаза, но в меньших количествах, чем в предыдущем
типе. Встречается также и гидрослюда.
Вторая подгруппа – к ней относятся все остальные образцы коренситоподобных
минералов, не имеющих в смеси шабазита. Она представлена корренситоподобными
минералами широкого спектра (Рисунок 25) от смешанослойных смектит-хлорит
80:20, через корренситы 50:50 (с примесью хлорита как отдельной фазы, а может
быть и входящей в состав смешанослойных минералов) до почти чистых хлоритов с
124
примесью корренситоподобных разностей. Для этой подгруппы также характерно
присутствие в следовых количествах гидрослюды. Как правило, в грубозернистых
разностях отмечается преобладание кварца над плагиоклазом, а в туфопесчаниках и
а – ориентирован; б – насыщен. СМ – смектит; Х– хлорит; ГС – гидрослюда; КВ – кварц; ПЛ –
плагиоклаз.
Рисунок 27 – Дифрактограммы образцов из олигоценовых пород хр. Витязя
125
а – ориентирован; б – насыщен. СМ – смектит; С-Х - смешанослойный минерал типа смектит-хлорит;
Х – хлорит; ГС – гидрослюда; Ц- цеолит; КВ – кварц; ПЛ – плагиоклаз.
Рисунок 28 – Дифрактограммы образцов из олигоценовых пород хр. Витязя.
126
мелкозернистых песчаниках – доминирует плагиоклаз. К ней же был отнесен
единственный образец, содержащий опал-С/Т. В целом, эту группу минералов можно
назвать корренситовой, т.к. он преобладает в породах этого возраста. Причем
корренситоподобные разности изменяются от преимущественно смектит-хлоритов до
хлорит-смектитов.
Минералы в породах нижнего олигоцена, в основном, представлены смектитом
(Рисунок 27). В них развит плохо окристаллизованный смектит, небольшое
количество (до 20 %) смешанослойных образований типа смектит-гидрослюда,
следовые количества обломочной гидрослюды, а так же присутствует кварц и
плагиоклаз. Хлорит не отмечается. В некоторых образцах туфодиатомитов можно
предположить начало образования опала-С/Т (гало в области 0,4 nm). Аутигенные
минералы, развитые в верхнеолигоценовых породах, аналогичны вышеописанным
для раннего и позднего олигоцена. Эту группу можно разбить на две подгруппы.
Первая
–
в
ней
преобладает
аморфная
фаза,
и
второе
место
занимает
плохоокристаллизованный, неупорядоченный смектит (Рисунок 27.II). Практически
отсутствуют обломочные гидрослюда и хлорит (даже в следовых количествах). В
малых количествах присутствуют кварц и плагиоклаз. Это образцы, которые, в
основном, представлены туфами и туфодиатомитами. У образца витрокластического
туфа появляется отражение в области 22º по 2Θ (0,4 nm), которое можно принять за
появление опала-С/Т. Во вторую подгруппы отнесены породы, в которых смектит
преобладает над аморфной фазой (Рисунок 28). Он лучше окристаллизован и
структурно упорядочен. Возможно, также небольшое присутствие смешанослойных
образований смектит-гидрослюда (до 20-30%, отражение 0,98 nm). Иногда в следовых
количествах появляются обломочные хлорит и гидрослюда. Такой состав, очевидно,
127
объясняется большим количеством пирокластического рентгеноаморфного материала
и отсутствием в источниках сноса кислых интрузивных пород. Это туфы.
Единственное отличие в повышенном содержании обломочных – гидрослюды,
хлорита, кварца и плагиоклаза.
Преобладающим минералом цемента пород плиоцен-плейстоценового возраста
является смектит. Он плохо окристаллизован. Для него характерно наличие 1,35 nm
рефлекса в воздушно-сухом и 1,77 nm в насыщенном состоянии. Среди образцов
можно выделить три подгруппы.
Первая – представлена смектитом, аморфной фазой (гало в области 20-25º по
2Θ) и наличием слабых рефлексов в 0,72, 0,334 и 0,32 nm присущих обломочному
хлориту, кварцу и плагиоклазу, которые присутствуют в следовых количествах
(Рисунок 28). Почти не встречается обломочная гидрослюда (рефлекс 1,0 nm).
Плагиоклаза
несколько
больше,
чем
кварца.
Смектит
содержащие
породы
представлены эффузивами и изверженной пирокластикой среднего состава. Сюда же
можно образцы, для которых характерно повышенное содержание плагиоклаза и
присутствие цеолита типа стильбита. Это туфоалевролит и туфопесчаник, также
эффузивно-осадочные породы.
Следующая подгруппа (Рисунок 27. I) выделяется по значительному количеству
обломочных кварца и плагиоклаза (рефлексы 0,426 и 0,334, 0,404 и 0,320 nm)
присутствующих в пробах, при сохранении в предыдущих пропорциях в глинистой
составляющей (смектит доминирует, обломочные хлорит и гидрослюда в следовых
количествах). Это образцы туфопесчаников, алевролитов и диатомитов. Подобный
состав, возможно, обуславливается изменением источников сноса (кварц и
плагиоклаз поставляется из кислых интрузивных пород? при их разрушении), но они,
128
очевидно, находятся довольно далеко. Возможно, также это может объясняться
глубиной бассейна (осадок отлагался в центральной его части), поскольку хлорит и
гидрослюда почти отсутствует, вероятно, они успевают разрушаться на путях
транспортировки.
Третья подгруппа отличается повышенным содержанием (по сравнению с
предыдущими) обломочных гидрослюды и хлорита, при том же составе (смектит,
аморфная фаза и обломочные кварц, плагиоклаз, с небольшим преобладанием кварца
над плагиоклазом). Это может быть обусловлено приближением источников сноса
или их сменой, поскольку гидрослюда и хлорит, вероятно, не успевали разрушаться в
водных потоках, а возможно начали разрушаться эффузивные и интрузивные
(кислые) породы.
4.3 Особенности формирования вулканогенно-осадочных комплексов
хребта Витязя
Для пород литифицированного фундамента (верхний мел-нижний палеоцен) и
нерасчлененных (палеоцен-эоцен) отложений кайнозойского возраста типична
хлорит-гидрослюда-корренсит-ректорит-цеолитовая
ассоциация
(Рисунок
29).
Корренсит распространен несколько в большей степени, чем ректорит. Причем он
наиболее часто встречается в песчаниках и туфопесчаниках (где он лучше
окристаллизован). В аргиллитах и алевроаргиллитах чаще отмечается ректорит, а
корренсит присутствует в значительно меньших количествах. Для пород олигоценраннемиоценового возраста характерно повышенное содержание аморфной фазы
(вероятно, опала) и уменьшением количества обломочных компонентов (гидрослюды
и хлорита). Можно предположить переход опала от олигоцен-раннемиоценового
комплекса к аутигенному? кварцу литифицированного кайнозойского фундамента
129
через опал-C/T (палеоцен-эоцен). Для плиоцен-плестоценового комплекса характерен
следующий набор минералов. Это аутигенный смектит и цеолиты, образованные по
вулканогенному материалу и смешаннослойные образования смектит-гидрослюда. К
обломочным компонентам относятся гидрослюда, хлорит, кварц и плагиоклаз.
Рисунок 29 – Минеральные ассоциации в вулканогенно-осадочных комплексах
подводного хребта Витязя
130
На хр. Витязя мы имеем наиболее полный сводный разрез по аутигенным
минералам. От хлорита и гидрослюды в маастрихтском фундаменте, до смектита в
плиоцен-плейстоцене, т.е., он охватывает все зоны от диагенеза до начального
метаморфизма. Выделяется как бы три минеральных «этажа».
Первый этаж отмечается в породах маастрихт-датского литфицированного
фундамента ассоциацией хлорит-гидрослюда-корренсит-ректорит-цеолит. Здесь мы
можем наблюдать окончание процесса эпигенеза (хлоритизация, корренситизация начиная от смешанннослойных смектит-хлорит, через корренсит, а затем и хлоритсмектит, до собственно хлорита), за которым, может следовать фаза начального
метаморфизма (Коссовская, 1961, 1971 б; Шутов, 1967, 1971). Вероятно, сначала идет
хлоритизация
(корренсит),
а
потом
гидрослюдизация
(ректорит),
либо
это
параллельный процесс, в зависимости от условий седиментации, появляющихся в
ходе эпигенеза.
Для
второго
«этажа»
характерен
интервал
нерасчлененного
палеогена
(палеоцен-эоцена), в породах которого наибольшее развитие получил корренсит и
корренситоподобные минералы.
Третий «этаж» распространяется от нижнего олигоцена, до плейстоценплиоцена и условно можно назвать смектитовой фацией (Курносов, 1975, 1982),
поскольку наиболее широко развитым минералом является смектит.
Следует
отметить
еще
несколько особенностей
– по
тонкозернистым
вулканогенно-осадочным породам (аргиллитам и алевроаргиллитам), эффузивам и
вулканогенно-осадочным (много вулканогенного материала) эпигенез: а) отстает от
аналогично процесса в одновозрастных осадочных грубозернистых породах; б) слабо
131
выражен в тонкозернистых разностях и имеет преимущественно смектит-хлоритовый
характер; в) по эффузивам чаще образуются ректоритоподобные минералы, а,
следовательно, процесс трансформации ответвляется в сторону гидрослюдизации; г)
в крупнозернистых породах (туфопесчаниках, туфоалевролитах) палеоцен-эоценового
возраста развиваются более кристаллически-совершенные минеральные образования
типа корренсита и близкие к корренситу (корренситоподобные смешаннослойные
минералы) разности. Вероятно, это связано с лучшей циркуляцией разбавленных
поровых растворов. Возможно также их связать с обстановкой осадконакопления – в
прибрежных, более тепловодных условиях, вероятно, формировались осадки с
повышенными концентрациями растворенных солей (отшнурованные водоемы,
лагуны), минералы которых в последствии, в процессе эпигенеза (превращения в
породу) трансформировались
в корренситы, а затем в хлориты. В более
глубоководных частях бассейна с пониженной соленостью и меньшей температурой
формировались более тонкозернистые осадки, которые не были столь проницаемы и в
них образовывались не столь кристаллически совершенные смешаннослойные
минералы – дефектные хлориты, смектит-хлориты и хлорит-смектиты.
При отборе фракции и съемках было замечено, что цвет проб и их минеральный
состав закономерно связаны. Серые цвета и обилие цемента характерны для
корренситов, а коричневые и зеленые для смектит-хлоритов и ректоритов, т.е.
корренситы характерны для «закисных» (затрудненного водообмена) обстановок
осадконакопления, а для «окисных» (избыток кислорода) – смектит-хлориты и
ректориты. Для туфодиатомитов и диатомитов характерно повышенное содержание
аморфной фазы (опал?).
В результате геологических исследований выполненных в пределах хребта
132
Витязя
установлено
несколько разновозрастных комплексов пород, которые
отражают этапы развития этой структуры.
Вулканогенно-терригенные
образования
позднемелового-раннепалеогенового
разреза
являются,
фундамента
основной
хребта.
Их
частью
возраст,
установленный на основе ассоциации радиолярий и вмещающих вулканогеннокремнистых пород, находится в пределах позднего кампана-начала раннего
палеоцена.
Ранее на траверзе южной оконечности о. Симушир, из приосевой части КурилоКамчатского желоба с глубины 9400 м были подняты тонкослоистые кремнистые
породы,
содержащие
немногочисленные
радиолярии.
По
заключению
Л.Б.
Тихомировой, комплекс радиолярий позволяет предполагать позднемезозойский
(скорее всего меловой) возраст вмещающих пород, которые, вероятно, слагают
нижнюю часть разреза литифицированной осадочной толщи (Васильев, 1979а,б).
Более поздние исследования (Леликов, 2007, 2008) подтвердили предполагаемое
присутствие меловых кремнистых пород в фундаменте хребта Витязя.
Аналогом вулканогенно-кремнистых пород хребта Витязя являются породы
малокурильской свиты о. Шикотан (Сергеев, 1976), представленные переслаиванием
кремнистых алевроаргиллитов и туфов. Сходство наблюдается в типах и мощности
слоев переслаивающихся пород, соотношении их объемов (алевроаргиллиты
значительно преобладают над туфами) и их позднемеловом возрасте. Преобладающий
пелитовый размер обломков, ритмичный характер переслаивания отложений
вулканогенно-кремнисто-терригенного
комплекса
может
свидетельствовать
о
формировании осадков в относительно спокойной тектонической обстановке в
условиях регулярного проявления эксплозивной вулканической деятельности. Судя
133
по набору аутигенных минералов, предполагаемая мощность осадочных пород
составляла около 2-3 километров. Поскольку на них с размывом залегают
нерасчлененные палеогеновые отложения, очевидно, они были выведены на дневную
поверхность и разрушены в позднемеловое время (следы аналогичного цикла
устанавливаются и на хребте Северное Ямато в Японском море).
Нерасчлененные палеогеновые (палеоцен-эоцен?) отложения представлены
вулканотерригенными
литифицированными
породами.
Для
них
характерно
отсутствие слоистости, грубообломочный состав, слабая степень дезинтеграции,
плохая сортировка, наличие детрита растений, красноцветный облик конгломератов.
Все это может говорить о мелководных, прибрежных условиях их образования и
незначительной транспортировке обломочного материала от источников сноса.
Наличие
игнимбритов
и
спекшихся
туфов
в
составе
эоценового
и
позднеолигоценового вулканических комплексов также свидетельствует об их
формировании
в
субаэральных
условиях.
Породы
грубообломочного
вулканотерригенного комплекса, вместе с этими вулканитами могут рассматриваться
как единый палеогеновый пирокластически-осадочный субаэрально-мелководный
комплекс. Состав аутигенных минералов этого комплекса также свидетельствует о
том, что мощность этих отложений составляла также не менее 2-3 км и они
трансгрессивно накапливались в режиме интенсивного прогибания бассейна.
Слаболитифицированные породы кайнозойского чехла являются смешанными
вулканогенно-осадочными. Осадочный материал представлен панцирями диатомей и
небольшим
количеством
глинистого
вещества.
Присутствие
вулканогенного
материала в виде не обработанных пирокластических тонкозернистых обломков,
может
говорить
о
синхронности
вулканических
извержений.
Отсутствие
134
терригенного
обломочного
материала
свидетельствует
об
удаленности
от
материковой суши. Доминирование в нижнеолигоценовых осадках комплексов
диатомей неритических видов свидетельствуют о накоплении их в шельфовых
условиях, а нахождение этих осадков в настоящее время в интервале глубин 19002200 м указывает на значительное погружение подводного хребта Витязя с олигоцена
(Терехов, 2009, 2011 а, б, г, 2012). В позднеолигоцен-раннемиоценовое время в
изученном районе южного плато осадконакопление происходило, вероятно, в более
мористых, преимущественно, батиальных условиях. На северном плато хребта, в
осадках которого установлен спорово-пыльцевой комплекс умеренно-теплолюбивой
растительности, осадконакопление происходило, вероятно, в мелководных морских
условиях вблизи побережий.
В
верхнеплиоцен-нижнеплейстоценовых
отложениях
наблюдается
резкое
преобладание океанических видов диатомей, что может указывать на глубоководные
(сходные с современными) условия формирования вмещающих их осадков.
Ранее в кайнозойских отложениях подводной долины (грабен) Буссоль выделено
три
толщи:
олигоцен-нижнемиоценовая,
среднемиоценовая
и
верхнемиоцен-
нижнеплиоценовая (Васильев, 1979 а, б). Здесь же обнаружены отложения позднего
плиоцена-раннего плейстоцена. Возраст толщ установлен на основе диатомового и
спорово-пыльцевого анализов. Рядом исследователей
установлено только два
комплекса пород – олигоцен-раннемиоценовый и плиоцен-плейстоценовый, возраст
которых доказан микропалеонтологически (Леликов, 2007, 2008; Цой, 1999).
Породы
грубообломочного
вулканотерригенного
палеогенового
нерасчлененного комплекса хр. Витязя вместе с вулканитами эоценового и
верхнеолигоценового вулканических комплексов могут рассматриваться как единый
135
палеогеновый пирокластически-осадочный субаэрально-мелководный комплекс.
Слаболитифицированные породы кайнозойского чехла представляют собой
смешанные вулканогенно-осадочные образования, которые в олигоцене-раннем
миоцене формировались преимущественно в шельфовых условиях, а в плиоценплейстоценовое время – в батиальных (Терехов, 2012).
Минералообразование в осадочном бассейне имело следующую закономерность.
Общая мощность осадков была не менее 1,5-2 км. В самых нижних и древних по
возрасту осадочных толщах из новообразованных минералов отмечаются хлорит,
гидрослюда, корренситоподобные и ректоритоподобные, причем корренситы и
корренситоподобные
чаще
встречаются
в
грубообломочных
толщах,
а
ректоритоподобные в эффузивных и более тонких осадочных породах. Материалом
для осадков служили породы характерные для коры «континентального» или
«эпиконтинентального» типа с постоянным участием продуктов эпизодической
вулканической деятельности.
Результаты изучения описанных выше комплексов пород и геофизические
данные позволяют схематично представить историю развития района хр. Витязя в
период поздний мел-плейстоцен. В позднем мелу (кампан)-раннем палеоцене этот
район представлял собой морской бассейн седиментации на активной окраине
Азиатского
материка.
Осадконакопление
сопровождалось
спорадическими
вулканическими эксплозиями.
В кайнозойской истории развития хр. Витязя выделяется два этапа морской
седиментации
–
палеоцен-раннемиоценовый
и
плиоцен-плейстоценовый.
В
позднем(?) палеоцене произошли следующие события: подъем территории, размыв
части верхнемеловых и нижнепалеоценовых толщ и образование мелководного
136
морского бассейна, который отделялся от Тихого океана цепью вулканических
островов. В позднем олигоцене в районе северного плато, вероятно, происходил
размыв кайнозойских отложений и фундамента. Мелководные условия седиментации
в районе хр. Витязя существовали до раннего миоцена. Процесс седиментации в
районе хр. Витязя прерывался в среднем миоцене самым мощным для всей КОС
размывом. К плиоцену, по-видимому, произошло опускание всего исследуемого
района. В районе БКГ с конца палеогенового-начала неогенового и до середины
среднемиоценового времени превалировали нисходящие перемещения земной
поверхности.
обусловившие,
Позднее
вместе
значительную роль играли и восходящие движения,
с
вулканическими
процессами,
возникновение
Большекурильского поднятия. Таким образом, в кайнозое внешняя и внутренняя дуги
характеризовались разнонаправленным тектоническим развитием.
4.4 Основные черты геологического строения о. Шикотан
О. Шикотан является наиболее крупным (27х10 км) островом Малой
Курильской гряды, которая образует внешнюю антиклинальную структуру в системе
(Большая и Малая гряды) Курильской островной дуги (Рисунки 30, 31). Отложения
этого района большинство исследователей подразделяют на три, сменяющих друг
друга в разрезе, свиты – матакотанскую, малокурильскую и зеленовскую (Васильев,
1979; Гаврилов, 1973; Говоров, 1982, 1983, 2000, 2002; Красилов, 1988; Парфенов,
1983; Cергеев, 1976; Серова, 1984). Породы матакотанской свиты обнажаются вдоль
северо-западного побережья о. Шикотан. Они представлены базальтовыми, андезитобазальтовыми лавами и лавобрекчиями. К верхней части свиты приурочены пачки
грубо и мелкообломочных вулканогенно-осадочных пород, содержащих единичные
137
иноцерамы кампанского возраста. Мощность свиты около 700-800 м (Рисунок 31).
Отложения малокурильской свиты слагают центральную часть о. Шикотан. Они
представлены вулканогенно-осадочными породами, мощность которых колеблется от
300 м на о. Шикотан до 1000 м на Малых островах. Образования малокурильской
Рисунок 30 – Схема местоположения о. Шикотан и мел-палеогеновых
разрезов Западной Камчатки, о. Сахалин, подводного хр. Витязя
свиты, по мнению большинства исследователей, залегают согласно на породах
матакотанской свиты. В алевролитах малокурильской свиты найдены единичные
остатки иноцерамов кампана-маастрихта (Красилов, 1988).
Породы зеленовской свиты обнажаются по юго-восточному побережью острова.
138
Свита сложена алевролитами, песчаниками, базальтовыми, андезито-базальтовыми
лавами и лавобрекчиями мощностью около 800 м. Ее взаимоотношения с
матакотанской и малокурильской свитами не установлены. Возраст зеленовской
свиты до настоящего времени дискуссионен: от кампана (Красилов, 1983; Сергеев,
1976), до маастрихта-раннего палеогена (Серова, 1984; Терехов, 2011 а, в), палеогена
(Васильев, 1979) и миоцена (Корнилова, 1979; Фролова, 1985). Большинство
исследователей склоняется к палеогеновому возрасту этих отложений.
1-3 позднешикотанский геолого-петрографический комплекс (ГПК) (маастрихт-эоцен): 1 –
зеленовская свита, 2 – интрузивный комплекс шикотанских габброидов, 3 – димитриевский
комплекс (базальты, андезито-базальты, диабазы, долериты) параллельных даек; 4–5
малокурильский ГПК (маастрихт-дат): 4 – малокурильская свита, 5 – малокурильский
магматический комплекс (базальты, шошониты); 6-9 матакотанский ГПК (кампан-маастрихт): 6 –
матакотанская свита, 7 – ноторо-томаринский магматический комплекс (базальты, андезитобазальты), 8 – отрадненский субвулканический комплекс (базальты, андезито-базальты), 9 –
базальты, развитые на ю/з борту б. Хромова и северо-восточнее б. Малокурильской; 10-11
раннешикотанский ГПК (альб-кампан): 10 – раннешикотанская слоистая эффузивная толща
(базальты), 11 – крабозаводская свита пиллоу-базальтов; 12 – разломы; 13 – геологические
границы. Приводится по: ( Говоров, 2000, 2002; Палечек, 2008 с изменениями).
Рисунок 31 – Cхема геологического строения о. Шикотан
139
В процессе изучения геологического строения о. Шикотан часть вулканических
пород, входящих в состав свит, некоторыми исследователями была выделена в
самостоятельный комплекс. Так, Т. И. Фролова с соавторами (Фролова, 1985), в
матакотанской
свите
выделила
субвулканический
комплекс и
отрадненский
андезито-базальтовый
крабозаводской комплекс шаровых базальтов
(крабозаводская свита). В центральной части о. Шикотан, в области развития
малокурильской свиты, многими исследователями выделяется Ноторо-Томаринский
эффузивный комплекс. На границе с зеленовской свитой, на побережье бухты
Димитрова, выделен димитровский комплекс параллельных даек (Меланхолина,
1978). К. Ф. Сергеевым (Сергеев, 1976) установлен интрузивный комплекс
шикотанских габброидов, основные плутоны которых, расположены на юго-западе и
северо-востоке острова. Среди стратифицированных отложений Л. М. Красилов с
соавторами (Красилов, 1983) выделил кремнисто-вулканогенный комплекс Цунами,
наиболее полно представленный в одноименной бухте.
Дальнейшие исследования магматических пород, с накоплением данных по
абсолютным возрастам (K-Ar метод), привело к выделению возрастных (сменяющих
друг друга в геологическом разрезе) формаций (Цветков, 1985) или геологопетрографических комплексов (ГПК) (Говоров, 2000).
Согласно последним публикациям, в которых использован наибольший объем
абсолютных датировок (Говоров, 2000, 2002), крабозаводская свита входит в состав
раннешикотанского ГПК, радиологический возраст которого соответствует позднему
альбу-раннему сенону. Матакотанская – входит в состав матакотанского ГПК,
имеющего возраст поздний сенон (кампан-маастрихт), а малокурильская – входит в
состав малокурильского ГПК с возрастом маастрихт-дат. Зеленовская свита (вместе с
140
димитровским
комплексом
шикотанских
габброидов),
параллельных
даек
по-видимому,
и
интрузивным
рассматривается
комплексом
в
составе
позднешикотанского ГПК. Радиологический возраст всего комплекса соответствует
маастрихту-эоцену.
Таким образом, оценка возраста свит развитых на о. Шикотан, с учетом данных
по фауне и магматическим породам, входящим в их состав, имеет следующие
временные интервалы: крабозаводская – коньяк, матакотанская – кампан-маастрихт,
малокурильская – кампан-дат, зеленовская – маастрихт-миоцен. Кроме того, на
островах
Малой
Курильской
гряды
распространены
плейстоцен-голоценовые
отложения, а на самом острове – плейстоценовые.
Характеристика свит
Малокурильская свита представлена терригенным вулканомиктовым флишем и
выполняет осевую зону острова (Рисунок 31; Говоров, 2000). Предполагаемая
мощность составляет около 300 м (Красилов, 1983, 1988). Она подстилается
вулканогенной
матакотанской
свитой.
Взаимоотношения
между
ними
рассматриваются как согласные (Hollis, 2001) или тектонические (малокурильская
надвинута
на
малокурильской
матакотанскую)
расположена
(Красилов,
1988).
Стратиграфически
зеленовская
свита
кайнозойского
выше
возраста,
взаимоотношение между ними не установлено. Возраст малокурильской свиты
принят как кампан-маастрихт, на основании находок единичных остатков иноцерамов
(Красилов, 1988). Низкая минералогическая и палеонтологическая изученность свиты
явилась основанием для ее детального опробования. Впервые на этом острове
установлены морские плиоценовые отложения, возраст которых определен на основе
диатомей и палинофлоры. Это слаболитифицированные отложения незначительной
141
мощности, слагающие верхнюю часть береговых разрезов и разрезов центрального
района о. Шикотан. Они залегают на породах малокурильской свиты позднего мелараннего палеоцена (кампан-даний) с размывом и стратиграфическим несогласием
(Терехов, 2009 , 2012, 2011a, в).
Породы малокурильской свиты, слагающие обрывистые борта бухты Хромова,
исследовались на восточном борту бухты (Маркевич, 2012; Палечек, 2007, 2008;
Терехов, 2011 а). Опробованы верхняя и средняя части свиты (Рисунок 31а, разрез 1),
на западном (Рисунок 31а, разрез 2) – нижняя. Отложения здесь представлены
флишоидным
переслаиванием
песчаников,
алевролитов,
алевроаргиллитов
с
прослоями туфов, карбонатизированных пород и карбонатными конкрециями. Их
видимая мощность около 60 м. Они залегают на агломератовых туфах матакотанской
свиты. В районе западного борта бухты контакт между ними тектонический. Кровля
свиты перекрывается (с угловым несогласием) маломощным чехлом плиоценовых
отложений, слагающих верхнюю часть 60 метровой морской террасы (Терехов, 2011
в).
4.5 Аутигенные минералы в вулканогенно-осадочных породах о. Шикотан
По данным рентгеноструктурного анализа для крабозаводской, малокурильской
и зеленовской свит были выделены две преобладающие минеральные ассоциации:
I. Гидрослюдистая (Рисунки 32, 33; Таблица А.10). В ней выделяются три
группы:
1. Особенностью этой группы является наличие (преобладание) смешанослойных
образований смектит-гидрослюда и новообразованной гидрослюды (рефлексы 10.0 Ǻ
и 5.0 Ǻ модификации 1М?). Часть смешанослойных образований похожа на
142
высокоупорядоченные разности (ректоритоподобные образования), где Wм:Wии =
30:70 при S = 1 и Рмм = 0.4. У них намечается рефлекс в 22.0 Ǻ, который при
насыщении увеличивается до 35.0 Ǻ. Другая часть похожа на низкоупорядоченные
разности (слабо упорядоченные) Wм:Wии = 60:40 при S = 0 и Рии = 0.5. Отмечается
Гидрослюдистая ассоциация. а – ориентирован; b – насыщен; с – прокален при 550º С. СМ – смектит;
СМ-ГС – смешанослойный минерал типа смектит-гидрослюда; ГС – гидрослюда; Ц – цеолит; КВ –
кварц; ПЛ – плагиоклаз; ХЛ – хлорит.
Рисунок 32 – Дифрактограммы образцов из вулканогенно-осадочных пород о.
Шикотан
143
также постоянное присутствие стильбита и почти полное отсутствие хлорита (нет
14.0 Ǻ после прокаливания, только 10.0 Ǻ рефлекс).
Гидрослюдистая ассоциация. Обр. 47 ш. а – ориентирован; b – насыщен; с – прокален при 550ºС.
СМ-ГС – смешанослойный минерал типа смектит-гидрослюда; КВ – кварц; ПЛ – плагиоклаз.
Рисунок 33 – Дифрактограммы образцов из вулканогенно-осадочных пород о.
Шикотан
2. В этой группе доминирует новообразованная гидрослюда политипной
модификации 1Мd и присутствуют смешанослойные образования иллит-смектит
144
Wм:Wии = 30:70 при S = 1 и Рмм = 0.4. Очень редко встречается стильбит и
практически также отсутствует хлорит. Эта ассоциация, в основном, характерна для
цемента пород крабозаводской свиты и зеленых кремней (Рисунок 34).II.
II. Корренситовая ассоциация. В ней выделяются две группы минералов:
Гидрослюдистая ассоциация. а – ориентирован; b – насыщен; с – прокален при 550ºС. СМ-ГС –
смешанослойный минерал типа смектит-гидрослюда; ГС – гидрослюда; Ц – цеолит; КВ – кварц; ПЛ
– плагиоклаз.
Рисунок 34 – Дифрактограммы образцов из вулканогенно-осадочных пород
о. Шикотан
1. Чистые корренситы. Они встречены только в зеленовской свите и в основном в
145
песчаниках. Стильбит в них отсутствует (Рисунок 35).
2. Вторая группа. Она представлена корренситоподобными минералами с
различной степенью переслаивания и различным количеством переслаивающихся
слоев, а также разностей склонных к сегрегации как со стороны смектита, так и
хлорита (Рисунок 36).
Корренситовая ассоциация. а – ориентирован; b– насыщен; с –прокален при 550ºС. К – корренсит;
СМ-ХЛ – смешанослойный минерал типа смектит-хлорит; ГС – гидрослюда; ХЛ – хлорит; Ц –
цеолит; КВ – кварц; ПЛ – плагиоклаз.
Рисунок 35 – Дифрактограммы образцов из вулканогенно-осадочных пород о.
Шикотан
В ней выделяются:
а) разности довольно близкие к корренситу, обнаруживающие субпериод и
146
близкую к целочисленной серию отражений. Wх:Wм = 40:60 при S = 1 и Рмм = 0. Это
образцы
из пород малокурильской свиты.
Представлены они
в
основном
туфопесчаниками. Для этой подгруппы, как правило, характерно присутствие
Корренситовая ассоциация: а – ориентирован; b – насыщен; с – прокален при 550ºС. СМ-ХЛ –
смешанослойный минерал типа смектит-хлорит; Д-ХЛ – дефектный хлорит; ХЛ – хлорит; ГС –
гидрослюда; КВ – кварц; ПЛ – плагиоклаз.
Рисунок 36 – Дифрактограммы образцов из вулканогенно-осадочных пород
о. Шикотан
стильбита;
б) минералы трудно диагностируемого типа, которые можно отнести как к
корренситоподобным образованиям с преобладанием монтмориллонитовых слоев
147
хлорит-монтмориллонит Wх:Wм = 20:80 при S = 1 и Рхх = 0.2, так и смектит-иллиты
Хлорит-гидрослюдистая ассоциация: а – ориентирован; b – насыщен; с – прокален при 550ºС. СМХЛ – смешанослойный минерал типа смектит-хлорит; ХЛ – хлорит; ГС – гидрослюда; КВ – кварц;
ПЛ – плагиоклаз.
Рисунок 37 – Дифрактограммы образцов из вулканогенно-осадочных пород
о. Шикотан
(ректоритоподобные) или как смектит-хлориты (корренситоподобные) без явного
наличия (с малым количеством) хлоритовых (иллитовых) слоев и постоянным
148
присутствием стильбита. У них отмечается появление пика 8.5 Ǻ при насыщении. Это
образцы из пород зеленовской свиты. Сюда же можно отнести группу образцов,
которые после прокаливания дают 10.0 Ǻ пик и неясную картину в районе 14.0 Ǻ. В
этих образцах присутствует анальцим;
в) корренситоподобные минералы с преобладанием хлоритовых слоев, а
возможно и наличие сегрегированных разностей. У них не отмечается субпериод в
32.0 Ǻ, но имеется уширяющийся рефлекс 7.0Ǻ и при прокаливании присутствует
14.0 Ǻ пик. В части проб присутствует анальцим, а в других - стильбит. Минералы
этой группы развиты в основном в отложениях малокурильской свиты. Исключение
составляют несколько образцов отобранных из зеленовской свиты.
III. Хлорит-гидрослюдистая ассоциация
Она представлена гидрослюдой 1М?, хлоритом и смешанослойными хлорит-смектит
Wх:Wм = 80:20 при S = 1 и Рмм = 0.2. Эта ассоциация характерна для пород
зеленовской свиты и в ней отсутствует стильбит. В этой группе выделяются три
подгруппы:
1) с преобладанием гидрослюды в смеси (Рисунок 32);
2) с преобладанием хлорита в смеси (в этой пробе есть стильбит) (Рисунок 36);
3) смешанная, в которой хлорита и гидрослюды (гидрослюда здесь возможно
1Мd) приблизительно в равных количествах. Эта ассоциация характерна для пород
зеленовской свиты (но гидрослюда возможно 1М?). Стильбит в ней также
отсутствует (Рисунок 37).
Минеральный состав образцов из плиоценовых отложений представлен в
основном
деградированными
высокоупорядоченными
смешанослойными
образованиями типа хлорит-смектит (корренситоподобными, у некоторых отмечается
149
рефлекс
в
области
Ǻ)
32.0
деградированной
гидрослюдой
(10.0
Ǻ)
и
смешанослойными плохоупорядоченными образованиями типа гидрослюда-смектит
(8.4 Ǻ), цеолитом (9.93 Ǻ), аморфной фазой, кварцем и плагиоклазом.
4.6 Особенности формирования вулканогенно-осадочных комплексов о.
Шикотан
Породы малокурильской свиты представлены кремнистыми алевролитами,
алевроаргиллитами и кремнистыми туфами зеленого цвета. Отсутствие хлорита,
вероятно, следует объяснить относительно большой глубиной бассейна и отсутствием
пород (разрушающихся) содержащих хлориты (основных и ультраосновных), а
возможно и степенью эпигенеза. Поскольку были исследованы, в основном,
тонкозернистые
породы,
возможно,
эпигенетические
преобразования
были
затруднены либо по причине малой мощности осадков, либо в зависимости от
размерности пород (чем более тонкозернистые породы, тем менее они проницаемы).
Подобный набор минералов мог зависеть также от степени эпигенетических
преобразований. Возможно, изменения в них являлись переходными между конечной
фазой эпигенеза и начальной ─ метаморфизма. Постоянное присутствие стильбита, а
иногда и анальцима может свидетельствовать о поступление в осадок вулканических
продуктов кислого? и среднего состава.
Аутигенное минералообразование в породах зеленовской свиты проявлено
контрастней, чем в остальных, что, возможно, связано с более сильным
гидротермальным воздействием, поскольку в то время отмечалась повышенная
вулканическая активность.
Минеральный
разрушением
состав
плиоценовых
нижележащих
толщ.
отложений обусловлен размывом и
Поскольку
по
имеющимся
данным
150
корренситоподобные минералы наиболее развиты в отложениях зеленовской свиты, а
в матакотанской, крабозаводской и малокурильской свитах они встречаются реже, то
логично предположить, что кроме матакотанской, крабозаводскойи малокурильской
свит, расположенных в непосредственной близости от изученных разрезов, в
формировании слаболитифицированных отложений могли принимать участие и
разрушающиеся породы зеленовской свиты, которые занимают здесь особое место.
Мел-палеогеновый разрез о-ва Шикотан сложен вулканогенно-кремнистотерригенными породами малокурильской (маастрихт-ранний даний) и собственно
осадочными
отложениями
нижней
части
зеленовской
(палеоцен)
свит.
Взаимоотношение между ними не установлено. Присутствие в песчаниках
зеленовской свиты обломков кремнистых пород, характерных для малокурильской,
позволяет предполагать несогласный контакт между ними.
Следует отметить, что наблюдаемое сходство строения, литологического и
минералогического
состава
мел-палеогеновых
разрезов
о-ва
Шикотан
(малокурильская и зеленовская) с одновозрастными разрезами подводного хр. Витязя,
о-ва Сахалин (учирская и заслоновская) и Западной Камчатки (усть-паланская и
анадыркская свиты). указывает на единую историю развития всей зоны перехода от
окраинного Охотского моря к Тихому океану на границе маастрихтского и датского
веков.
151
ГЛАВА 5 ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ, РЕШАЕМЫЕ НА
ОСНОВЕ ИЗУЧЕНИЯ АУТИГЕННЫХ МИНЕРАЛОВ В ОСАДОЧНЫХ И
ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫХ ПОРОДАХ ДНА
ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫХ ОКРАИННЫХ МОРЕЙ
На основе изложенных выше данных об аутигенных минералах в совокупности
с
имеющимися
формирования,
общегеологическими
характер
сведениями
можно
постседиментационных
уточнить
условия
преобразований
пород,
геодинамическую обстановку осадконакопления, тектономагматический режим и
таким образом дополнить представления об истории геологического развития
исследуемого
региона.
Правда,
необходимо
добавить,
что
применение
минералогического анализа для указанных целей ограничивается особенностями
эпигенечтических процессов, проходящих в осадочных породах. Эти особенности
накладывают
ряд
ограничений.
Процессы
эпигенеза
начинают
проявляться
минералогически в олигоцен-нижнемиоценовых отложениях. Смектит, основной
аутигенный
минерал,
с
удревнением
осадка
структурно
упорядочивается,
отстраивается, что проявляется в усилении и уменьшении ширины рефлекса 001, а
аморфный кремнезем начинает преобразовываться в низкотемпературный опал-С/Т.
Только начиная с эоцена высокоупорядоченные смешанослойные образования
начинают доминировать.
Следовательно,
наиболее
достоверно,
минералогически,
можно
охарактеризовать условия образования пород начиная с эоцена и древнее.
Сходство и различия распределения аутигенных минералов в изученных
осадочных и вулканогенно-осадочных породах, их корелляция по временному
разрезу
При изучении аутигенного минералообразования в мезозойско-кайнозойских
152
породах дальневосточных окраинных морей выделяются следующие закономерности:
1. Смектит распространен, в основном, во всех отложениях, начиная от
олигоценовых и до современных. Причем, с удревнением осадков и осадочных пород,
степень его кристаллического совершенства возрастает. Изредка он встречается и в
более древних отложениях. Скорей всего это связано с их выветриванием
(деградацией).
2.
Смешанослойные
образования
типа
смектит-гидрослюда
(низкоупорядоченные), так же наблюдаются, аналогично смектиту, наиболее часто, от
миоценовых,
досовременных,
а
иногда
и
от
верхнемеловых
отложений,
ректоритоподобные (высокоупорядоченные структуры) появляются на рубеже
палеогена как и корренситоподобные.
3. Кристобалит фиксируется с глубин 300-400 м в отложениях Японского моря
(плиоцен), до 1500 м в Охотском море (палеоцен), но иногда встречается в породах
маастрихт-дата и древнее.
4. Каолинит (охарактеризован рентгеноструктурным анализом) встречен только
в нижнемеловых породах на возвышенности Ямато (Японское море).
5. Сульфатная группа минералов (эпсомит, чермигит, тенардит, барит)
присутствует только в нижнемеловых и палеоценовых породах возвышенности Ямато
(Японское море), а барит встречается и в более молодых отложениях в виде
конкреций (Деркачев, 2000, 2010, 2015).
6. Цеолиты: ломонтит встречен только в нижнемеловых породах возвышенности
Ямато; анальцим, гейландит и стильбит развиты как в осадочных, так и в
вулканогенно-осадочных породах от миоцена до нижнего мела; филлипсит – в
основном в измененных базальтоидах от плейстоцена до олигоцена.
153
7. Карбонаты – кальцит распространен очень широко от плейстоцена до
нижнего мела и встречается в виде прожилков (учирская свита, маастрихт-дат),
конкреций (лиманская свита, миоцен) и хемогенных слоев (заслоновская, туровская и
ольдонская свиты, палеоген, п-ов Терпения).
8.
Во всех
смешанослойных
изученных осадочных бассейнах отмечается преобладание
минералов
типа
хлорит-сапонит
(корренситоподобных)
в
палеогеновых породах. Причем их наличие не может быть связано с типом
вулканогенно-осадочного материала. В большей части отложений источником
осадочного
материала
служили
кислые и
средние породы развитой
коры
континентального типа - хребет Южное Ямато (Японское море), подводный хребет
Витязя (Курило-Камчатский желоб), подводный хребет Терпения (о. Сахалин),
Исключение
составляют
вулканогенно-осадочные
породы
учирской
свиты
(маастрихт-дат) полуострова Терпения (о. Сахалин), частично малокурильской
(маастрихт-дат) и зеленовской (палеоцен-миоцен о. Шикотан) со значительной долей
материала вулканогенных пород.
9.
Отмечается
наличие
двух
параллельных
трендов
минерального
преобразования: а) смешанослойных типа гидрослюда-смектит (ректоритоподобных)
и б) смектит-хлорит (корренситоподобных). Причем, если минералы типа смектитгидрослюда можно наблюдать от меловых пород (высокоупорядоченные) и до
современных
осадков
(низкоупорядоченные),
то
корренситоподобные
(пока?)
существуют только в палеогеновых и частично в переходных (маастрихт-дат)
отложениях. Исключение составляют нижнемеловые породы хребтов Южное и
Северное Ямато (Японское море), где так же обнаружены корренситоподобные
минералы.
154
10. Наиболее раннее появление новообразованных гидрослюд и хлоритов
отмечается в зеленовской свите (миоцен?-палеоцен), что вероятно связано с
повышенным влиянием гидротермальных процессов. Их присутствие наравне с
другими минералами характерно в основном для пограничных пород маастрихтдатского и более позднего времени.
11. В распределении аутигенных минералов наблюдается широтная и глубинновозрастная
зональность.
характеризуется
Выделяется
наличием
южная
каолинита
и
(а)
и
минералов
северная
(б)
сульфатной
зоны:
а)
группы
в
нижнемеловых и палеоценовых породах возвышенности Ямато (Японское море); б)
появлением прослоев хемогенного кальцита в породах в туровской, заслоновской и
ольдонской свит п-ова Терпения.
12. Отмечается сходство минералообразования в нижнемеловых и палеоценовых
породах возвышенности Ямато, что свидетельствует о минералогическом цикле,
который
может
быть
экстраполирован
и
на
другие
осадочные
бассейны
тихоокеанской окраины.
Японское море
Для акватории Японского моря, самыми древними мезозойскими отложениями,
из изученных автором, являются нижнемеловые осадочные породы, относимые к
фундаменту, а кайнозойскими — палеоценовые морские отложения, относимые к
осадочному чехлу. В целом, история развития региона в это время довольно
схематична и поэтому может быть дополнена незначительно.
«Меловой период отличался повышенной тектонической активностью и
неоднородной сменой условий седиментации. Иногда этот процесс прерывался
местными трансгрессиями или ингрессиями. От начала готерива до раннего альба
155
включительно
почти
весь
Япономорский
регион
являлся
сушей.
Миогеосинклинальные морские бассейны зоны Главного синклинория Сихотэ-Алиня
заполнялись
флишевыми
мощностью
до
4-5
км,
и
флишоидными
преимущественно
песчано-алевритовыми
аркозового
состава.
толщами
Аналогом
континентальных нижнемеловых отложений обрамления Японского моря является
одновозрастная толща, распространенная на Северном и Южном Ямато» (Геология
дна.., 1987).
Следуя вышесказанному, можно уточнить, что осадконакопление в раннем мелу
в
районе
подводной возвышенности Ямато началось в условиях морской
трансгрессии в альбе. Это подтверждается наличием каолинита в отложениях хребта
Северное Ямато. Смешанослойные образования гидрослюда-смектитового типа
свидетельствуют, что вначале в морском бассейне формировались в основном
отложения, свойственные зоне неизмененного вулканического стекла и опала.
Позднее в районе хребта Южное Ямато обстановка осадконакопления была иная, в
восстановительных условиях, при жарком аридном климате в осолоненных морских
прибрежных водоемах формировались магнийсодержащие минералы, которые затем
трансформировались в корренситоподобные образования. В некоторых местах и в
определенные периоды времени бассейн осолонялся до такой степени, что могли
формироваться соленосные отложения на сульфатной стадии галогенеза (эпсомит).
Мощность осадочной толщи в нем могла достигать 2-5 км. В позднемеловой период
времени эта область была выведена на поверхность и подвергнута денудации
(Евланов, 1977).
«Тектонические движения, связанные со сжатием коры, начавшиеся в датское
время, продолжались и в палеогене. Время их прекращения на материке точно не
156
установлено, но образование в эоцен-олигоценовое время вблизи побережья
тектонических впадин указывает на незначительное растяжение коры. Наличие
континентальных отложений палеоценового возраста на Ямато подтвердило
предположение о том, что в палеогене подводные возвышенности являлись
полуостровами, в меньшей мере островами» (Геология дна.., 1987). В это время
(палеоцен) на возвышенности Ямато вновь образовался морской бассейн с
аналогичными раннемеловым условиями и режимом осадконакопления. Мощности
осадков были сопоставимы с нижнемеловыми отложениями. Очевидно, что мы
наблюдаем цикличность в осадкообразовании и минералообразовании, характерную
для возвышенности Ямато, которая может быть обнаружена и в других районах
Японского моря.
Олигоценовые отложения, залегающие с резким угловым несогласием и
размывом
на
докайнозойском
алевроглинистыми
породами,
фундаменте,
которые
представлены
накапливались
при
терригенными
спокойном
гидродинамическом режиме, низких скоростях осадконакопления, в условиях
прибрежно-морского мелководья (Точилина, 1985; Цой, 1999). Согласно споровопыльцевым данным (Ващенкова, 1987, 2009, 2011), в позднем олигоцене имело место
похолодание (аргиллитовая толща материкового склона Приморья и северо-западной
части
хребта
Окуси.
Комплекс
соответствующий
нижнемиоценовой
части
аргиллитовой толщи, отражает потепление климата, которое началось в раннем
миоцене и достигло оптимума на рубеже раннего и среднего миоцена (Gladenkov,
1999, 2000, 2006, 2008). Относительное повышение уровня моря, произошедшее в это
время, наряду с тектоническими процессами в регионе, привело к расширению и
углублению морских бассейнов.
157
Наличие в отдельных образцах кристобалита говорит о том, что породы
аргиллитовой толщи (материковый склон Приморья) и хребта Окусири какое-то
время находились на глубине более 400-500 м, а затем были выведены на поверхность
дна (Можеровский, 2001). На материковом склоне Приморья кристобалитсодержащие
породы (предполагаемый возраст – поздний олигоцен-ранний миоцен) расположены в
основании кайнозойского чехла, где они с угловым несогласием и базальными
конгломерато-брекчиями залегают на мезозойских отложениях и позднемеловых
гранитах (Геология дна.., 1987). Граница перехода органогенного опала в кристобалит
в Японском море располагается в осадочной толще в пределах мощности 300-500 м
(Свининников, 1986, 1989). Тектоническая активизация, в частности поднятие
Сихотэ-Алиня, начавшаяся в конце позднего миоцена, привели к вертикальным
перемещениям по разломам и выводу на поверхность дна пород аргиллитовой толщи.
Предположительно раннемиоценовые морские отложения в Японском море
установлены в скважине 799 и представлены кремнистыми аргиллитами и опоками
(Ingle, 1975, 1992; Tamaki, 1990, 1992), континентальном склоне Приморья и на
хребте Оки (Цой, 1999). Начиная со среднего миоцена, наблюдается широкое
развитие морских отложений, установленных повсеместно как на шельфе и
подводных возвышенностях, так и в глубоководных котловинах. По (Ingle, 1975),
япономорский бассейн начал погружаться с позднего олигоцена и испытывал
интенсивное прогибание до средне-позднего миоцена. Затем последовал период
относительно спокойной тектонической обстановки, сменившейся медленным
региональным подъемом территории.
158
Охотское море и его обрамление
п-ов Терпения (о. Сахалин) и подводный хребет Терпения
Учирская
свита
является
реликтом
маастрихт
-
раннепалеоценового
седиментационного бассейна. Осадки формировались в мелководном, морском
бассейне, в котором процветали иноцерамы и радиолярии, карбонатные раковины и
кремнистые скелеты которых сейчас представляют биогенный материал в отложениях
учирской свиты. Терригенный (преимущественно вулканогенный) материал в бассейн
поставляли источники сноса расположенные рядом, на суше. Здесь же располагались
вулканические (не установленные в настоящее время) аппараты, регулярно
поставлявшие эксплозивный (пирокластический) материал.
Имеются
все
основания
рассматривать
конгломераты,
гравийники
и
грубозернистые осадочные породы береговых разрезов севернее пос. Котиково и м.
Попова в качестве базальных слоев заслоновской свиты (Гранник, 1974; Терехов, ,
2002, 2003, 2010; Шуваев, 1968). В северо-западных отрогах Восточно-Сахалинских
гор
(Пограничный
район)
на
верхнемеловых
осадочных
породах
залегает
люкаминская свита эоценового возраста с базальными конгломератами в основании
(Gladenkov, 2000). Аналогичное (несогласное) взаимоотношение верхнемеловых
(учирских) и кайнозойских (заслоновских) отложений имеет место и в их юговосточной части.
Перерыв в осадконакоплении на границе между учирской и заслоновской
свитами отразился в резкой смене видового состава организмов, обитавших в древних
морях. На границе учирской и заслоновской свит исчезли иноцерамы и радиолярии, в
заслоновском бассейне появились карбонатные микрофоссилии – фораминиферы.
Присутствие в раннепалеогеновом бассейне единичных литоральных видов диатомей
159
и отсутствие радиолярий указывает на то, что он существовал сравнительно недолго,
и обычная широко распространенная морская флора и фауна не успела его заселить
Осадочные толщи заслоновской, туровской и ольдонской свит образовались в
процессе непрерывной седиментации, в одном мелководном раннепалеогеновом
(палеоцен-эоценовом) морском бассейне. Кроме того, для туровского времени были
характерны угленакопление и синхронный эксплозивный вулканизм. В настоящее
время блоки пород заслоновской, туровской и ольдонской свит представляют собой
реликты палеоцен-эоценового бассейна седиментации.
Лиманская свита, представленная в районе м. Пята пирокластическими и
вулканогенно-осадочными породами, является реликтом верхнемиоцен-плиоценового
бассейна седиментации. Осадки этого бассейна формировались в мелководных
морских условиях, терригенными источниками сноса для них являлась близко
расположенная суша. Кроме того, расположенные на суше вулканические аппараты
(т.ч. и в районе г. Лиман) регулярно поставляли в бассейн материал вулканических
эксплозий. Отложения лиманской свиты, по-видимому, ранее залегали с размывом (в
районе м. Пята в основании лиманской свиты установлены базальные конгломераты)
на отложениях палеоцен-эоценового бассейна седиментации, что указывает на
подъем и размыв территории в олигоцен-средне миоценовое время. В настоящее
время лиманские отложения имеют тектонический контакт (установленный южнее г.
Лиман) с породами ольдонской свиты.
Исследование вещественного состава пород котиковской серии п-ва Терпения (о.
Сахалин) позволило установить раннепалеогеновый (палеоцен-эоценовый) возраст
свит (заслоновская, туровская, ольдонская), ранее считавшихся верхнемеловыми и
выделить породы фундамента (маастрихт-дат – учирская свита) и кайнозойского
160
чехла (палеоцен-эоцен – заслоновская, туровская и ольдонская свиты). Эти данные
заставляют изменить существующие до сих пор представления (Гранник, 1991;
Казинцова, 2000; Меланхолина, 1988; Рождественский, 1987, 1997) о геологическом
развитии южной части Восточно-Сахалинского антиклинория. В соответствии с
уточненными данными, предложена новая стратиграфическая схема кайнозойских
отложений, реконструированы основные этапы развития п-ова Терпения в кайнозое
(Терехов, 2010; Цой, 2005 а). Этот район, входящий в состав южной части ВосточноСахалинского антиклинория, в раннем палеогене представлял собой морской
мелководный
бассейн седиментации.
Современная
антиклинальная структура
Восточно-Сахалинские горы-п-ов Терпения сформировалась в позднем кайнозое с
наиболее
активным
подъемом
территории
в
плиоцен-четвертичное
время.
Предполагается, что контакт кайнозойских отложений с породами фундамента
несогласный, а конгломераты, развитые в основании заслоновской свиты являются
базальными. Изучение состава пород фундамента и чехла дало возможность выявить
два основных этапа геологического развития п-ова Терпения в период поздний мелпалеоген и подтвердить более молодой (позднекайнозойский) возраст формирования
центральной части Восточно-Сахалинского антиклинория (Терехов, 2010).
Курильская котловина
В составе кайнозойского чехла выделены три основных возрастных комплекса
пород
–
позднемиоцен-плейстоценовый,
позднеолигоцен-раннемиоценовый
и
позднепалеоцен-раннеолигоценовый (Ващенкова, 2006; Терехов, 2003. 2007, 2008,
2009; Цой, 1999, 2003, 2005 б). Основным источником терригенного материала при
формировании кайнозойских отложений являлись породы, характерные для блоков
коры с уже сформированным гранитно-метаморфическим слоем.
161
Установлено
раннемиоценовый
два
и
основных
этапа
седиментации:
позднемиоцен-плейстоценовый.
Осадки
позднеолигоценпервого
этапа
формировались преимущественно в неритических, а отложения второго – в
батиальных условиях седиментации. Смена условий осадконакопления, вероятно,
произошла в течение среднего-позднего миоцена в процессе формирования ее
склонов. К началу плиоцена уже существовала глубоководная котловина с хорошо
выраженным
континентальным
плейстоценовые
синхронной
отложения
вулканической
и
склонов
(или)
островным
котловины
деятельности.
склоном.
формировались
Пирокластический
Плиоценв
условиях
материал
этих
отложений, по-видимому, является эксплозивной частью извержений плиоценплейстоценового этапа вулканизма, что подтверждает представления ряда ученых об
активизации тектономагматического режима в Охотоморском регионе в это время.
Свидетельством тому является кристобалит, установленный в Охотском море
(подводный хребет Терпения, основание южного склона подводной возвышенности
Академии наук и северный островной склон о-ва Хоккайдо). Граница перехода
органогенного опала в кристобалит в Охотском море располагается на глубине 11001500 м (Деревскова, 1986). Вывод кристобалитсодержащих пород (КСП) из под
осадков указанной мощности на поверхность дна в районах хребта Окусири и
подводного хребта Терпения возможен в результате преимущественно вертикальных
тектонических движений (Можеровский, 2001).
Иначе обстоит дело с реконструкцией причин обнажения КСП в основании
северного и южного бортов Курильской котловины. Выход КСП, располагающихся
сейчас на уровне дна котловины (из под осадков мощностью 1-1,5 км) мог произойти
в результате ее формирования. Механизм вывода кристобалитсодержащих пород на
162
поверхность дна – опускание по разломам блоков осадочных толщ и, следовательно,
развитие земной коры района склонов в режиме растяжения. Этот режим
контролирует проявление рифтогенных процессов (Терехов, 2002, 2003, 2008). В
случае принятия этой тектонической модели, следует согласиться и с относительно
молодым (послераннемиоценовым) возрастом котловины. Предположения о молодом,
т.ч. плиоценовом (Кара, 1980), возрасте котловины не новы, но и не являются
общепризнанными.
Таким образом, мелководный генезис или наличие признаков трансформации
органогенного опала в кристобалит, установленные в отложениях, обнажающихся в
основании склонов глубоководных котловин можно рассматривать в качестве
геологических критериев рифтогенных процессов (Можеровский, 2001, 2000;
Терехов, 2002).
Подводный хребет Витязя и о. Шикотан (Малая Курильская гряда - МКГ)
На хр. Витязя мы имеем наиболее полный сводный набор аутигенных
минералов. От смектита в плиоцен-плейстоцене, до хлорита и гидрослюды в
маастрихтском фундаменте, т.е. он охватывает все зоны от диагенеза, до начального
метаморфизма (Терехов, 2012). Выделяется как бы три минеральных «этажа». Первый
– от плейстоцен-плиоцена, до нижнего олигоцена условно можно назвать
смектитовой фацией (Курносов, 1982), поскольку наиболее широко развитым
минералом является смектит. Второй «этаж» начинается с пород нерасчлененного
палеогена (палеоцен-эоцена), в которых наибольшее развитие получил корренсит и
корренситоподобные минералы. Третий – заканчивается в породах маастрихтдатского литфицированного фундамента ассоциацией хлорит-гидрослюда-корренситректорит-цеолит. Здесь мы можем наблюдать окончание процесса эпигенеза
163
(хлоритизация, корренситизация – начиная от смешанослойных смектит-хлорит,
через корренсит, а затем и хлорит-смектит, до собственно хлорита), за которым,
может следовать фаза начального метаморфизма (Коссовская, 1985).
Состав аутигенных минералов этого комплекса также свидетельствует о том,
что мощность этих отложений составляла не менее 2-3 км и они трансгрессивно
накапливались в режиме интенсивного прогибания бассейна.
Результаты изучения описанных выше комплексов пород позволяют схематично
представить историю развития района хребта Витязя в период поздний мелплейстоцен. В позднем мелу(кампан)-раннем палеоцене этот район представлял собой
морской бассейн седиментации на активной окраине Азиатского материка.
Осадконакопление сопровождалось спорадическими вулканическими эксплозиями. В
позднем(?) палеоцене произошли следующие события: подъем территории, размыв
части верхнемеловых и нижнепалеоценовых толщ и образование мелководного
морского бассейна, который отделялся от Тихого океана цепью вулканических
островов. В позднем олигоцене в районе северного плато, вероятно, происходил
размыв кайнозойских отложений и фундамента. Мелководные условия седиментации
в районе хр. Витязя существовали до среднего миоцена. Процесс седиментации в
районе хр. Витязя прерывался в среднем миоцене самым мощным размывом для всей
Курильской островной системы. К плиоцену, по-видимому, произошло опускание
всего исследуемого района. В районе Большой Курильской гряды, с конца
палеогенового-начала неогенового и до середины среднемиоценового времени,
превалировали
нисходящие
перемещения
земной
поверхности.
Позднее,
значительную роль играли и восходящие движения, обусловившие, вместе с
вулканическими процессами, возникновение Большекурильского поднятия (Сергеев,
164
1976).
О. Шикотан
Для
мел-палеогенового
разреза
о.
Шикотан
характерны
вулканогенно-
кремнисто-терригенный состав пород малокурильской и собственно осадочные
отложения нижней части зеленовской свит. Предполагаются также непрерывный
разрез маастрихта-раннего дания в малокурильской свите и несогласное залегание на
ней палеоценовых отложений зеленовской свиты. Для пород региона характерен
состав аутигенных минералов (за исключением эпсомита) аналогичный для
возвышенности Ямато (Японское море), что подразумевает аналогичное разделение
на обстановки осадконакопления. Отличительной особенностью является «основной»
состав пород, служивших источниками сноса для формирования данного (мелпалеогенового) комплекса.
Впервые на о. Шикотан установлены морские плиоценовые отложения, возраст
которых определен на основе микропалеонтологических данных (диатомеи и
палинофлора) (Терехов, 2011в) на породах малокурильской свиты позднего мелараннего палеоцена (кампан-даний) с размывом и стратиграфическим несогласием. В
отложениях
обнаружены
реликты
высокоупорядоченных
корренситоподобных
минералов, что свидетельствует об участии в осадконапоплении пород мелпалеогенового возраста. Формирование плиоценовых отложений происходило в
относительно мелководных условиях открытого моря недалеко от суши с
преимущественно безлесным ландшафтом и пресными водоемами. Присутствие в
этих осадочных породах переотложенных морских диатомей олигоцена и миоцена
указывает на наличие отложений этого возраста в районе Малой Курильской гряды и
участие продуктов их размыва в формировании плиоценовых отложений. Широкое
165
развитие плиоценовых морских отложений на о. Шикотан свидетельствует о подъеме
территории в постплиоценовое время, что характерно и для островов Большой
Курильской гряды.
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
источники
сланцами,
сноса
которых
аргиллитами,
располагались
альбитофирами
за
пределами
и
кварцитами,
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
166
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
167
(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 вулканогенноосадочной 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).
На о. Сахалин маастрихт-датский разрез представлен учирской и заслоновской
168
свитами (котиковская серия, п-ов Терпения). Нижняя часть учирской свиты сложена
вулканомиктовыми
осадочными
породами
(песчаниками,
алевролитами,
кремнистыми алевроаргиллитами) и туфами, верхняя – агломератовыми туфами и
конгломератами. В вулканогенно-кремнистых породах (кремнистые алевроаргиллиты
с прослоями туфов) нижней части свиты установлен маастрихт-датский комплекс
радиолярий (Цой, 2005а). Это указывает на непрерывное осадконакопление в конце
маастрихта-начале раннего палеоцена. Стратиграфически выше учирской свиты
располагается (с базальными конгломератами в основании) заслоновская свита,
представленная осадочными (песчаники, алевролиты) породами палеоценового (по
палинологическим данным) возраста (Терехов, 2010). В настоящее время контакт
между свитами принят, как тектонический.
Вышеописанные разрезы имеют сходное строение. Образования позднемелового
этапа
осадконакопления
представлены
вулканогенно-кремнисто-терригенными
породами, сформированными при участии активного (в том числе, эксплозивного)
вулканизма, а раннепалеогеновые образования кайнозойского этапа седиментации
представлены собственно осадочными породами, сформированными без его влияния
(или при незначительном участии). Очевидно, что осадконакопление на границе
маастрихта-дания не прерывалось, то есть, верхнемеловой (мезозойский) этап
седиментации продолжался и в палеоцене. В палеоцене же начали формироваться
базальные конгломераты, отражающие подъем и размыв территории. Предполагается,
что в начале раннего дания заканчивается верхнемеловой (мезозойский) этап
осадконакопления, а в раннем дании начинается новый кайнозойский этап.
Следует отметить, что наблюдаемое сходство строения мел-палеогеновых
разрезов малокурильской и зеленовской свит о. Шикотан (Брагина, 1991; Зонова,
169
2009) с одновозрастными разрезами подводного хр. Витязя, учирской-заслоновской и
паланской-анадыркской свит о. Сахалин и Западной Камчатки, соответственно,
указывает на единую историю развития всей зоны перехода от окраинного Охотского
моря к Тихому океану на границе маастрихтского и датского веков (Маркевич, 1985;
Палечек, 2007 2008; Терехов, 2009, 2012).
Установленный палинокомплекс (Маркевич, 1985; Палечек, 2007, 2008) из
малокурильской свиты на о. Шикотан коррелируется с изученными ранее
комплексами из отложений маастрихт-датского возраста. Участие в них видов
типичных для маастрихтских палинофлор и характерных для палеогеновых, отражает
постепенную смену растительности. Это может также свидетельствовать об
отсутствии перерыва в седиментации на мел-палеогеновом рубеже.
Состав и условия формирования плиоценовых образований внешней дуги
Курильской островной системы позволяют предполагать, что юго-западная (Малая
Курильская
гряда)
и
северо-восточная
(хр.
Витязя)
части
этой
единой
антиклинальной структуры в плиоценовое время развивались в различных
тектономагматических режимах: подводный хр. Витязя – в режиме растяжения,
сопровождаемом активным подводным вулканизмом, Малая Курильская гряда – в
пассивном тектоническом режиме без проявления вулканической деятельности.
Приведенные выше данные указывают на то, что в районах Западной
Камчатки, Восточного Сахалина и внешней дуги КОС кайнозойский чехол залегает
на фундаменте несогласно, с базальными конгломератами в основании. Граница
между чехлом и фундаментом проходит в раннем палеоцене. Нижняя часть
раннепалеоценовых отложений принадлежит фундаменту, верхняя – чехлу. Для
раннепалеоценовых
отложений
фундамента
характерны
тонкослоистые
170
алевроаргиллиты
переслаивающиеся
Раннепалеоценовые
образования
с
туфами,
чехла
содержащими
представлены
радиолярии.
прибрежно-морскими
грубообломочными отложениями, содержащими палинофлору. Таким образом, в
указанных районах раннепалеоценовые отложения завершают мезозойский этап
седиментации, и они же начинают новый, кайнозойский этап осадконакопления.
Полученные данные противоречат мнению ряда исследователей (Васильев,
2009; Мельников, 1970), которые считали, что на границе мела и палеогена на
восточной окраине Азии произошли глобальные события (подъем и размыв
территории, определяемые ларамийским орогенезом) завершившие мезозойский этап
седиментации.
В районе
п-ова
Немуро (юго-западное продолжение
Малой
Курильской гряды) на границе мела и палеогена происходит смена верхнемелового и
кайнозойского (палеоценовая формация Каритаппу с базальными конгломератами в
основании) этапов седиментации. На о. Сахалин в конце позднего мела-начале
палеогена проявился камчатский этап высокоамплитудного поднятия, завершивший
верхнемеловой цикл осадконакопления.
Исследователи Западной Камчатки ранее считали, что в этом районе
нижнепалеогеновые отложения залегают на верхнемеловых с резким угловым
несогласием,
связанным
с
глобальным
тектоническим
событием.
Однако
накопленный к настоящему времени фактический материал позволяет по-новому
оценить взаимоотношение верхнемеловых и нижнепалеогеновых толщ в районах
Западной Камчатки (Гладенков, 1997). Аналогичное мнение о взаимоотношении
указанных толщ сложилось также (Леликов, 2008; Терехов, 2010, 2011 a, б, 2012) в
процессе геологического изучения о. Сахалин и Курильской островной системы.
Сравнение кайнозойской истории развития Японского и Охотского морей
171
позволяет выявить следующее сходство и различие в их эволюции:
а) кайнозойское осадконакопление в этих морях началось с формирования
палеоценовых бассейнов седиментации (Японское море – возвышенность Южное
Ямато) Охотское море – п-ов Терпения, подводный хребет Терпения, Малая
курильская
гряда,
раннемиоценового
хребет
Витязя).
возраста
залегают
Кайнозойские
несогласно
отложения
(часто
со
палеоцен-
значительным
стратиграфическим перерывом) на складчатом палеозой-мезозойском фундаменте;
б) по геолого-геофизическим данным выделяются два основных этапа
осадконакопления на континентальном и островном склоне в Японском и в Охотском
морях - палеоген-среднемиоценовый и позднемиоцен-плейстоценовй, разделенных
стратиграфическим несогласием, связанным, вероятно, с глобальным падением
уровня моря около 10.5 млн. лет назад (Ujiie, 1984; Huq et al, 1987).
Сравнение геологического строения ряда структур Охотоморского региона
(шельф и континентальный склон Восточного Сахалина, северо-западный, югозападный и юго-восточный склоны Курильской котловины), Большой Курильской
гряды, подводного хребта Витязя и Малой Курильской гряды указывает на общую
историю развития северой части зоны перехода окраина Азии – Тихий океан. Многие
исследователи отмечали региональные события (подъем территории, размыв толщ,
образование
новых
бассейнов
седиментации),
определяемые
ларамийским
орогенезом, происходившим вблизи мел-палеогеновой границы. В этой зоне
региональные события, вероятно, также контролируемые ларамийским орогенезом,
произошли в раннем палеоцене. Регулярные проявления режима сжатия, вероятно,
определяли и неоднократный подъем территории о. Сахалин: в конце мела – начале
палеогена, на границе палеогена и неогена, в среднем миоцене и плиоцен-
172
четвертичном периоде (Мельников, 1970).
Согласно
современным
представлениям,
рельеф
дна
Охотского
моря
сформировался в результате развития сдвиговых дислокаций, при которых возможно
развитие чешуйчато-надвиговых структур. При этом формировались как поднятия,
так и впадины. Такие структуры как впадины Дерюгина, ТИНРО и прогиб Макарова
являются тектоническими - рифтогенными. В этой связи, особенно важным кажется
вывод о формировании рифтогенных структур дна Охотского моря в условиях
сжатия. По данным исследователей (Гнибиденко, 1979, 1982, 1984; Злобин, 1991,
2002; Gnibidenko, 1990, 1995) Охотское море представляет собой рифтовую систему,
которая возникла в результате кайнозойских движений по глубинным разломам
северо-западного и субширотного простирания. С точки зрения плитовой тектоники
Охотская плита (п-ов Камчатка и район Охотского моря с частью о-ва Сахалин) «как
в тисках» зажата между Северо-Американской, Тихоокеанской и Амурской плитами
(Савостин, 1992).
Таким образом, дно Охотского моря, как основная часть Охотской плиты,
находится в состоянии сжатия. Сжатие реализовалось в образовании на о-ве Сахалин
в
плиоцен-плейстоцене
(Харахинов,
1998,
субмеридионального
Шмидтовского
2010)
и
простирания,
поднятия,
формировании
являющихся
Восточно-Сахалинских
крупных
разломных
правосторонними
гор
зон
сдвигами.
Образование подобных структур (особенно характерных для Восточно-Сахалинских
гор) обусловлено сжатием в направлении с северо-востока на юго-запад в
раннекайнозойское время. В позднем миоцене направление сжатия сменилось на
субширотное, продолжающееся и до настоящего времени (Рождественский, 1997).
Следует отметить, что в свое время В.П. Уткин (Уткин, 1978) показал, что
173
формирование окраинных морей Тихого океана, в том числе и Охотского,
определяется развитием Восточно-Азиатской глобальной сдвиговой зоны.
Исходя из вышеизложенного, можно заключить, что изученные мезокайнозойские вулканогенно-осадочные комплексы в дальневосточных окраинных
морях формировались синхронно. В верхнем мелу-палеоцене в низах осадочной
толщи
залегают
терригенные
базальные
конгломераты,
образовавшиеся
в
(тектонически спокойных) мелководных морских условиях. Причем их источником
являлся
кислый
и
средний
материал
(породы)
характерный
для
коры
континентального типа. Далее следует этап тектонической и вулканической
активизации. Увеличивается доля вулканогенного материала и глубина бассейна. В
олигоцен-миоцене
осадкообразование
начинает
приобретать
кремнистую
специализацию, затем в плиоцен-плейстоцене следует увеличивающееся углубление
бассейнов и осадконакопление принимает современные черты.
Изученные мезо-кайнозойские бассейны северо-западной части Тихого океана
развивались в едином тектоническом плане – это общее, очень интенсивное
прогибание и заполнение осадками. Аутигенное минералообразование, а затем
диагенетические и эпигенетические превращения во всех изученных бассейнах имеют
сходные
черты,
и
указывает
на
одинаковые
условия
формирования
раннепалеогеновых пород (в основании вулканогенно-осадочной толщи мощностью
около 2-3 км) и "сиалические" источники сноса (за исключением о. Шикотан), что
согласуется с данными других методов исследования. В мелководных прибрежных
условиях формируются такие минералы, которые впоследствии, в результате
дальнейших преобразований, переходят в корренситы и ректориты. Вероятно, в
зависимости от солености в бассейне осадконакопления и глубины. В тех
174
отложениях, которые образовались в условиях близких к соленосным, формируются
корренситы. Причем они преобладают в песчаниках (т.е. мелководных прибрежных
образованиях – это лагуны, заливы и плюс умеренно-теплые температуры), а для
алевролитов
и
алевроаргиллитов
характерны
корренситоподобные
и
ректоритоподобные образования (тонкозернистые породы, отлагавшиеся в более
глубоководных условиях и более низкая температура). Кристобалит на этой стадии
превращается
в
кварц.
С
нижнемиоценовых отложениях
появлением
и
кремнистых
осадков
в
олигоцен-
их эпигенезом происходит трансформация
растворенного опала в кристобалит. Уменьшается доля обломочных компонентов –
гидрослюды, кварца, плагиоклаза и начинает появляться смектит и смешаннослойные
образования типа гидрослюда-смектит, а затем смектит-гидрослюда и аморфная фаза,
вероятно,
опал,
поскольку
начинают
растворяться
диатомеи.
Наконец
минералообразование приобретает современные черты, где аутигенным минералом в
осадках является
смектит и увеличивается доля терригенных компонентов
гидрослюды, кварца и плагиоклаза.
В изученных бассейнах индикативными свойствами обладают следующие
минералы: смектит, корренсит, ректорит, каолинит, кристобалит, эпсомит, анкерит,
ломонтит и анальцим.
1. Находки корренсита в осадочных породах могут свидетельствовать о том, что:
а) предположительный возраст этих пород не моложе палеоцена-эоцена и
предполагаемая мощность осадков была не менее 2-3 км;
б) возможна связь с соленосными отложениями. Следует предполагать наличие
соленосных отложений и в нижнем мелу, поскольку в Японском море на
возвышенности Ямато установлена цикличность в минералообразовании. Возможно,
175
что нижнемеловые отложения других осадочных бассейнов так же перспективны на
соленакопление.
Находки
кристобалита
–
свидетельствуют
о
вертикальных
движениях
амплитудой не менее 400 м.
Кристобалитсодержащие породы (КСП) являются хорошими путями миграции
углеводородов, поскольку трещиноваты и почти не содержат глинистых минералов.
Находка выходов КСП на поверхность дна бассейна, свидетельствует о больших по
амплитуде вертикальных движениях и открытости для миграции углеводородов (УВ).
Поэтому, этот район можно считать бесперспективным на крупные скопления УВ
(Терехов, 2002). Нижнемеловые и палеоцен-эоценовые отложения могут быть
перспективны на соленосные и боратные полезные ископаемые.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Изучение
аутигенного
минераллообразования
в
мел-кайнозойских
вулканогенно-осадочных комплексах Японского, Охотского морей, подводного
хребта Витязя (Тихоокеанский склон Курильской островной дуги), о. Шикотан (МКГ)
и о. Сахалин (п-ов Терпения), а также использование комплекса геологических
исследований позволило уточнить пути эпигенетических преобразований, условия
осадконакопления и палеогеографическую обстановку. Сведения о минеральных
ассоциациях, химическом составе, геохимии элементов, систематическом составе
палинокомплексов позволяют сделать вывод о том, что их формирование протекало в
условиях взаимодействия двух параллельных процессов - хлоритизации, при избытке
магния и гидрослюдизации, при избытке калия (Коссовская, 1971 а).
Осадконакопление в
районе
возвышенности
Ямато
в раннемеловое и
176
палеоценовое время происходило в мелководном морском осолоняющемся бассейне
при медленной трансгрессии моря и жарком аридном климате, а севернее (Сахалин,
Курилы) – климат был несколько холоднее, но условия осадконакопления все равно
способствовали образованию высокомагнезиальных силикатов. Установлены две
минеральные ассоциации, отражающие различные условия в процессе формирования
осадочных толщ: а) первая ассоциация в составе – корренсит, анальцим, эпсомит,
анкерит, кальцит характерен для соленосных бассейнов; б) вторая – каолинит, хлорит,
гидрослюда, смешанослойные образования гидрослюда-смектит отражает условия
преобразования осадков в процессе эпигенеза.
Сходный состав минералов в нижнемеловых и палеоценовых породах
возвышенности Ямато свидетельствует о цикличности минералообразования в
данном районе для периода ранний мел-палеоген (Рисунки 38, 39). Возможно, в
других осадочных бассейнах, при изучении более древних осадочных пород, эта
цикличность будет обнаружена.
Эпигенетические преобразования кайнозойских вулканических и осадочных
пород выразились также в двух параллельных процессах – смектитизации, при
достаточном содержании калия в условиях избытка кислорода, новообразовании
кварца, и проходили в условиях интенсивного опускания бассейна осадконакопления,
начиная с раннего миоцена.
Для цеолитов также намечается минеральный ряд, начинающийся ломонтитом в
нижнемеловых и палеоценовых осадочных, через серию цеолитов группы гейландита
и анальцима, и заканчивающийся филлипситом в кайнозойских вулканических
породах.
177
Рисунок 38 – Распределение аутигенных минералов в мел-кайнозойских
осадочных и вулканогенно-осадочных комплексах пород дна окраинных морей и
прилегающей суши.
Для кайнозойских базальтоидов дна Японского моря (большинства изученных
разностей) основным процессом вторичных преобразований является смектитизация
и
только
в
единичныцх
селадонитизации,
образцах
цеолитизации,
были
обнаружены
хлоритизации.
Набор
признаки
начальной
вторичных
минералов
кайнозойских базальтоидов свидетельствует о том, что они являются результатом
низкотемпературного (до 150оС) взаимодеиствия «морская вода – порода».
На основе изучения аутигенного минералообразования составлена сводная
минералого-стратиграфическая схема (Рисунки 38, 39). Выделено три «минеральных»
этажа – хлорит-гидрослюдистый, переходный (корренситовый) и смектитовый.
178
Японское море
Охотское море
Курильская котловина
и о. Сахалин
Курило-Камчатский желоб
хр. Витязя
о. Шикотан
Рисунок 39 – Сводный минералогический разрез изученных осадочных бассейнов
179
В поверхностных и близповерхостных условиях смектит занимает подчиненное
положение, где доминирующими обломочными минералами являются хлорит и
гидрослюда, характеризующие источники сноса.
В
неогеновых
вулканогенно-осадочных
отложениях
смектит
становится
преобладающим минералом, ассоциируя со смешанослойными образованиями типа
смектит-гидрослюда и кристобалитом. Вероятно сюда же следует отнести и
образования, формирующие непрерывный ряд от нонтронита до селадонита в
ассоциации с кварцем, а также начальную селадонитизацию базальтов.
Для
верхнемеловых
и
палеогеновых
вулканогенно-осадочных
пород
высокоупорядоченные смешанослойные минералы становятся доминирующими,
ассоциируя с дефектным хлоритом и цеолитами. В более древних образованиях
появляются гидрослюда и хлорит. Заметно разделяются и пути трансформации в
зависимости от условий седиментации. Гидрослюда и гидрослюда-смектитовые
смешанослойные образования, вероятно, сформировались в процессе эпигенеза из
монтмориллонита, через серию смешанослойных образований типа смектитгидрослюда. Корренситоподобные минералы, возможно, образовались в результате
преобразования магнезиальных силикатов типа сепиолита или палыгорскита.
Выявляется общая закономерность для палеоценовых пород всех изученных
осадочных бассейнов (возвышенности Ямато, п-ова Терпения, о. Шикотан и хр.
Витязя). Она прослеживается в том, что изученные отложения мелководны,
формировались в условиях «континентальной коры» и залегают с угловым
несогласием на породах фундамента.
Основание толщи представлено базальными конгломератами, которые начинают
новую трансгрессивную серию. Аутигенные минералы, развитые в этих отложениях,
180
формировались в сходных условиях и прошли одну и ту же ступень эпигенеза –
превратились в корренситы. Источником осадочного материала служили породы
коры «континентального» типа с постоянной долей вулканического материала
(изредка существенной – зеленовская свита о. Шикотан). Мощность накопленных
осадков была приблизительно одинакова.
Таким образом, можно утверждать, что в палеоцен-эоценовое время на
минералогическом
уровне
между
осадочными
бассейнами
устанавливается
непосредственная связь, т.е. они представляли из себя цепь (возможно разрозненную)
бассейнов на материковой окраине, охваченных единым минералогическим ритмом и
испытавших синхронное прогибание. Условия осадконакопления также были
одинаковыми, мелководными, с достаточно теплым климатом, способствовавшим
накоплению таких минералов, которые, впоследствии, преобразовались в корренсит.
Для
исследованного
региона
можно
выделить
палеогеновую
эпоху
корренситообразования и сделать вывод о том, что в указанное время эта область
испытывала растяжение.
Для нижне- и верхнемеловых пород региона характерны гидрослюда, хлорит,
корренсит, смешанослойные типа гидрослюда-смектит, каолинит, дефектный хлорит,
анальцим, ломонтит, стильбит, шабазит, кварц – индекс-минералы анальцимовой
фации эпигенеза и, возможно, ломонтитовой, т.е. самые сильные изменения не
заходили далее ломонтитовой фации (Рисунки 38, 39). Вероятная глубина погружения
пород этого возраста, исходя из минералогических данных, оценивается от 2 до 5 км.
181
ЛИТЕРАТУРА
Авдейко
Г.
П.
Объяснительная
записка
к
тектонической
карте
Охотоморского региона масштаба 1:2 500000 / Г. П. Авдейко, Ю. М. Берлин, Н. А.
Богданов [и др.] – М.: ИЛОВМ РАН, 2000. – 193 с.
Авченко О. В. Метаморфические породы банки Кашеварова, Охотское море /
О. В. Авченко, Е. П. Леликов, И. А. Тарарин [и др.] // ДАН СССР. 1987. Т. 294, №
1. С. 190 – 192.
Алексейчик С. Н. Основные черты тектоники Сахалина / С. Н. Алексейчик,
С. Д. Гальцев-Безюк, В. С. Ковальчук // Геология СССР. Т. XXXIII. о. Сахалин.
Геологическое описание. – М.: Недра, 1970. С. 310 – 341.
Аксенова Т. Д. Анализ устойчивости природных боратов магния в морской
рапе разных стадий галогенеза / Т. Д Аксенова, В. И. Борисенков, В. А. Дорофеев
// Геохимия. 1988. № 12. C. 1720 – 1729.
Астахов А. С. Стадийность карбонатного конкрециообразования в осадках
шельфа Северного Сахалина / А. С. Астахов, А. В. Можеровский
// Постседиментационное минералообразование в осадочных формациях. –
Тюмень, 1985. – 151 с.
Астахов А. С. Карбонатная и сульфидная рудная минерализация в осадках
Дерюгинской рифтогенной зоны Охотского моря / А. С. Астахов, Ю. Л. Крецер, Р.
Г. Кулинич, Р. Тиедеманн // ДАН. 2004. Т. 395, № 4. С. 511–516.
Астахов
А.
С.
Марганцевая
карбонатная
минерализация
в
верхнечетвертичных отложениях котловины Дерюгина (Охотское море) / А. С.
Астахов, Р. Тиедеманн, И. О. Мурдмаа [и др.] // Океанология. 2006. T. 46, № 5. С.
182
759 – 772
Астахова Н. В. Аутигенный пирит Дальневосточных морей / Н. В. Астахова,
В. И. Мальцева, Н. Г. Разжигаева // Тез. Докл. 1 Советско-Китайского симпозиума.
Геология, геофизика, геохимия и металлогения зоны перехода от Азиатского
континента к Тихому океану. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. C. 81 – 83.
Астахова Н. В. Карбонатно-баритовая минерализация во впадине Дерюгина
(Охотское море) / Н. В. Астахова, Г. А. Нарнов, И. М. Якушева // Тихоокеанская
геология. 1990. № 3. С. 37 – 42.
Астахова Н. В. Аутигенная минерализация (сульфаты, сульфиды, карбонаты)
в позднекайнозойских отложениях Охотского и Японского морей / Н. В. Астахова:
автореф. дисс…. канд. геол.-мин. наук. – Л., 1991. – 17 с.
Астахова Н. В. Аутигенные карбонаты в зонах газовых аномалий окраинных
морей Востока Азии / Н. В. Астахова, А. И. Обжиров, А. С. Астахов, С. А.
Горбаренко // Тихоокеанская геология. 1993. № 4. С. 34 – 40.
Астахова Н. В. Первая находка массивного пиролюзита в глубоководной
котловине Японского моря / Н. В. Астахова, В. Т.Съедин, А. В. Можеровский Е. А.
Лопатников // ДАН. 2015. Т. 462, № 1. С. 68 – 72.
Батурин Г. Н. Геохимия железомарганцевых образований дна Японского
моря / Г. Н. Батурин // Океанология. 1990. Т. 30, № 2. С. 278 – 287
Безверхний В. Л. Морской кайнозой восточного склона вала Терпения
(Охотское море) / В. Л. Безверхний, М. Т. Горовая, В. С. Маркевич [и др.]
// Препринт. – Владивосток: ТОИ ДВО РАН, 1998. – 40 с.
Безверхний В. Л. О возрасте Курильской глубоководной котловины
(Охотское море) / В. Л. Безверхний, М. Т. Горовая, В. С. Маркевич [и др.] // ДАН.
183
2003. Т. 391, № 5. С. 655 – 659.
Берсенев И. И. О возрасте шмаковского и гродековского гранитоидных
комплексов Приморья и гранитов западной части Японского моря / И. И Берсенев
// Новые данные по геологии западной части Тихого океана. – Владивосток: ДВО
АН СССР, 1989. С. 49 – 51.
Брагина
Л.
Г.
Позднекампанско-маастрихтские
радиолярии
острова
Шикотан. Палеонтолого-стратиграфические исследования фанерозоя Дальнего
Востока (по результатам радиоляриевого анализа для картирования) / Л. Г.
Брагина. – Владивосток: ДВО АН СССР, 1991. С. 100 – 103.
Браунлоу А. Х. Геохимия / А. Х. Браунлоу. – М.: Недра, 1984. – 278 с.
Брутман Н. Я. О стратиграфическом положении палинокомплексов
кайнозойских отложений Северного Сахалина / Н. Я. Брутман // Кайнозой
дальневосточных районов СССР. – Л.: ВНИГРИ, 1978. С. 140 – 150.
Васильев Б. И. Новые данные о времени и механизме формирования
окраинных морей и желобов северо-западного сектора Тихого океана / Б. И.
Васильев // ДАН СССР. 1975. Т. 225, № 4 – 6. С. 899 – 901.
Васильев Б. И. Геологическое строение юго-западной части Курильской
системы дуга-желоб / Б. И. Васильев, Э. Г. Жильцов, А. А. Суворов. – М.: Наука,
1979 а. – 108 с.
Васильев Б. И. Геологическое строение района подводной долины Буссоль
(Курильская островная дуга) / Б. И. Васильев, А. А. Суворов // Новые данные по
геологии дальневосточных морей. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979 б. С. 58 –
68
Васильев Б. И. Результаты драгирования дна Охотского моря / Б. И.
184
Васильев, В. К. Путинцев, Б. А. Марковский [и др.] // Советская геология. 1984 а.
№ 12. С. 100 – 108.
Васильев Б. И. Абсолютный возраст интрузивных пород подводных
возвышенностей Охотского моря / Б. И. Васильев, В. К. Путинцев, А. Г. Рублев
// ДАН СССР. 1984 б. Т. 278, № 6. С. 1426 – 1429.
Васильев Б. И. Геологическое строение и происхождение Тихого океана / Б.
И. Васильев. – Владивосток: Дальнаука, 2009. – 548 c.
Вахрамеев В. А. Позднемеловые флоры Тихоокеанского побережья СССР,
особенности их состава и стратиграфическое положение / В. А. Вахрамеев // Изв. АН
СССР. Сер. Геол. 1966. № 3. С. 76 – 86.
Вахрамеев В. А. Юрские и меловые флоры и климаты Земли / В. А.
Вахрамеев. – М.: Наука, 1988. – 214 с.
Ващенкова Н. Г. Диатомово-глинистые породы Японского моря / Н. Г.
Ващенкова // 1-й Советско-Китайский симпозиум. Геология, геофизика, геохимия и
металлогения зоны перехода от азиатского континента к Тихому океану, 13-17
сентября, 1987 г. Находка, СССР. – Владивосток, 1987. С. 86 – 87.
Ващенкова
Н.
Г.
Вещественный
состав
и
условия
образования
плиоценплейстоценовых отложений Курильской котловины (Охотское море) / Н. Г.
Ващенкова, Е. П. Терехов, И. Б. Цой // Океанология. 2006. Т. 46, № 5. С. 735 – 744.
Ващенкова Н. Г. О составе и возрасте аргиллитовой толщи (осадочный
чехол материкового склона Японского моря) / Н. Г. Ващенкова, М. Т. Горовая, А.
В. Можеровский // Тихоокеанская геология. 2009. Т. 28, № 3. С. 53 – 63.
Ващенкова Н. Г. Об осадочном чехле и позднекайнозойской истории
развития хребта Окусири (Японское море) / Н. Г. Ващенкова, М. Т. Горовая, А. В.
185
Можеровский, И. Б. Цой // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2011. Т. 19,
№ 6. С. 89 – 104.
Веселов О. В. / О. В. Веселов, Е. В. Грецкая, А. Я. Ильев [и др.] // Тектоника
и углеводородный потенциал Охотского моря. – М.: Наука, 2006. – 130c.
Витухин Д. И. Расчленение кайнозоя Дальнего Востока России по
радиоляриям / Д. И. Витухин. – М.: Наука, 1993. – 104 с.
Вишневская В. С. Биостратиграфия вулканогенно-кремнистых образований
позднего мела Беринговоморского региона СССР по радиоляриям / В. С. Вишневская
// Тихоокеанская геология. 1985. № 4. С. 189 – 217.
Волохин Ю. Г. Глинистые минералы геосинклинальных кремнистых пород
палеозоя и мезозоя юга ДальнегоВостока / Ю. Г. Волохин // Геохимия и
петрохимия осадочных комплексов Дальнего Востока. – Владивосток: ДВНЦ АН
СССР. 1980. С. 76 – 99.
Волохин
Ю.
Г.
Кремневые
породы
Сихотэ-Алиня
и
проблема
происхождения геосинклинальных кремневых толщ / Ю. Г. Волохин. –
Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. – 208 с.
Волохин Ю. Г. Голоценовое кремненакопление в Охотском море / Ю. Г.
Волохин, А. С. Астахов, Н. Г. Ващенкова // Литология и полезные ископаемые.
2004. № 3. С. 304 – 326
Волохин Ю. Г. Мезозойское и кайнозойское кремненакопление в окраинных
бассейнах востока Азии / Ю. Г. Волохин. – Владивосток: Дальнаука, 2012. – 434 с.
Гаврилов В. К. Вулканогенно-осадочные формации геоантиклинальных
поднятий Малых и Больших Курил / В. К. Гаврилов, Н. А. Соловьева. –
Новосибирск: Наука, 1973. – 152 с.
186
Геодекян А. А. Углеводородные газы донных осадков Охотского моря / А.
А. Геодекян, В. Я. Троцюк, З. И. Верховская // ДАН СССР. 1976. Т. 226. № 6. С.
1420 – 432.
Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн. / под ред.
А.И. Ханчука – Владивосток: Дальнаука, 2006. Кн. 1. – 542 с.
Геология СССР. Т. XXXI. Камчатка, Курильские и Командорские острова.
Геологическое описание. – М.: Недра, 1964. – 773 с.
Геология СССР. Т. XXXIII. О. Сахалин. Геологическое описание. – М.:
Недра, 1970. С. 88 – 107.
Геология и нефтегазоносность Охотско-Шантарского осадочного бассейна /
В. Г. Варнавский, А. Э. Жаров, Г. Л. Кириллова [и др.] // Сер. Осадочные бассейны
Востока России / глав. pед. А. И. Ханчук– Владивосток: ДВО РАН, 2002. T. 1. – 148
с.
Геология, геодинамика и перспективы нефтегазоносности осадочных
бассейнов Татарского пролива / А. Э. Жаров, Г. Л. Кириллова, Л. С. Маргулис [и
др.] // Сер. Осадочные бассейны Востока России / глав. pед. А. И.: Ханчук
Владивосток: ДВО РАН, 2004. T. 2. – 220 с.
Геолого-геофизический атлас Курило-Камчатской островной системы / Ред.
К.Ф. Сергеев, М. Л. Красный. – Л.: ВСЕГЕИ, 1987. – 36 с.
Геология дна Японского моря / И. И. Берсенев, Е. П. Леликов, В. Л.
Безверхний [и др.] – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. – 140 с.
Геология и основные типы горных пород дна Японского моря / Е. П.
Леликов, И. Б. Цой, Н. Г. Ващенкова и [др.]; отв. ред. Е. П. Леликов. –
Владивосток: Дальнаука, 2006. – 92 с.
187
Геологическое строение западной части Японского моря и прилегающей
суши. – Владивосток: Дальнаука, 1993. – 211 с.
Гладенков Ю.Б. Нижний палеоген Западной Камчатки (стратиграфия,
палеогеография, геологические события) / Ю. Б. Гладенков, А. Е. Шанцер, А. И.
Челебаева [и др.] //Тр. ГИН РАН. Вып. 488. − М.: ГЕОС, 1997. − 320 с.
Гладенков А. Ю. Зональная стратиграфия олигоцена и нижнего миоцена
Северо-Тихоокеанского региона по диатомеям / А. Ю. Гладенков // Стратиграфия.
Геологическая корреляция. 1998. Т. 6, № 2. С. 50 – 64.
Гладенков Ю. Б. Новые данные по биостратиграфии олигоцена и нижнего
миоцена Восточного Сахалина (Пограничный район) / Ю. Б. Гладенков, А. Ю.
Гладенков // Бюл. МОИП. Отд. Геол. 1999. Т. 74, вып. 5. С. 35 – 47.
Гладенков Ю. Б. Кайнозой Сахалина – современные стратиграфические схемы и
корреляция геологических событий / Ю. Б. Гладенков // Стратиграфия. Геологическая
корреляция. 2001. Т. 9, №. 2. С. 77 – 91.
Глинистые минералы как показатели условий литогенеза / под ред. Е.П.
Акульшиной. // Тр. Института геологии и геофизики АН СССР. Сибирское отд.
Вып. 223. – Новосибирск: Наука, 1976. – 189 с.
Гнибиденко Г. С. Тектоника дна окраинных морей Дальнего Востока / Г. С.
Гнибиденко. – М.: Наука, 1979. – 163 с.
Гнибиденко Г. С. Основные черты тектоники Охотского моря
/Геологическое
строение
Охотоморского
региона
/Г.
С.
Гнибиденко.
–
Владивосток, 1982. С. 3 – 21.
Гнибиденко Г. С. Основные черты геологии Охотского моря / Г. С.
Гнибиденко, И. И. Хведчук // История и происхождение окраинных и внутренних
188
морей: Докл. 27-го Междунар. Геол. Конгресса. – М., 1984. С. 12 – 20.
Гнидаш М. И. Фосфор в базальтах Японского моря / М. И. Гнидаш, В. Т.
Съедин // Тез. Док. 1 Советско-Китайского симпозиума. Геология, геофизика,
геохимия и металлогения зоны перехода от Азиатского континента к Тихому
океану. – Владивосток, 1987. C. 141 – 143.
Гнидаш М. И. Геохимические ассоциации фосфора в базальтах Японского
моря / М. И. Гнидаш, В. Т. Съедин, А. В. Можеровский, И. Н. Якушева
// Тихоокеанская геология. 1988. № 3. С. 25 – 33
Говоров И. Н. Калиевые вулканические серии островных дуг / И. Н.
Говоров, Г. И. Говоров // Магматизм и метаморфизм как индикаторы
геодинамического режима островных дуг. – М.: Наука, 1982. С. 142 – 161.
Говоров Г. И. Магматизм Малой Курильской гряды по геохронологическим и
геологическим данным / Г. И. Говоров, А. А. Цветков, М. М. Аракелянц // ДАН
СССР. 1983. Т. 270, № 3. С. 667 – 668.
Говоров Г. И. Геодинамика Малокурильской палеоостроводужной системы
по геохронологическим и петрохимическим данным / Г. И. Говоров // ДАН. 2000.
Т. 372, № 4. С. 521 – 524.
Говоров Г. И. Фанерозойские магматические пояса и формирование структуры
Охотоморского геоблока / Г. И. Говоров – Владивосток: Дальнаука, 2002. – 197 с.
Горбов А. Ф. Геохимия бора / А. Ф. Горбов. – Л.: Недра, 1976. – 207 с.
Грамм-Осипов Л. М. Марганцевые корки на дне Японского моря / Л. М.
Грамм-Осипов, М. А. Репечка // Океанология. 1975. Т. 15, № 4. С. 672 – 674.
Грамм-Осипов Л. М. К геохимии осадков Японского моря / Л. М. ГраммОсипов, М. А. Репечка, Т. И. Волкова [и др.] // Вопросы геологии дна Японского
189
моря. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1973. С. 91 – 114.
Гранник В. М. Стратиграфия и некоторые особенности строения верхнемеловых
отложений Восточно-Сахалинского региона / В. М. Гранник // Вопросы геологии
Сахалина и Курильских островов. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1974. Вып. 31. С.
20 – 30.
Гранник
В.
М.
Верхнемеловые
вулканогенно-осадочные
формации
Восточно-Сахалинских гор / В. М. Гранник. – М.: Наука, 1978. – 163 с.
Гранник В.М. Петрогеохимическая характеристика магматических пород
Восточно-Сахалинской позднемезозойской островодужной системы / В. М.
Гранник // Тихоокеанская геология. 1991. № 6. С. 67 – 86
Гусев В. В. Фосфориты Японского моря. Состав и генезис / В. В. Гусев:
aвтореф. дисс…канд. геол.-мин. наук. – Владивосток, 1986. – 225 c.
Гусев В. В. Образование фосфоритов в Японском море / В. В. Гусев // Тез.
Док. 1 Советско-Китайского симпозиума. Геология, геофизика и металлогения
зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану. – Владивосток, 1987. C.
145 – 146.
Деревскова Н. А. Катагенетическое преобразование кремнистого вещества в
неогеновых отложениях Сахалинской складчатой области / Н. А. Деревскова, А. И.
Уткина, Л. П. Иваньшина, Н. В. Куликов // Тихоокеанская геология. 1986. № 5. С.
112 – 116.
Деркачев А. Н. Аутигенная карбонатно-баритовая минерализация в осадках
впадины Дерюгина (Охотское море), как следствие влияния холодных газовофлюидных вентов / А. Н. Деркачев, Н. А. Николаева, С. В. Галкин [и др.] // Тез.
Докл. ХIII Международной школы морской геологии. М., 1999. Т. 2. С. 152 – 153.
190
Деркачев А. Н. Аутигенная карбонатная и баритовая минерализация в
осадках впадины Дерюгина (Охотское море) / А. Н. Деркачев, Г. Борман, И.
Грайнерт, А. В. Можеровский // Литология и полезные ископаемые. 2000. № 6.
С. 568 – 587.
Деркачев А. Н. Аутигенное минералообразование на участках проявления
холодных
газово-флюидных
эманаций
на
дне
Охотского
моря.
Условия
образования донных осадков и связанных с ними полезных ископаемых / А. Н.
Деркачев, А. И. Обжиров, Г. Борман [и др.] – Владивосток: Дальнаука, 2002. С. 47
– 60.
Деркачев
А. Н. Минералого-геохимические признаки существования
аноксидных условий осадконакопления в локальных котловинах Охотского моря в
позднем плейстоцене-голоцене /А. Н. Деркачев, Н. А. Николаева, А. В.
Можеровский [и др.] // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26, № 3. С. 3 – 33.
Деркачев
А.
Н.
Минералогические
индикаторы
обстановок
приконтинентального осадкообразования западной части Тихого океана / А. Н.
Деркачев, Н. А. Николаева. – Владивосток: Дальнаука, 2010. – 321 с.
Деркачев А. Н. Проявление карбонатно-баритовой минерализации в районе
метановых сипов в Охотском море на западном склоне Курильской котловины / А.
Н. Деркачев, Н. А. Николаева, Б. В. Баранов [и др.] // Океанология, 2015. Т. 55, №
3. С. 432 – 443.
Диатомовый анализ. Определитель ископаемых и современных диатомовых
водорослей. Кн. 2. / pед. А.И. Прошкина-Лавренко. – Л.: Госгеолиздат, 1949. – 238
с.
Дриц В. А. Рентгеноструктурный анализ смешанослойных минералов / В. А.
191
Дриц, Б. А. Сахаров // Тр. ГИН. Вып. 295. – М.: Наука, 1976. – 256 с.
Евланов Ю. Б. Некоторые черты геологии японского и Филиппинского море
по материалам 4-го рейса НИС «Каллисто» / Ю. Б. Евланов, Ю. С. Липкин, С. В.
Азьмук [и др.] // Геологические исследования в окраинных морях северо-западной
части Тихого океана. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1977. С. 31 – 39.
Емельянова Т. А. Вулканизм Охотского моря / Т. А. Емельянова. –
Владивосток: Дальнаука, 2004. – 148 с.
Емельянова Т. А. Роль вулканизма в формировании Японского, Охотского и
Филиппинского окраинных морей / Т. А. Емельянова, Е. П. Леликов // Петрология.
2010. Т. 18, № 6. С. 649 – 670.
Ерохов В. Ф. Верхнемиоцен-плиоценовые вулканогенные образования
полуострова Терпения, их литолого-фациальные особенности и некоторые вопросы
происхождения (о. Сахалин) / В. Ф. Ерохов // Вопросы геологии Сахалина и
Курильских островов. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1974. Вып. 31. С. 203 –
207.
Жамойда А. И. Биостратиграфия кайнозойских кремнистых толщ Востока
СССР (на основе изучения радиолярий) / А. И. Жамойда. – Л.: Недра, 1972. – 244 с.
Жеребцова И. К. Экспериментальное изучение поведения микроэлементов в
процессе естественного солнечного испарения воды Черного моря и рапы СасыкСивашского озера / И. К. Жеребцова, И. Н. Волкова // Геохимия. 1966. № 7. С. 832
– 845.
Журавлев А. В. Геологическое строение и развитие Южно-Охотской
(Курильской) глубоководной котловины / А. В. Журавлев // Структура и состав
осадочного чехла северо-запада Тихого океана. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР,
192
1982. С. 23 – 33.
Злобин Т. К. Строение земной коры Курильской островной системы / Т. К.
Злобин, Л. М. Злобина // Тихоокеанская геология. 1991. № 6. С. 24 – 35.
Злобин Т. К. Строение земной коры Охотского моря и нефтегазоносность ее
северо-восточной (прикамчатской) части (по сейсмическим данным) / Т. К. Злобин.
− Южно-Сахалинск: Изд-во СахГУ, 2002. − 98 с.
Зонова Т. Д. Схема биостратиграфического расчленения маастрихтского
яруса острова Шикотан / Т. Д. Зонова, Е. А. Яхт-Языкова // Нефтегазовая геология.
2009 Т. 4. С. 1 – 19.
Ильев А. Я. Донные осадки южной части Охотского моря / А. Я. Ильев, В.
А. Воронова, М. А. Захарова [и др.]. − М.: Наука, 1979. − 147 с.
Кайнозойская эволюция земной коры и тектогенез Юго-Восточной Азии –
М.: Наука, 1989. – 256 с.
Казинцова Л. И. Радиолярии альба-маастрихта Западного Сахалина / Л. И.
Казинцова // XI семинар по радиоляриям «Радиоляриология на рубеже
тысячелетий: итоги и перспективы». – СПб.-М.: ВСЕГЕИ, 2000. С. 31 – 32.
Калишевич Т. Г. Развитие органического мира Тихоокеанского пояса на
рубеже мезозоя и кайнозоя / Т. Г. Калишевич, Е. Д. Заклинская, М. Я.Серова. – М.:
Наука, 1981. – 164 с.
Кара В. И. Тектоническое строение и основные черты развития ЮжноОхотской котловины в новейшее время / В. И. Кара, С. Р. Плюхин, Э. М.
Головачев // Геология и геофизика. 1980. №5. С. 149 – 156.
Карнаух В. Н. Структура фундамента и сейсмостратиграфия осадочного
чехла северной части Японской котловины в районе возвышенности Тарасова
193
(Японское море) / В. Н. Карнаух, Б. Я. Карп, И. Б. Цой // Океанология. 2007. Т. 47,
№ 5. С. 742 – 755.
Карнюшина Е. Е. Температурно-глубинная зональность катагенеза в
кайнозойских осадочных бассейнах Тихоокеанского пояса / Е. Е. Карнюшина //
Тез. Док. III Тихоокеанской школы по морской геологии, геофизике и геохимии.
Часть 3. – Владивосток: Дальнаука, 1987. C. 128 – 129.
Карп Б. Я. Модели земной коры основных морфоструктур дна Японского
моря / Б. Я. Карп // Сейсмические исследования в окраинных морях Тихого океана.
– Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1978. С. 21 – 31.
Карп Б. Я. Строение земной коры дна Японского моря по сейсмическим
данным / Б. Я. Карп; под ред. М. Н. Алексеева // Геология и полезные ископаемые
шельфов России. – М.: ГЕОС, 2002. С. 352 – 354.
Ковтунович Ю. М. О взаимоотношении верхнего мела и палеогена Сахалина
/ Ю. М. Ковтунович // Биостратиграфия, фауна и флора кайнозоя северо-западной
части Тихоокеанского пожвижного пояса. – М., 1969. С. 50 – 57
Ковылин В. М. Строение земной коры в области Японского моря / В. М.
Ковылин.– М.: Наука, 1979. – 207 с.
Конюхов А. И. Осадочные формации в зонах перехода от континента к
океану / А. И. Конюхов. – М.: Недра, 1987. – 222 с.
Копорулин В. И. Мезозойские и кайнозойские терригенные отложения
Северо-Востока и Дальнего Востока России / В. И. Копорулин. – М.: Наука, 1992. –
125 с.
Копорулин
породообразующих
В.
И.
Минералообразование
элементов
при
и
перераспределение
постседиментационных
изменениях
194
терригенных компонентов (на примере ряда районов России) / В. И. Копорулин
// Литосфера. 2006. № 4. С. 95 – 111.
Коренбаум С. А. К петрологии коренных пород дна Охотского моря / С. А.
Коренбаум, М. А. Мишкин, Г. С. Гнибиденко [и др.] // Минералогия и петрография
метаморфических и метасоматических пород Дальнего Востока. – Владивосток:
ДВНЦ АН СССР, 1977. С. 51 – 79.
Корнев О. С. О геологическом строении подводного хребта Витязя / О. С.
Корнев, А. С. Сваричевский, Г. Н. Шереметьева // Структура и состав
осадочного чехла Северо-Запада Тихого океана. – Владивосток: Дальнаука, 1982
а. С. 34 – 43.
Корнев О. С. Результаты геологического драгирования в Охотском море на
НИС «Пегас» (21-й рейс) / О. С. Корнев, Ю. П. Неверов, В. Ф. Остапенко [и др.]
// Геологическое строение Охотоморского региона. – Владивосток: ДВНЦ АН
СССР, 1982 б. – 112 с.
Корнев
О.
С.
Результаты
Охотоморской
экспедиции
на
научно-
исследовательском судне «Пегас» (рейс 31) / О. С. Корнев, Ю. Л. Неверов, В. И.
Нарыжный [и др.]. – Южно-Сахалинск, 1989. – 39 с.
Корнилова P. M. О составе и возрасте зеленовской свиты острова Шикотан /
P. M. Корнилова, Л. А. Табоякова. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 101 –
103.
Коссовская А. Г. Корреляция зон регионального эпигенеза и метагенеза в
терригенных и вулканогенных породах / А. Г. Коссовская, В. Д. Шутов // ДАН
СССР. 1961. Т. 139, № 3. С. 285 – 288.
Коссовская
А.
Г.
Вопросы
кристаллохимической
и
генетической
195
классификации слюдистых минералов осадочных пород / А. Г. Коссовская, В. А.
Дриц / В кн.: Эпигенез и его минеральные индикаторы. // Тр. ГИН АН СССР. Вып.
221. – М.: Наука, 1971 a. С. 71 – 95.
Коссовская А. Г. Проблема эпигенеза / А. Г. Коссовская, В. Д. Шутов / В кн.:
Эпигенез и его минеральные индикаторы; под ред. Коссовской А.Г. // Тр. ГИН АН
СССР. Вып. 221. – М.: Наука, 1971 б. С. 9 – 34.
Коссовская А. Г. Генетические типы корренситов и корренситоподобных
минералов / А. Г. Коссовская, В. А. Дриц // Литология и полезные ископаемые.
1985. № 5. С. 16 – 38.
Котельников Д. Д. Глинистые минералы осадочных пород / Д. Д.
Котельников, А. И. Конюхов. – М.: Недра, 1986. – 246 с.
Красилов Л. М. Главные структурно-вещественные комплексы о-ва
Шикотан и их геологическая природа (Малая Курильская гряда) / Л. М. Красилов,
Л. М. Парфенов, В. А. Попеко, Л. И. Попеко // Геология и геофизика. 1983. № 10.
С. 24 – 34.
Красилов В. А. Мел – палеоген Малой Курильской гряды / В. А. Красилов, Н.
И. Блохина, В. С. Маркевич, М. Я. Серова. – Владивосток: ДВНЦ РАН СССР, 1988. –
140 с.
Кулинич Р. Г. Аномалии силы тяжести и строение земной коры Японского
моря / Р. Г. Кулинич, М. Г. Валитов // Геология и полезные ископаемые шельфов
России. – М.: ГЕОС, 2002. С. 347 – 352.
Кулинич Р. Г. Аномалии силы тяжести в свободном воздухе и магнитные
аномалии Японского моря (3 - 25) / Р. Г. Кулинич, М. Г. Валитов, П. С. Зимин
// Атлас геологии и полезных ископаемых шельфов России. - Москва: Научный
196
Мир, 2004. –278с.
Кулинич Р. Г. О структурно-геологической характеристике "сейсмической
бреши" в центральной части Курильской островной гряды / Р. Г. Кулинич, Б. Я.
Карп, Б. В. Баранов [и др.] // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26, № 1. С. 5 – 19.
Курносов В. Б. Распределение глинистых минералов в поверхностном слое
осадков Японского моря / В. Б. Курносов // Осадочные формации нефтегазоносных
областей Дальнего Востока. – Владивосток, 1975. С. 62 – 77.
Курносов В. Б. Глинистые осадки главных структурных элементов окраин
Тихого океана (по материалам глубоководного бурения) / В. Б. Курносов. – М.:
Наука, 1982. – 224 с.
Курносов В. Б. Вторичные преобразования базальтов верхней части коры
океана / В. Б. Курносов. // Минеральные преобразования пород океанической коры.
– М.: Наука, 1984. – 240 с.
Леликов Е. П. Нижнемеловые и палеогеновые отложения подводной
возвышенности Ямато (Японское море) / Е. П. Леликов, Е. П. Терехов, В. С.
Маркевич // ДАН СССР. 1980. Т. 253, № 3. C. 678 – 681.
Леликов Е. П. Магматические комплексы дна Японского моря / Е. П.
Леликов, В. Т. Съедин, Ю. Б. Евланов [и др.] // Тихоокеанская геология. 1983. № 2.
С. 20 – 25.
Леликов Е. П. Особенности гранитоидного магматизма окраинных морей
Тихого океана / Е. П. Леликов, А. Н. Маляренко, О. С. Корнев // Новые данные по
геологии западной части Тихого океана. – Владивосток: Дальнаука, 1989. С. 5 – 25.
Леликов Е. П. Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого
океана / Е. П. Леликов. – Владивосток: ДВО АН СССР, 1992. – 168 с.
197
Леликов Е. П. Гранитоидный магматизм окраинных морей Тихого
океана / Е. П. Леликов, А. Н. Маляренко. – Владивосток: Дальнаука. 1994. –
268 с.
Леликов Е. П. Геология фосфоритов дна Японского моря / Е. П. Леликов. –
Владивосток: Дальнаука, 2001 а. – 117 с.
Леликов Е. П. Новые данные по радиоизотопному датированию вулканитов
Японского и Охотского морей / Е. П. Леликов, Т. А. Емельянова, В. Т. Съедин [и
др.] // Тихоокеанская геология. 2001 б. Т. 20, № 5. С. 118 – 122.
Леликов Е. П. Глубинное строение и рифтогенез в Японском море / Е. П.
Леликов, Б. Я. Карп // Литосфера. 2004. № 2. С. 16 – 29.
Леликов Е. П. Геология и основные типы горных пород дна Японского моря
/ Е. П. Леликов, И. Б. Цой, Н. Г. Ващенкова [и др.]. – Владивосток: Дальнаука,
2006. – 93 с.
Леликов Е. П. Геологическое строение центральной части подводного хребта
Витязя (Тихоокеанский склон Курильской островной дуги) / Е. П. Леликов, И. Б.
Цой // Материалы XVII Междунар. науч. конф. (школы) по морской геологии – М.:
ГЕОС, 2007. Т. IV. С. 218 – 220.
Леликов Е. П. Геологическое строение подводного хребта Витязя в районе
«сейсмической бреши» (тихоокеанский склон Курильской островной дуги) / Е. П.
Леликов, И. Б. Цой, Т. А. Емельянова [и др.] // Тихоокеанская геология. 2008. Т. 27,
№ 2. С. 3 – 16
Леликов Е. П. Геологическое строение трога Кашеварова (центральная часть
Охотского моря) / Е. П. Леликов, И. Б. Цой., Н. К. Вагина, Т. А. Емельянова [и др.]
// Тихоокеанская геология. 2011. Т. 30, № 5. С. 22 – 35.
198
Лидер М. Р. Седиментология / М. Р. Лидер. – М.: Мир, 1986. – 439 с.
Липкина М. И. Типы пород неогеновых отложений материкового склона
Японского моря у берегов Южного Приморья / М. И. Липкина // В кн.: Геология
окраинных морей Тихого океана. Тр. ТОИ ДВНЦ АН СССР. – Владивосток: ДВНЦ
РАН СССР, 1975. Т. 7. С. 46 – 60.
Липкина М. И. Глауконит подводных вулканов Японского моря / М. И.
Липкина // В кн.: Новые данные по геологии окраинных морей. – Владивосток:
ДВНЦ РАН СССР, 1978. С. 98 – 108.
Липкина М. И. Глауконитоносные породы подводных вулканических гор
Японского моря / М. И. Липкина // Литология и полезные ископаемые. 1980a. № 4.
С. 44 – 54.
Липкина М. И. Конкреции барита с подводной возвышенности Ямато в
Японском море / М. И. Липкина, И. Б.Цой // ДАН СССР. 1980б. Т. 254, № 4. С.
1002 – 1005.
Липкина М. И. Фосфориты с подводного вулкана Ченцова Японского моря /
М. И. Липкина, Э. Л. Школьник // ДАН СССР. 1981. Т. 257, № 1. С. 217 – 221
Липкина М. И. Высоко-железистые диоктаэдрические слоистые силикаты из
гидротермальных пород и осадков вулканических построек Японского моря / М. И.
Липкина, В. А. Дриц, С. И. Ципурский [и др.] // Известия АН СССР. Сер. геол.
1987 а. № 10. C. 92 – 110.
Лихт Ф. Р. О существовании Японского морского бассейна в мелу / Ф. Р.
Лихт, В. С. Маркевич // Палеонтология и реконструкция геологической истории
палеобассейнов. – М.: Наука, 1987. С. 143 – 148.
Логвиненко Н. В. Постдиагенетические изменения осадочных пород / Н. В.
199
Логвиненко. – Л.: Наука, 1968. – 94 с.
Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород / Н. В. Логвиненко. – М.:
Высш. шк., 1984. С. 63 – 67.
Логвиненко Н. В. Образование и изменение осадочных пород на континенте
и в океане / Н. В. Логвиненко, Л. В. Орлова. – Л.: Недра, 1987. – 237 с.
Малеев Е. Ф. Вулканогенные обломочные горные породы / Е. Ф. Малеев. –
M.: Наука, 1977. – 213 с.
Малиновский А. И. Кайнозойская моласса юга Корякского нагорья / А. И.
Малиновский. – Владивосток: Дальнаука, 1993. – 228 с.
Маркевич П. В. Геосинклинальное терригенное осадконакопление на
востоке Азии в фанерозое. На примере Сихотэ-Алиня и Камчатки / П. В. Маркевич.
– М.: Наука, 1985. – 119 с.
Маркевич В. С. Меловая палинофлора севера Восточной Азии / В. С.
Маркевич. – Владивосток: Дальнаука, 1995. – 200 с.
Маркевич В. С. Палинологическая характеристика малокурильской свиты
(маастрихт-даний), о. Шикотан / В. С. Маркевич, А. В. Можеровский, Е. П.
Терехов // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2012. Т. 20, № 5. С. 65 – 76.
Марков Ю. Д. Минералы зеленых глинистых образований осадков
Корейского пролива / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский, А. Н. Деркачев // Тез.
докл. ХIII Международной школы морской геологии. 1999. Т. 2. С. 158 – 159.
Марков
Ю.
Д.
Осадочно-диагенетический
и
биогенный
процессы
образования высокожелезистых слоистых силикатов в окраинных морях Тихого
океана / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский, Н. Н. Баринов // Тез. докл. 1
Всеросийское литологическое совещание. Москва, 2000.
200
Марков Ю. Д. Проблема происхождения «глауконита» в осадках шельфа
островной дуги Японского моря / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский // Тез. докл.
Геология морей и океанов. Т. II. – М.: ГЕОС, 2001 а. С. 306 – 307.
Марков Ю. Д. Минералы зеленых глинистых образований осадков
Корейского пролива / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский, А. Н. Деркачев, Н. Н.
Баринов // Тихоокеанская геология. 2001 б. Т. 20, № 3. С. 68 – 78.
Марков Ю. Д. Образование высокожелезистых слоистых силикатов в
слепках и псевдоморфозах по бентосу и планктону в окраинных морях Тихого
океана / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский, Н. Н. Баринов // В кн.: Условия
образования донных осадков и связанных с ними полезных ископаемых в
окраинных морях. – Владивосток: Дальнаука, 2002 а. С. 67 – 72.
Марков Ю. Д. Высокожелезистые слоистые силикаты хребта Садо (Японское
море) / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский, А. Н. Деркачев [и др.] // Литология и
полезные ископаемые. 2002 б. № 2. С. 141 – 151.
Марков Ю. Д. Проблема происхождения высокожелезистых слоистых
силикатов в осадках островного шельфа Японского моря / Ю. Д. Марков, А. В.
Можеровский, А. Н. Деркачев [и др.] // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22, № 1.
С. 18 – 36.
Марков Ю. Д. Высокожелезистые слоистые силикаты Восточно-Корейской
возвышенности (Японское море) / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский, Н. Н.
Баринов [и др.] // Тихоокеанская геология. 2005. Т. 24, № 2. С. 55 – 77.
Марков Ю.Д. Высокожелезистые слоистые силикаты «глаукониты» в
осадочном процессе Японского моря / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский
// Дальневосточные моря России / Отв. ред. Р.Г. Кулинич. Кн. 3.: Геологические и
201
геофизические исследования. – М.: Наука, 2007. C. 117 – 120.
Марков Ю. Д. Высокожелезистые слоистые силикаты окраинных морей и
рифтовых зон / Ю. Д. Марков, А. В. Можеровский, Н. Н. Баринов. – Владивосток:
Дальнаука, 2009. – 183 с.
Мезо-кайнозойская история и строение земной коры Охотского региона /
М.С. Марков, В.Н. Аверьянова, И.П. Карташов [и др.] // Тр. геол. ин-та АН СССР.
М.: Наука, 1967. Вып. 168. – 224 с.
Меланхолина Е. Н. Габброиды и параллельные дайки в структуре острова
Шикотан (Малая Курильская гряда) / Е. Н. Меланхолина // Геотектоника. 1978. №
3. С. 128 – 136.
Меланхолина Е. Н. Тектоника Северо-Западной Пацифики: соотношение
структур океана и континентальной окраины / Е. Н. Меланхолина. – М.: Наука,
1988. – 216 с.
Мельников О. А. История формирования структуры Южного Сахалина в
палеогене и неогене / О. А. Мельников. – М.: Наука, 1970. – 170 с.
Милло Ж. Геология глин (выветривание, седиментология, геохимия) / Ж.
Мило пер. с французского; под ред. А. Г. Коссовской. – Л.: Недра, 1968. – 359 c.
Можеровский А. В. Особенности формирования донных отложений залива
Угловое (Японское море) / А. В. Можеровский, А. В. Сорочинская, К. П. Толок [и
др.] // Тихоокеанская геология. 1983 а. № 2. C. 93 – 96.
Можеровский А. В. Некоторые особенности вторичных изменений
базальтоидов Японского моря / А. В. Можеровский, В. Т. Съедин // Тез. докл. 1
Тихоокеанской школы по морской геологии и геофизике. – Владивосток, 1983б. –
С. 31.
202
Можеровский А. В. Особенности вторичных изменений кайнозойских
базальтоидов Японского моря / А. В. Можеровский, Л. В. Можеровская // Тез.
докл. II Тихоокеанской школы по морской геологии и геофизике. ЮжноСахалинск, 1985. С. 53 – 55.
Можеровский А. В. Низкотемпературные изменения магматических пород
дна Японского моря / А. В. Можеровский // Тихоокеанская геология. 1986. № 3. С.
58 – 63.
Можеровский А. В. О генезисе глауконитовых силицитов в Японском море
/ А. В. Можеровский // Тез. докл. 1-Советско-Китайский симпозиум. Геология,
геофизика, геохимия и металлогения зоны перехода от Азиатского континента к
Тихому океану (13-17 сентября 1987, г. Находка, 1987). – Владивосток, 1987 а. С.
106 – 107.
Можеровский А. В. Минералогические особенности железо-марганцевых
образований Японского моря / А. В. Можеровский // Тез. докл. XY конференции
молодых ученых – г. Южно-Сахалинск, 1987 б. С. 22 – 23.
Можеровский А. В. О генезисе глауконитовых силицитов в Японском море
/ А. В. Можеровский, С. С. Захарова, Л. В. Можеровская // Новые данные по
геологии cеверо-западной части Тихого океана. – Владивосток, 1989 а. С. 106 –
109.
Можеровский А. В. Минералогические особенности железомарганцевых
образований в Японском море / А. В. Можеровский, Л. М. Грамм-Осипов, Т. И.
Волкова, Л. В. Можеровская // Новые данные по геологии Северо-западной части
Тихого океана. – Владивосток, 1989 б. С. 135 – 139.
Можеровский А. В. Корренситоподобные минералы осадочных пород
203
подводной возвышенности Ямато (Японское море) / А. В. Можеровский, Е. П.
Терехов // Тез. докл. 9 Всесоюзной школы по морской геологии. – М.: Наука, 1990.
Т. 4. С. 158 – 159.
Можеровский А. В. Корренситоподобные минералы осадочных пород
подводной возвышенности Ямато (Японское море) / А. В. Можеровский, Е. П.
Терехов // Литология и полезные ископаемые. 1991. № 6. С. 121 – 126.
Можеровский
А.
В.
Аутигенные
минералы
мезо-кайнозойских
вулканогенно-осадочных комплексов дна Японского моря / А. В. Можеровский:
aвтореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. – Владивосток, 1995. – 22 с.
Можеровский А. В. Аутигенные минералы цемента раннемеловых и
палеоценовых осадочных пород подводной возвышенности Ямато (Японское море)
/ А. В. Можеровский, Е. П. Терехов // Тихоокеанская геология. 1999. Т. 18, № 1. С.
59 – 70.
Можеровский А. В. Особенности химического состава и осадконакопления
нижнемеловых пород подводной возвышенности Ямато / А. В. Можеровский, Е.
П. Терехов // Тез. докл. 1 Всеросийское литологическое совещание. – Москва,
2000.
Можеровский А. В. Кристобалит Японского и Охотского морей: индикатор
вертикальных тектонических движений / А. В. Можеровский, Е. П. Терехов, Н. Г.
Ващенкова // Тез. докл. Геология морей и океанов. Т. II. – М.: ГЕОС, 2001. С. 310 –
311.
Найдин Д. П. Граница мела и палеогена: стратиграфические аспекты / Д. П.
Найдин // Бюллетень Московского общества испытателей природы. Отдел
геологический. 1985. Т. 60. Вып. 5. С. 71 – 85.
204
Основные черты геологического строения Японского моря / В. Л.
Безверхний, А. Н. Деркачев [и др.]; ред. Н. П. Васильковский. – М.: Наука, 1978. –
264 с.
Остапенко В. Ф. Некоторые аспекты новейшей истории прикурильской
части Охотского моря в свете изучения подводных вулканов этого региона / В. Ф.
Остапенко // Вулканизм Курило-Камчатского региона и о. Сахалин. – ЮжноСахалинск: ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 34 – 74.
Палечек
Т.
Н.
вулканогенно-кремнистых
Строение
и
отложений
условия
формирования
Олюторского
района
верхнемеловых
(на
основе
радиоляриевого анализа) / Т. Н. Палечек: aвтореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. –
М.: Ин-т литосферы РАН, 1997. – 25 с.
Палечек Т. Н. Строение и возраст осадочно-вулканогенных отложений
Паланского разреза (Западная Камчатка) / Т. Н. Палечек, А. В. Соловьев, М. Н.
Шапиро // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2003. Т. 11, № 3. С. 57 – 74.
Палечек Т. Н. Радиоляриевый анализ отложений малокурильской свиты
острова Шикотан / Т. Н. Палечек, Е. П. Терехов // Тектоника и металлогения
Северной Циркум-Пацифики и Восточной Азии: материалы Всерос. конф. с
междунар. участием, посвящ. памяти Л.М. Парфенова. Хабаровск, 11 -16 июня
2007 – г. Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2007. C. 263 – 265.
Палечек Т. Н. Кампан-маастрихтские радиолярии из малокурильской свиты
острова Шикотан / Т. Н. Палечек, Е. П. Терехов, А. В. Можеровский
// Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2008. Т. 16, № 6. С. 76 – 89.
Парфенов Л. М., Попеко В. А., Попеко Л. И. Главные структурновещественные комплексы о-ва Шикотан и их геологическая природа (Малая
205
Курильская гряда) / Л.М. Парфенов, В.А. Попеко, Л.И. Попеко // Геология и
геофизика. 1983. № 10. С. 24-34.
Петрография. – М.: МГУ, 1976. Ч. 1. – 384 с.
Петтиджон Ф. Пески и песчаники / Ф. Петтиджон, П. Поттер, Р. Сивер. – М.:
Мир, 1976. – 515 с.
Прошляков Б. К. Вторичные изменения терригенных пород – коллекторов
нефти и газа. – М.: Наука, 1974. – 233 с.
Пущин И. К. О находке Fe-Mn конкреций в северо-западной части
Японского моря / И. К. Пущин, И. И. Берсенев, Ю. И. Берсенев [и др.] // Геология
окраинных морей Тихого океана. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1975. С. 94 –
95.
Репечка М. А. Современные донные отложения Японского моря / М. А.
Репечка. // Вопросы геологии дна Японского моря – Владивосток: ДВНЦ АН
СССР, 1973. С. 66 – 90.
Решения
рабочих
Межведомственных
региональных
стратиграфических
совещаний по палеогену и неогену восточных районов России-Камчатки, Корякского
нагорья,
Сахалина
и
Курильских
островов:
объяснительная
записка
к
стратиграфическим схемам (утверждено МСК 28 января 1994 г.) / отв. ред. Ю.Б.
Гладенков. – М.: ГЕОС, 1998. – 147 с.
Ридер Р. Карбонаты / Р. Ридер. – М.: Мир, 1987. – 494 с.
Рождественский В. С. Тектоническое развитие о. Сахалин / В. С.
Рождественский // Тихоокеанская геология. 1987. № 3. С. 42 – 51.
Рождественский В. С. Роль сдвигов в формировании структуры Сахалина,
месторождений углеводородов и рудоносных зон / В. С. Рождественский
206
// Геодинамика тектоносферы зоны сочленения Тихого океана с Евразией. – ЮжноСахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 1997. С. 80 – 109.
Савостин Л.А. Новые данные о характере соотношений камчатского и
андриановского комплексов (Срединная Камчатка) / Л. А. Савостин, Н. Б.
Кузнецов, Г. Е. Бондаренко [и др.] // ДАН. 1992. Т. 326, № 1. С. 148 – 153.
Сваричевский А. С. Геоморфология южной части Хоккайдо – Сахалинской
подводной окраины /А. С. Сваричевский // Геологическое строение Охотоморского
региона. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 65 – 75.
Сваричевский А. С. Геоморфология морского дна в Южно-Охотском
регионе / А. С. Сваричевский. – Южно-Сахалинск, 1985. – 221 с.
Свининников А. И. Корреляция петрографических и петрофизических
свойств пород кайнозойских осадочно-вулканогенных комплексов дна Японского
моря / А. И. Свининников: автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. – Владивосток,
1986. – 28 с.
Свининников
А.
И.
Плотность
и
скорость
звука в
кайнозойских
вулканогенно-осадочных породах Японского моря / А. И. Свининников // Новые
данные по геологии западной части Тихого океана. – Владивосток, 1989. С. 140 –
151.
Сергеев К. Ф. Тектоника Курильской островной системы / К. Ф. Сергеев. –
М.: Наука, 1976. – 240 с.
Серова М. Я. Маастрихт - палеоцен Малой Курильской гряды / М. Я.
Серова, Г. М. Братцева, В. П. Синельникова, Е. Н. Меланхолина // Советская
геология. 1984. № 4. С. 59 – 63.
Скорнякова Н. С. Железо - марганцевые корки и конкреции Японского
207
моря / Н. С. Скорнякова, Г. Н. Батурин, Е. Г. Гурвич [и др.] // ДАН СССР.
1987. Т. 293, № 3. С. 430 – 434.
Соловьев А. В. Тектоностратиграфия северной части Олюторской зоны
(Корякское нагорье, район бухты Анастасии) / А. В. Соловьев, Т. Н. Палечек, Р. М.
Палечек // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1998. Т. 6, № 4. С. 92 – 105.
Соловьев А. В. Кампан-маастрихтские отложения фронтальной части
Олюторской зоны (юг Корякского нагорья) / А. В. Соловьев, Т. Н. Палечек, Г. Н.
Леднева // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. Т. 8, № 4. С. 88 – 96.
Соловьев С. Л. Глубинное строение Охотоморского шельфа Центрального
Сахалина / С. Л. Соловьев, И. К. Туезов, С. С. Снеговской [и др.] // Геология и
геофизика. 1979. № 3. С. 104 – 116.
Сребродольский Б. И. Вторичные минералы в образцах пород морского дна /
Б. И. Сребродольский // Минералогический сб. Львов. ун-та. 1988. № 2. С. 82 – 83.
Стрельникова
Н.И.
Палеогеновые
диатомовые
водоросли
/Н.И.
Стрельникова – С.-Пб: С.-ПбГУ, 1992. – 312 с.
Строение дна Охотского моря / Г. Б. Удинцев, ред. В. В. Белоусов. – М.:
Наука, 1981. – 176 с.
Структура и динамика литосферы и астеносферы Охотоморского региона. –
М.: Национальный геофизический комитет РАН, 1996. – 338 с.
Структура осадков и фации Японского моря / Ф. Р. Лихт, А. С. Астахов, А.
И. Боцул [и др.]. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. – 286 с.
Съедин В. Т. Кайнозойский базальтоидный магматизм Японского и
Филиппиского окраинных морей / В. Т. Съедин: автореф. дис. … канд. геол. - мин.
наук. – Владивосток, 1986. – 29 с.
Съедин В. Т. Вулканизм Японского моря – индикатор кайнозойского
208
рифтогенеза окраины Азии / В. Т. Съедин // Кайнозойский континентальный
рифтогенез. тез. докл. Иркутск, 7 – 11 июня 2010 г. – Иркутск, Т. 2. 2010. С. 138 –
142.
Терехов Е. П. Нижнемеловые песчаники подводной возвышенности Ямато
(Японское море) / Е. П. Терехов, Б. В. Брагин // Новые данные по геологии
западной части Тихого океана. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1989. С. 87 – 95.
Терехов Е. П. Донеогеновые вулканокластические и осадочные комплексы
пород дна Японского моря / Е. П. Терехов: автореф. дис. … канд. геол. - мин. наук.
– Владивосток, 1992. – 29 с.
Терехов Е. П. Модель формирования газовых плюмов на примере акватории
п-ова Терпения (шельф о. Сахалин) / Е. П. Терехов, А. В. Можеровский
//Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона и прилегающих частей
северо-западной Тихоокеанской плиты: тез. докл. Южно-Сахалинск, 24-28
сентября 2002 г. – Южно-Сахалинск, 2002. Т. II. С. 86 – 90.
Терехов Е. П. Кайнозойская седиментация в районе западного склона ЮжноОхотской котловины Охотского моря / Е. П. Терехов, И. Б. Цой, В. В. Шастина [и
др.] // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера
Пацифики: материалы Всерос. совещ. Магадан, 3-6 июня 2003 г – Магадан:
CВКНИИ ДВО РАН, 2003. Т. 1. С. 180 – 183.
Терехов Е. П. Рельеф дна центральной части Охотского моря (взгляд из
космоса) / Е. П. Терехов, А. В. Можеровский. ТОИ ДВО РАН, 2007. – 6 с. – Деп. в
ВИНИТИ. – 27. 03.2007, № 327
Терехов Е. П. Условия осадконакопления и история развития Курильской
котловины (Охотское море) в кайнозое / Е. П. Терехов, И. Б. Цой, Н. Г. Ващенкова
209
[и др.] // Океанология. 2008 . Т. 48, № 4. С. 615 – 623.
Терехов Е. П. Особенности развития раннепалеогеновых бассейнов
седиментации в зоне перехода – окраинное Охотское море - внешняя дуга
Курильской островной системы / Е. П. Терехов, А. В. Можеровский // Геология
морей и океанов: тез. докл. – М.: ГЕОС, 2009. Т. II. С. 297 – 300.
Терехов Е. П. Вещественный состав мел-палеогеновых пород котиковской
серии п-ова Терпения (остров Сахалин) / Е. П. Терехов, А. В. Можеровский, М. Т.
Горовая [и др.] // Тихоокеанская геология. 2010. Т. 29, № 3. С. 97 – 110.
Терехов Е. П. Возраст верхней части малокурильской свиты о-ва Шикотан
(Курильская островодужная система) по данным радиоляриевого и споровопыльцевого анализов / Е. П. Терехов, А. В. Можеровский, В. С. Маркевич //
Геология морей и океанов: материалы XIX Междунар. науч. конф. (Школы) по морской
геологии. Москва, 14-18 ноября 2011 г – Москва: Институт океанологии им. П.П.
Ширшова РАН, 2011 а. Т. 1. С. 275 – 277
Терехов Е. П. О возрасте Курило-Камчатского желоба / Е. П. Терехов, А. В.
Можеровский // Геология морей и океанов: материалы XIX Международной научной
конференции (Школы) по морской геологии. Москва, 14-18 ноября 2011 г – Москва:
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, 2011 б. Т. 5. С. 200 – 201.
Терехов Е. П. Плиоценовые осадки о. Шикотан (Малая Курильская гряда) /
Е. П. Терехов, И. Б. Цой, А. В. Можеровский, Н. К. Вагина // Стратиграфия и
геологическая корреляция. 2011 в. Т. 19, № 3. С. 96 – 110.
Терехов Е. П. Различный «мафический» и «сиалический» состав пород
фундамента Малой Курильской гряды и подводного хребта Витязя – новая
проблема в истории развития внешней дуги Курильской островодужной системы /
210
Е. П. Терехов, А. В. Можеровский // Современное состояние наук о Земле: материалы
международной конференции, посвященной памяти Виктора Ефимовича Хаина.
Москва, 1-4 февраля 2011 г – М.: Изд-во Геологический факультет МГУ имени М.
В. Ломоносова, 2011 г. С. 1861 – 1863
Терехов Е. П. Верхнемеловые и кайнозойские комплексы вулканогенноосадочных пород подводного хребта Витязя (островной склон Курило-Камчатского
желоба) и история его развития / Е. П. Терехов, А. В. Можеровский, И. Б. Цой [и
др.] // Тихоокеанская геология. 2012. Т. 31, № 3. С. 24 – 31.
Терехов Е. П. Аутигенная гипсовая минерализация в породах дна Японского и
Охотского морей / Е. П. Терехов, А. В. Можеровский, Н. Г. Ващенкова, Н. Н.
Баринов // Новые данные о минералах. 2013. Вып. 48. С. 62-69.
Точилина С.В. Стратиграфия кайнозоя северо-западной части Тихого океана /
С. В. Точилина. – М.: Наука, 1985. – 134 с.
Удинцев Г. Б. Рельеф дна Охотского моря / Г. Б. Удинцев // Труды ИОАН.
1957. Т. 22. С. 3 – 76.
Уткин В. П. Восточно-Азиатская глобальная сдвиговая зона, вулканический
пояс и окраинные моря / В. П. Уткин // ДАН СССР. 1978. Т. 240, №2. С.400 – 403.
Фролова Т. И. Происхождение вулканических серий островных дуг / Т. И.
Фролова, И. А. Бурикова, А. В. Гущин [и др.]. – М.: Недра, 1985. – 275 с.
Харахинов В. В. Тектоника Охотоморской нефтегазоносной провинции / В.
В. Харахинов: дисс. д-ра геол. – мин. наук в виде научного доклада. – Оха-наСахалине, 1998. – 77 с.
Харахинов В. В. Структура и динамика литосферы и астеносферы
Охотоморского региона / В. В. Харахинов, И. К. Туезов, В. А. Бабошина [и др.]. –
211
М.: Наука, 1996. С. 297–332.
Харахинов В.В. Нефтегазовая геология Сахалинского региона / В. В.
Харахинов. – М.: Научный мир, 2010. – 275 с.
Хардер Г. Геохимия бора / Г. Хардер. – М.: Недра, 1965. – 136 с.
Цветков А. А. Эволюция магматизма Малокурильской гряды в системе
Курильской островной дуги / А. А. Цветков, Г. И. Говоров, М. В. Цветкова, М. М.
Аракелянц // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1985. № 12. С. 11 – 26.
Цой И. Б. О находке континентальных отложений на возвышенности Ямато
/ И. Б. Цой, Н. Г. Ващенкова, М. Т. Горовая, Е. П. Терехов // Тихоокеанская
геология. 1985. № 3. С. 50 – 55.
Цой И. Б. Кремнистый микропланктон неогена Японского моря (диатомеи,
радиолярии) / И. Б. Цой, В. В. Шастина. – Владивосток: Дальнаука, 1999. – 241 с.
Цой И. Б. Кайнозойское осадконакопление на западном склоне ЮжноОхотской котловины Охотского моря / И. Б. Цой, Е. П. Терехов, М. Т. Горовая [и
др.] // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22, № 4. С. 19 – 34.
Цой И. Б. О возрасте отложений котиковской серии полуострова Терпения
(Восточный Сахалин) / И. Б. Цой, Е. П. Терехов, В. В. Шастина [и др.]
// Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005 а. Т. 13, № 6. С. 77 − 88.
Цой И. Б. Кайнозойский кремнистый микропланктон из отложений
Охотского моря и Курило-Камчатского желоба / И. Б. Цой, В. В. Шастина. –
Владивосток: Дальнаука, 2005 б. – 181 с.
Цой И.Б. Палеонтологическая характеристика верхнекайнозойских осадков и
изменение среды в районе залива Петра Великого (Японское море) / И.Б. Цой, Н.К.
Вагина //Тихоокеанская геология. 2008. Т. 27. №3. С. 81-98
212
Черников О. А. Литологические исследования в нефтепромысловой геологии
/ О. А. Черников. – М.: Недра, 1981. – 213 с.
Чудаев О. В. Распределение глинистых минералов во флишоидных
отложениях Восточной Камчатки /О. В. Чудаев // Литология и полезные
ископаемые. 1978. № 1. С. 105 − 115.
Штеренберг Л. Е. Особенности конкреционного Fe – Mn рудообразования в
современных морях / Л. Е. Штеренберг, М. П. Антипов, А. Н. Деркачев
// Литология и полезные ископаемые. 1984. № 1. С. 62 − 78.
Штеренберг Л. Е. Состав и строение марганцевых корок Японского
моря / Л. Е. Штеренберг, В. А. Александрова, И. Ф. Габлина [и др.]
// Тихоокеанская геология. 1986. № 1. С. 125 − 128.
Штеренберг Л. Е. Железомарганцевые образования Охотского моря / Л.
Е. Штеренберг, М. П. Антипов, А. Я. Ильев [и др.] // Изв. АН СССР, сер. геол.
1987. № 12. С. 106 − 115.
Шуваев А. С. Маастрихт-датские отложения на полуострове Терпения / А. С.
Шуваев // ДАН СССР. 1968. Т. 183, № 3. С. 685 − 688.
Шутов В. Д. Классификация песчаников / В. Д. Шутов // Литология и
полезные ископаемые. 1967. N 5. C. 86 − 103.
Шутов В. Д. Динамика преобразования монтмориллонита в гидрослюду при
региональном эпигенезе / В. Д. Шутов, В. А. Дриц, Б. А. Сахаров // В кн.: Эпигенез
и его минеральные индикаторы. Тр. ГИН АН СССР. Вып. 221. – М.: Наука, 1971.
С. 54 − 61.
Aoyagi K. Transformational сhanges of clay minerals, zeolites and silica minerals
during diagenesis / K. Aoyagi, T. Kazama // Sedimentology. 1980. V. 27, N 2. P. 179 −
213
188.
Aoyagi K. Paleotemperature analisis by authigenic minerals and its application to
petroleum exploration / K. Aoyagi, T. Asakawa // Amer. association of petroleum
geologists Bulletin. 1984. V. 68, N 7. P. 903 − 913.
Astakhov A. Manganese-Carbonate Mineralization in Anoxic Sediments of the
Derugin Basin (Okhotsk Sea) / A. Astakhov, R. Tiedemann, Yu. Kretser [et al.] // Fifth
Workshop on Russian-German Cooperation in the Sea of Okhotsk-Kuril Island Arc
Systen (KOMEX) Vladivostok, May 27-30. 2004. P. 13 − 14.
Baranov B. V. Evidence for compressionally-induced high subsidence rates in the
Kuril Basin (Okhotsk Sea) / B. V. Baranov, R. Werner, K. A. Hoernle [et al.]
// Tectonophysics. 2002. V. 350 (1). P. 63 − 97.
Baldwin B. Ways of deciphering compacted sediments / B. Baldwin // Sediment.
Petrol., 1971. V. 41(1) P. 293 – 301.
Berggren W. A. Paleogeography, paleobiogeography and the history of circulation
in the Atlantic Ocean / W. A. Berggren, C. D. Hollister / In W. Hay, (Ed.), Studies in
paleooceanography. // Soc. Econ. Paleontol. Mineral. Spec. Publ. 1974. V. 20. P. 126 –
186.
Bonatti E. Palygorskite from Atlantic deep sea sediments / E. Bonatti, O. Joensuu
// Amer. Mineral. 1968. V. 53. P. 975 − 983.
Borch C. C. Amorphous iron oxide precipitates in sediments cored during Leg 5 /
C. C. Borch, R. W. Rex // Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. Washington
(U.S. Govt. Printing Office). 1970. V. 5. P. 545 − 549.
Chamley H. Sequences sedimentaires á attapulgite une carotte profonde prelevee
en Mer. Ionienne (Mediterrainnee Orientale) / H. Chamley, G. Millot // C. R. Acad. Sci.
214
Paris 270. 1970. P. 1084 – 1087
Chamley H. Observations sur la repartition et la genèse des attapulgites plioquaternaires de. Méditerranée / H. Chamley, G. Millot // C.R. Acad. Sci., Paris. 1975. V.
281. P. 1215 − 1218
Chamley H. Mineralogy and Geochemistry of Cretaceous and Cenozoic Atlantic
Sediments off the Iberian Peninsula (Site 398, DSDP Leg 47B) / H. Chamley, P.
Debrabant, J. Foulon [et al.] // Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project,
Washington (U.S. Government Printing Office). 1979. V. 47, part 2. P. 429 − 449.
Couture R. A Composition and origin of palygorskite-rich and montmorilloniterich zeolite-containing sediments from the Pacific Ocean / R. A. Couture // Chemical
Geology. 1977. V. 19(1-4). P. 113 − 130.
Darragi F. Authigenic trioctahedral smectites controlling pH, alkalinity, silika and
magnesium concentration in alkaline likes / F. Darragi // Chem. Geol. 1987. V. 63, N. 12. P. 59 − 72.
Derkachev A. N. Indications of hidrothermal activity in the back-arc basin of the
Sea of Okhotsk (Kuril Basin) / A. N. Derkachev, G. Borhmann, J. Greinert, A. V.
Mozherovsky // 2nd Workshop on Russian German Cooperation in the Sea of OkhotskKuril Island Arc System. Kiel, 26-29 January. Kiel, 1999 a. − P. 32.
Derkachev A. N. Mineralogy of diagenetic calcite and barite formations in
sediments from Derugin Basin, Sea of Okhotsk / A. N. Derkachev, G. Borhmann, J.
Greinert, A. V. Mozherovsky // AAGP-Convention Pacific Section “Fluid Seeps at
Transform and Convergent Margins”. 26-30 April 1999 b. Monterey, California. – P. 26.
Derkachev A. N. Indications of hydrothermal activity in the back-arc basin of the
Sea of Okhotsk (Kurile Basin) /A. N. Derkachev, E. P. Lelikov, I. A. Tararin, A. V.
215
Mozherovsky // Second Workshop on Russian-German Cooperation in the Sea of
Okhotsk (KOMEX). Kiel, 1999 c. – P. 32.
Desprairies A. Les argiles liëes au volcanisme du massif du Troodos et leur
remaniement dans sa couverture / A. Desprairies, H. Lapierre // Rev. Géogr. Phys. et
Géol. Dyn. 1973. V. 15 (5). P. 499 − 510.
Donnelly T. W. The scavenging of magnesium and other chemical species by
biogenic opal in deep-sea sediments / T. W. Donnelly, L. Merrill // Chem Geol. 1977. V.
19. P. 167 − 186.
Donnelly T. W. The aging of oceanic crust: Synthesis of the mineralogical and
chemical results of the Deep Sea Drilling Project Legs 51 Throught 53 / T. W. Donnelly,
R. A. Pritchard, R. Emmerman [et al.] // Init. Rep. DSDP, 51, 52, 53, Pt. 2: Washington
(U.S. Govt. Printing Office). 1979. P. 1563 − 1577.
Drever J. I. Chemical and mineralogical studies, Site 66 / J. I. Drever // Initial
Reports of the Deep Sea Drilling Project. Washington (U.S. Government Printing Office).
1971. V. 7. P. 965 − 975.
Drever J. I. Chemical and mineralogical studies site 323 / J. I. Drever // Init. Rep.
DSDP, Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1976. V. 35. P. 471 − 477.
Fournier M. Neogene strike-slip faulting in Sakhalin and the Japan Sea opening /
M. Fournier, L. Jolivet, P. H. Huchon [et al.] // Journal of Geophysical Research. 1994.
V. 99. N B2. P. 2701 − 2725.
Froget C. Presence de sepiolite detritique dans les sediments recents du golfe
d'Arzew (Algerie) / C. Froget, H. Chamley // C.R. Acad. Sci., Paris. 1977. V. 285. P. 307
− 310.
Fuchbauor H. Influence of different types of diagenesis on sadstone porosity / H.
216
Fuchbauor // 11 Proc. 76th World Petr. Congr. Mexico, 1967. V. 2. P. 353 − 369.
Geology and Geophysics of the Japan Sea / N. Isezaki, I. I. Bersenev, K. Tomaki [et
al.] // Tokyo: TERRAPUB. 1996. − 488 p.
Gladenkov A. Yu. A new lower Oligocene zone for the North Pacific Diatom scale
/ A. Yu. Gladenkov // Proc. Of the 14th Intern. Diatom Symposium, Tokyo, Japan. 1996.
− Koenigstein, Germany: Koeltz Sci. Books, 1999. P. 581 − 590.
Gladenkov A. Yu. Cenozoic biostratigraphy of the Pogranichnui Region, Eastern
Sakhalin, Russia / A. Yu. Gladenkov, L. D. White, Yu. B. Gladenkov, J. R. Blueford
// Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2000. N 158. P. 45 − 64.
Gladenkov A. Y. The Cenozoic Diatom Zonation and Its Significance for
Stratigraphic Correlations in the North Pacific / A. Y. Gladenkov // J. Paleont. 2006. V.
40, Suppl. 5. P. 571 − 583.
Gladenkov A. Y. The North Pacific advanced Oligocene to lower Miocene diatom
stratigraphy / A. Y. Gladenkov // Bull. Geol. Surv. Japan. 2008. V. 59. P. 309 − 318.
Gnibidenko H. S. The rift system of Okhotsk Sea / H. S. Gnibidenko // Proceedings of
the First International conference on Asian Geology. Shanghai, September 7-10. 1988. −
Bejing: Chine Ocean Press. − 1990.
Gnibidenko H. S. Kuril (South Okhotsk) backarc basin / H. S. Gnibidenko, T. W.
C. Hilde, E. V. Gretskaya // Tectonic and Magmatism. New York: Springer, 1995. P. 421
− 449.
Hathaway J. C. Sepiolite and clinoptilolite from the mid-Atlantic Ridge / J. C.
Hathaway, P. L. Sachs // Am. Mineralogist. 1965. V. 50. P. 852 − 866.
Haq B.U. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic (250 million
years ago to present) / B.U. Haq, J. Hardenbol, P.R. Vail //Science. 1987. V. 235. P.
217
1156-1167
Hollis C. J. A unified radiolarian zonation for the Late Cretaceous and Paleocene
of Japan / C. J. Hollis, K. Kimura // Micropaleontology. 2001. 47(3). P. 235 − 255.
Ingle J. C. Late Paleogene - Neogen summary Phfilippine Sea and Sea of Japanise
region / J. C Ingle // Init. Rep. DSDP. 1975. V. 31. P. 849 − 857.
Ingle J. C. Subsidence of the Japan Sea: Stratigraphic evidence from ODP sites
and onshore sections / J. C. Ingle // Proc. ODP. Scien. Results. Pt. 2: Colledge Station. −
Texas (Ocean Drilling Program). 1992. V. 127/128. P. 1197 − 1218.
Initial Reports DSDP − Wash. U.S.: Govt. Print. Office, 1975. V. 31. P. 837 −
856.
Jansa L. F. Mesozoic–Cenozoic sedimentary formations of the North American
Basin, western North Atlantic / L. F. Jansa, P. Enos, B. E. Tucholke, F. M. Gradstein [et
al.] // In: Taiwan M., Hay W. and Ryan W.B.F. (Eds.), Deep Drilling Results in the
Atlantic Ocean: Continental Margins and Paleoenvironment. Maurice. Ewing Ser. 1979.
V. 3. P. 1 – 57.
Kennett J. P. Marine Geology / J. P. Kennett. 1981. − 813 p.
Koizumi I. The deep-sea sediments and the geological history of the Sea of Japan/
I. Koizumi // Kagaku. 1977. V. 47 (1). P. 45 − 51.
Koizumi I. The geological history of the Sea of Japan – based upon sediments and
microfossils / I. Koizumi // Nipponkai. 1979. N 10. P. 69 − 90.
Kurita H. Oligocene-Middle Miocene palynostratigraphy (Dinoflagellate cysts and
pollen) in Sakhalin Island, Far East Russia, and its implications for geochronology and
paleoenvironments / H. Kurita, A. Obuse, K. Ogasawara [et al.] // Journal of Geography.
2000. V. 109 (2). P. 187 − 202. (In Japanese)
218
Long G. Composition de l'eau interstitielle des argiles et diagenes des mineraux
argilleux / G. Long, S. Neglia // Rev. Inst. Franc. Petrole. 1968. N 25. P. 53 − 69.
Millot J. Geologie des Argiles, Alterations, Sedimentologie, Geochimie / J. Millot.
. − Paris: Masson et Cie, 1964. − 35 p.
Mozherovsky A. V. Authigenic minerals in Early Cretaceous and Paleocene
sedimentary rocks of Yamato Rise (East Sea) / A. V. Mozherovsky, E. P. Terekhov
// Journal Geoscience. 1998. V. 2. N 3. P. 148 − 159.
Mozherovsky A. V. Cristobalite rocks of the Okhotsk Sea - indicator of tectonic
and mineralogical processes on the sea floor / A. V. Mozherovsky, E. P. Terekhov
// Third Workshop on Russian-German Cooperation in the Okhotsk Sea - Kurile Island
Arc System Abstracts. − Moscow. 2000 а.
Mozherovsky A. V. Estimate of indicative cristobalite capabilities in the marginal
seas (on an examples of the Okhotsk Sea) / A. V. Mozherovsky, E. P. Terekhov
// http://cbrazil.com/g 1202008.pdf. 2000 б.
Nikolaeva N. Indications of a Periodic Existence of a Hydrosulphuric
Contamination Zone in the Derugin Basin (Sea of Okhotsk) during the Holocene-Late
Pleistocene / N. Nikolaeva, A. Derkachev, T. Grigoryeva [et al.] // Fifth Workshop on
Russian-German Cooperation in the Sea of Okhotsk-Kuril Island Arc System (KOMEX)
May 27-30. − Vladivostok 2004. − P. 35.
Perry E. Burial diagenesis in Gulf Coast pelitic sediments / E. Perry, J. Hower
// Clays end Clay Minerals. 1970. N 18. P. 165 − 177.
Proceedings of the Ocean Drilling Program // Initial Reports. 1990. V. 127/128
.−421 p.
Rad U. Mineralogy and origin of clay minerals, silica and authigenic silicates in
219
Leg 14 sediments / U. Rad, H. Rösch // Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. −
Washington (U.S. Government Printing Office) − 1972. V. 14. P. 727 − 751.
Rasmy M. Geochemistry of saline minerals separated from lake Qarum Brine / M.
Rasmy, S. F. Estefan // Chemical Geology. 1983. N 40. P. 269 − 277.
Rateev M. A. The distribution of clay minerals in the oceans / M. A. Rateev, Z. N.
Gorbunova, A. P. Lisitzyn, G. L. Nosov // Sedimentology. 1969. N 13. P. 21 − 43
Riech V. Silica diagenesis in the Atlantic Ocean: diagenetic potential and
transformations / V. Riech, U. Rad / In Talwani, M., Hay, W., and Ryan, W. B. F. (Eds.),
Deep Drilling in the Atlantic Ocean: Continental Margins and Paleoenvironment //Am.
Geophys. Union, Maurice. Ewing Series. 1979. V. 3. P. 315 − 340.
Segonzac D. Les mineraux argileux dans la diagenese; passage au metamorphisme
/ D. Segonzac. // Memoires du Service de la Carte geologiqe d’Alsace et de Larraine
(Strasbourg). 1969. N 29. – 320 p.
Segonzac D. The transformation of clay minerals during diagenesis and lower
grade metamorphism / D. Segonzac // Sedimentol. 1970. N 15. P. 281 − 396.
Shackleton N. J. Late Cenozoic Oxygen and Carbon Isotopic Changes at DSDP
Site 284. Implications for Glacial History of the Northern Hemisphere and Antarctic / N.
J. Shackleton, J. P. Kennett // Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. −
Washington U.S.: Government Printing Office, 1975. V. 29. P. 801 – 807.
Shackleton N. The climate of the Eocene ocean / N. Shackleton, A. Boersma
// Journal of the Geological Society. 1981. N 138. P. 153 − 157.
Shoichi A. Boron content in paleogene sedimentary rocks from coal fields, central
Hokkaido, North Japan. Boron as a geochemical indicator of sedimentation
paleoenvironment / A. Shoichi, A. Hideo // Geochmistry. 1979. V. 13. N 2. P. 32 − 40.
220
Soloviev S. L. Geological structure of the southwestern Okhotsk Sea area / S. L.
Soloviev M. L., Krasny O. A. Melnikov [et al.] // Struct. Transit. Zone. Derdrecht. 1980. P.
81 − 95.
Tamaki K. Background, objectives and principal results, ODP, Leg 127, Japan Sea
/ K. Tamaki, K. Pisciotto, J. Allan [et al.] // Proceedings of the Ocean Drilling Program,
Initial Reports. 1990. V. 127. – 421 p.
Tamaki K. Tectonic synthesis and implication of Japan Sea ODP / K. Tamaki, K.
Suehiro, J. Allan [et al.] // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 127/128 (2). P. 1333 −
1348.
Taylor J. M. Pore-space reduction in sandstones / J. M. Taylor // 11 Bulletin of the
Amer. Assoc. of Petroleum Geologist. 1950. V. 34. N 4. P. 701 − 716.
Trauth N. Argiles évaporitiques dans la sédimentation carbonatée continentale
tertiaire. Bassins de Paris, de Mormoiron (Vaucluse) / N. Trauth // Bull. Soc. Fr. Miner.
Crist. Paris. 1974. V. 95. P. 482 − 494.
Triat J. M. Evolution des minéraux argileux dans les sediments paléogènes du
bassin de Mormoiron (Vaucluse) / J. M. Triat, N. Trauth // Soc. franc Min. Crist. Bull.
1972. V. 95. − P. 482.
Tucholke B. E. Seismic stratigraphy, lithostratigraphy, and paleosedimentation
patterns in the North American Basin / B. E. Tucholke, G. S. Mountain / In M. Talwani,
W. Hay, W. B. F. Ryan, (Eds.). // Deep Drilling Results in the Atlantic Ocean:
Continental Margins and Paleoenvironment. − Maurice Ewing Ser. 1979. V. 3. P. 58 –
86.
Ujiié H. A Middle Miocene hiatus in the Pacific Region: its stratigraphic and
paleoceanographic significance / H. A. Ujiié // Paleogeography, Paleoclimatology,
221
Paleoecology. 1984. N. 46. P. 143 − 164.
Vail P. R. Sea-level changes during the Tertiary / P. R. Vail, J. Hardenbol
// Oceanus (GeoArabia, Journal of the Middle East Petroleum Geosciences). 1979. V. 22.
P. 71 − 79.
Venkatarathnam K. Deep-sea zeolites: variations in space and time in the
sediments of the Indian Ocean / K. Venkatarathnam, P. Biscaye // Mar. Geol. 1973. V.
15. P. 11 – 17.
Venkatarathnam K. Mineralogical Data from Sites 211, 212, 213, 214, and 215 of
the Deep Sea Drilling Project, Leg 22, and Origin on Noncarbonate Sediments in the
Equatorial Indian Ocean / K. Venkatarathnam // Initial Reports of the Deep Sea Drilling
Project. − Washington (U.S. Government Printing Office). 1974. V. 22. P. 489 – 501.
Weaver C. E. Clay water diagenesis during burial, bow mud becomes gneiss / C.
E. Weaver, K. C. Beck // Geol. Soc. Arner. Special Paper. 1971. N 134. − 96 p.
Weaver C.E. Miocene of the S.E. United
States: a model for chemical
sedimentation in a peri-marine environment / C. E. Weaver, K. C. Beck // Sediment.
Geol. 1977. V. 17. – 234 p.
Zemmels I. X-Ray Mineralogy Studies of Selected Samples from the Sea Floor of
the Northeast Atlantic and Mediterranean Sea / I. Zemmels., H. E. Cook // Initial Reports
of the Deep Sea Drilling Project. − Washington (U.S. Government Printing Office). 1973.
V. 13. P. 605 − 664.
222
ПРИЛОЖЕНИЕ А
223
Таблица А.1 – Каталог изученных образцов из отложений
Японского, Охотского морей и прилегающих территорий
Номер
станции
686
790
799
931
1075
1080
1099
1119
1126
1127
1128
1132
1135
1136
1137
1137
1147
1158
1160
1164
1172
1192
1192
1193
1194
1226
1310
1402
1410
1411
1430
1437
1441
1452
1490
1567
1569
1570
1646
1646
1708
1709
1709
1711
1713
1718
с.ш.
в.д.
Японское море
42,333333
132,69833
42°29,9'
132°55,5'
42°30.9'
133°08,3'
41,7733
132,35
42,36
131,73667
42,3466
131,315
42° 22.8'
131° 45.5'
42° 22.1'
131° 44.0'
42,38333
131,87833
42,393333
131,91333
42,395
131,9133
42° 23.2'
131° 54.9'
42° 23.7'
131° 54.7
42° 23.8'
131° 54.6'
42° 23.9'
131° 54.7'
42,398333
131,91167
41,77
132,3733
41° 41,2'
132° 19,1'
41° 43.3'
132° 21.3'
41° 42,1'
132° 19,8'
39,141667
130,04333
39° 28.6'
133° 30.6'
39,476667
133,51
46,58565
150,10199
46,57012
150,10843
38,2633
132,58
38,523333
130,14833
39° 08.5'
133° 25.2'
39,225
133,6
39,228333
133,58333
39,966667
134,345
39,05
133,98333
39,055
133,98333
39,075
134,025
43° 28.5'
135° 25.1'
42,1316
133,7366
42° 07.0'
133° 44.0'
42° 07.7'
133° 44.2'
38°35,4'
137°41,2'
38,59
137,68667
44° 09.0'
139° 12.2'
44° 09.3'
139° 11.1'
44,155
139,185
44° 09.5'
139° 11.9'
44° 08.7'
139° 09.5'
44,44
138,9866
Глубина, м
1200-1100
850-800
1620-1550
1400-1300
1420-1350
1140-1100
1000-950
1100-1040
1500-1400
2250-2150
1500-1450
670-650
1100-1000
1300-1250
1700-1550
1600-1530
2100-2000
1430-1300
1920-1800
1560-1400
2500-2400
224
Таблица А1, продолжение
Номер
станции
1719
1832
1833
1833
1834
1927
2000
2005
2040
2047
2047
К-67
2229
2230
2231
2232
2233
2234
2344
2347
2349
2356
2357
2359
2362
2363
2364
2368
2369
D16
В12-22
В12-23
В12-25
В12-26
В12-34
В12-36
В12-37
В12-38
В12-39
12
13
20
26
32
35
36
37
41-1
41-19
с.ш.
в.д.
Глубина, м
44,3533
138,9966
39,0766
134,0333
39,0716
134,0216
39,071667
134,02167
39,065
134,01833
38° 31. 6'
137° 04.6'
300-290
39,9083
133,2916
39,84
133,29
44° 04.0'
137° 23.0'
3100-2800
44° 01. 5'
137° 23.5'
3100-2900
44,025
137,39167
Охотское море
48°29,0'
150°52,0'
3100-2950
47°22,1'
145°29,4'
1000-850
47°23,8'
145°29,8'
1250-1100
47° 23,7'
145° 29,8'
1200-1000
47°23,2'
145°30,1'
1600-1400
47°23,0'
145°29,1'
1100-900
47°22,3'
145°29.7'
1250-1000
45°46,0'
148°12,5'
1750-1600
45°59,0'
147°57,2'
2700-2500
46°50,9'
150°24,1'
2700-2600
47°50,0'
148°14.8'
2800-2600
47°55.0'
148°02,'
2900-2700
47°56,0'
147°57,3'
2900-2700
45°42,0'
144°51,2'
2550-2400
45°39.0'
144°57,0'
2700-2600
45°30,0'
144°58,0'
2700-2600
45°33,7'
144°58,1'
2700-2500
45°33.7'
144°55,0'
2500-2400
48°46.86'
151°53'
2455-2230
островной склон Курило-Камчатского
желоба
53°34,3'
160°12,2'
887-652
53°33,0'
160°11,0'
800-145
53°30,5'
160°20,4'
2080-1470
53°30,7'
160°21,1'
1400-840
54°18,3'
161°09,3'
450-215
54°15,9
161°10,2'
1 120-740
54°11,6'
161°11,2'
1210-1186
54°11,9'
161°11,4'
1756-1665
53°50,8'
160°43,7'
2703-1817
48° 13,177'
154° 13,127'
1800-1600
48° 13,114'
154° 13,084'
1700-1600
47° 49,286'
154° 18,948'
1350-1100
46° 50,642'
152° 58,131'
3200-2700
46° 26,663'
152° 10,880'
3200-2700
45° 55,880'
151° 20,514'
1760-1650
45° 59,876'
151° 29,027'
2100-1800
45° 33,784'
151° 33,306'
2200-1900
45° 48. 12'
151° 02.82'
850-740
45° 59,73'
152° 07.78
2045-1860
225
Таблица А.2 – Средний химический состав нижнемеловых осадочных пород
и гранитоидов возвышенности Ямато
Окислы
вес. %
1
2
3
4
5
6
7
SiO2
67.47
72.78
69.76
65.33
65.91
58.13
77.1
Т102
0.48
0.19
0.35
0.90
0.41
0.76
0.31
А1203
14.03
14.23
14.79
14.75
16.34
15.85
8.70
Fe203
3.47
1.21
1.41
2.44
4.68
8.41
1.50
FeO
3.33
2.07
2.56
1.66
-
-
0.70
MnO
0.09
0.05
0.09
0.03
0.12
0.15
0.20
MgO
1.40
0.26
2.25
1.47
3.40
0.50
CaO
1.44
1.00
2.10
1.58
3.76
6.31
2.70
Na20
2.74
3.75
4.44
4.16
4.63
3.81
1.50
K20
3.32
4.44
2.50
3.14
2.96
1.80
2.80
P205
0.14
0.05
0.08
0.17
0.31
0.29
0.10
п. п. п.
2.15
1.15
1.01
3.28
0.79
0.98
-
Сумма
100.06
101.2
100.07
99.69
101.39
99.71
Примечание:
1 – песчаники хребта Северное Ямато (п = 19),
2 – верхнепалеозойские граниты хребта Северное Ямато (п = 8),
3 – верхнепалеозойские гранодиориты, диориты, плагиограниты хребта Северное Ямато
(п = 12),
4 – песчаники хребта Южное Ямато (п = 14),
5 – верхнепротерозойские кристаллические сланцы и гнейсо-граниты хребта Южное
Ямато (п = 4),
6 – верхнепротерозойские диориты хребта Южное Ямато (п = 2),
7 – аркозы приводится по: (Петтиджону, 1976).
226
Таблица А.3 – Химический состав нижнемеловых осадочных пород возвышенности
Ямато
Ок-лы
вес. %
Номер образца
1192
1192-1
Si02
1
52.07
2
66.67
Ti02
0.91
A1203
1192-Зг 1192-3б 119265
3
4
1193
1193-1 1193-3 119349
7
8
1192210
1194211
1194-3
76.52
77.92
63.56
6
62.99
72.80
76.83
62.66
61.77
70.20
12
73.54
0.41
0.25
0.17
0.59
0.46
0.27
0.29
0.61
0.53
0.44
0.13
18.94
15.48
11.40
10.10
16.06
14.01
13.73
10.14
16.42
15.82
11.15
10.06
Fe203
8.78
5.80
1.02
0.62
2.96
4.20
1.19
4.80
1.86
7.12
4.53
5.00
FeO
-
-
2.48
2.63
4.69
2.23
1.42
-
2.77
-
4.21
2.74
MnO
0.18
0.11
0.04
0.03
0.08
0.14
0.03
0.05
0.1
0.11
0.12
0.11
MgO
3.53
1.18
0.87
0.58
0.89
3.63
0.48
0.84
1.25
1.35
1.07
0.35
CaO
8.40
1.52
0.94
1.07
0.40
4.72
0.80
1.75
2.32
3.50
0.51
0.67
Na20
3.80
3.90
2.86
2.61
1.79
4.00
3.82
2.51
3.90
3.20
2.00
2.90
K20
2.00
2.68
2.67
3.00
4.20
2.53
4.11
2.88
6.71
2.62
3.10
3.09
P205
0.25
0.20
0.04
0.04
0.09
-
0.04
0.29
-
0.24
-
-
п.п.п.
1.01
1.94
1.33
0.75
3.67
0.85
1.10
0.32
2.09
3.30
2.14
1.08
Сумма
99.88
99.89
100.42
99.52
99.98
99.76
99.79
100.7
99.69
99.56
99.47
99.66
продолжение таблицы А.3
Ок-лы
вес. %
Номер образца
1411
Si02
1194
-4
13
68.00
1411-2 1411
-2а
16
17
68.00
69.80
1412
1412-а
14
66.81
1411
-м
15
65.64
18
55.69
Ti02
0.36
0.52
0.67
0.57
0.52
A1203
14.03
15.58
15.54
13.99
Fe203
0.52
0.88
2.64
FeO
4.18
3.42
MnO
0.07
MgO
1828
-1а
21
73.84
1832
19
70.40
1828
-1
20
74.28
22
61.50
1832
-1а
23
62.93
18321ам
24
62.70
1.07
0.41
0.29
1.25
0.45
0.64
0.40
12.17
18.53
13.34
13.67
12.70
15.28
15.26
16.82
3.22
4.08
5.52
1.27
1.20
1.46
2.72
5.58
4.80
3.90
3.27
2.98
4.36
4.61
1.14
-
2.41
-
-
0.06
-
0.06
0.05
0.24
0.07
0.01
-
0.01
0.02
0.02
0.42
0.38
1.65
1.55
1.31
3.00
1.21
0.29
0.39
3.15
1.93
1.26
CaO
0.83
1.21
0.40
0.54
0.33
6.43
0.67
0.40
0.52
0.40
2.22
1.75
Na20
2.90
1.75
1.94
1.94
2.00
2.70
2.05
1.96
2.00
6.90
4.88
6.62
K20
3.59
6.59
3.55
3.45
3.25
0.16
2.91
2.64
2.80
1.00
3.30
3.30
P205
-
-
0.13
0.16
0.13
-
0.09
0.13
-
0.09
0.34
0.30
п.п.п.
4.63
2.42
3.73
3.36
2.84
1.81
2.51
3.24
3.48
6.03
2.54
2.18
Сумма
99.53
99.62
99.78
100.11
99.46
99.53
100.00
99.25
98.24
99.91
99.84
100.15
227
продолжение таблицы А.3
Ок-лы
вес. %
Номер образца
Si02
1832
-3
25
58.07
1832
-4
26
62.64
1832
-6
27
62.60
1834
-1
28
67.50
1834
-4
29
67.96
1835
-1
30
62.70
1835
-2
31
56.16
1431-4 1437
-3
32
33
70.20
56.86
1437
-4
34
63.10
1439
-1
35
67.58
14413
36
63.28
Ti02
0.77
0.78
0.48
1.45
2.45
2.00
1.65
0.25
0.31
0.46
0.31
0.38
A1203
16.18
16.06
15.8
15.10
14.50
15.10
14.50
13. 14
14.24
15.28
13.73
14.89
Fe203
7.18
3.20
3.50
1.89
2.04
1.60
1.60
1.98
1.55
2.57
2.43
3.82
FeO
-
1.49
1.42
-
-
-
-
1.87
2.56
2.41
1.77
1.49
MnO
0.05
0.07
0.01
-
-
-
-
0.04
0.07
0.03
0.03
0.01
MgO
1.85
3.40
2.91
0.06
0.39
4.45
4. 32
1.26
1.99
3.59
2.18
0.68
CaO
2.22
1.47
0.94
1.58
1.05
1.76
5.28
1.62
5.36
1.07
1.07
1.34
Na20
4.33
4.85
5.60
5.60
5.60
3.60
3.32
4.00
4.85
3.80
4.50
4.36
K20
3.92
3.44
3.78
2.72
2.80
3.05
2.80
3.07
3.60
3.32
3.60
3.20
P205
0.46
0.16
0.13
-
-
-
-
-
0.50
0.13
0.18
0.16
п.п.п.
4.92
2.26
2.29
1.13
1.75
3.61
7.80
2.36
7.25
3.36
1.65
5.63
Сумма
99.55
99.82
99.46
97.13
97.87
97.87
97.43
99.79
99.14
99.12
99.03
99.52
Примечание – 1-4, 6-19 – песчаники, 5 – алевролиты хребта Северное Ямато; 20-22, 24, 2632, 34-36 – песчаники, 25, 33 – алевропесчаники, 23 – алевроаргиллиты хребта Южное Ямато.
Анализы любезно переданы Е.П. Тереховым.
228
Таблица А.4 – Аутигенные минералы раннемеловых песчаников возвышенности Ямато.
Северное Ямато
1192-1
X
ХХХ
ХХ
Х
г
1193-к
Х
ХХХ
ХХ
г
1193-2к
Х
ХХ
ХХ
г
Южное Ямато
1833-1a
ХХХ
ХХ
1833-aк
ХХХ
Х
Х
г
г
1834-1г
ХХХ
ХХ
Х
м
1834-2г
ХХХ
ХХ
Х
Х
м
1834-1
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
м
1835-1
Х
ХХХ
м
1437-4
ХХХ
с
Примечание – ХХХ – преобладает, ХХ – присутствует в смеси, Х – редок, г – грубозернистый, с
– среднезернистый, м – мелкозернистый песчаник
,
.
229
686/3
699
1075
1099
1119/1а
1119/1
1126
1128/б
1135/а
1137/5
1137/3
1137/4а
1137/а
1646
2258/5
2258/6
2267/6
1127/2
1127/2а
1132/9
1135
1709/8
1709/8а
1711/3
1713/8а
1713/8б
1713/8с
ХХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
франклинит
лепидокрокит
гетит
барит
ярозит
гипс
чермигит
эпсомит
анкерит
кальцит
ломонтит
анальцим
гейландит
кристобалит
плагиоклаз
кварц
каолинит
гидрослюда
хлорит
см. смектитгидрослюда
см. хлоритсмектит
ди-смектит
номер образца
Таблица А.5 – Минеральный состав цемента пород дна Японского моря
230
1
1711/4
1709/9
1718/2
1713/8д
1713/10
1709/9
1713/8
1713/8б
1135/3
1135/В
1135
1135/8
1172/2
1192/1
1192/6
1193/к
1193/2к
1310/1
1310/2
1410
1411
1411/10
1411/мк
1430
1430а
1441
1441а
1441б
1441в
1441з
2
ХХ
ХХ
3
4
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
5
6
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХХ
ХХХ
7
ХХ
8
Х
Х
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
9
Х
Х
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
Х
10
ХХ
ХХ
11
12
13
14
15
16
17
18
19
продолжение таблицы А.5
20
21
22 23
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
ХХХ
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
231
1
1441/Б
1441/Б
1441/2
1452
1452а
1452б
1452в
1452г
1452д
1452/1
1452/1
1452/2
1452/2
1452/4
1452/4а
1452/4к
1452/4т
1452/5П
1452/6
1452/6а
1452/6з
1452/8
1452/11
1430/к
1437/4
1832/1
1832/2
1832/3
1832/3б
1833/1а
1834/1
2
3
4
5
6
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
7
Х
ХХ
ХХ
ХХ
8
Х
Х
Х
Х
Х
9
10
11
Х
12
13
14
ХХ
ХХХ
16
17
18
19
продолжение таблицы А.5
20
21
22 23
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
15
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
Х
Х?
Х
ХХ
Х
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
ХХ
Х
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХ
232
1
1834/2
1834/2Б
1834/1г
1834/В
1834/БЕ
1834/Б
1834/СБ
1834/Сц
1834/6
1834/22
1441/2
1441/2Б
1490
1441/2
1441/3
2040/3
2040/1
2047/б
2047/2а
2047/3
2047/7
2212/1
2212/6
2212/7б
2213/1
2213/2
2213/3
2215/5
2
ХХ
3
Х
Х
ХХ
Х
4
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
5
6
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
7
ХХХ
ХХХ
8
9
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
10
ХХ
11
12
13
14
15
16
Х
17
18
19
продолжение таблицы А.5
20
21
22 23
Х
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
Х
Х
Х
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
Примечание – ХХХ – преобладающий в пробе минерал, ХХ – находится в смеси в равных количествах, Х – присутствует в виде примеси.
ХХ
233
Окраинно-морские толеиты
931/1а базальт
Х
Х
Х
Х
1147/3 базальт
Х
х
Х
1165/2а базальт
Х
Х
Х
1225/г
базальт
Х
Х
1226/а базальт
Х
х
Х
1226/б базальт
х
Х
Х
1226/3 трахит
Х
Х
1317а
базальт
Х
Х
Х
1402/3б базальт
х
Х
Х
1467/1 базальт
Х
Х
1467/3 дацит
Х
Х
1468/1б базальт
Х
Х
1470/1а Т-дацит
Х
Х
Х
1567а
трахит
Х
х
Х
1569
Т-андезит Х
Х
х
1570
трахит
Х
х
Х
Х
1612/8 базальт
Х
х
Х
Х
1621/1 базальт
х
Х
Х
Х
Х
1675/а базальт
Х
Х
Х
1676/3 Т-дацит
Х
Х
1680/1 базальт
Х
Х
1784/а базальт
Х
Х
Х
Х
1796/2 базальт
х
Х
Х
1797/а Т-андезит Х
Х
1804/4 базальт
Х
Х
2055/2 трахит
Х
Х
77117/2 т-андезит
Х
Х
Островодужные вулканиты
1255/2 базальт
Х
Х
1289/4 базальт
Х
Х
1291/1е базальт
Х
Х
х
Х
1344/8 Т-андезит Х
Х
1427
базальт
Х
х
Х
1472/2 дацит
Х
Х
1708/1 базальт
Х
х
Х
1709
базальт
Х
х
х
х
Примечания
кварц
кальцит
цеолит
хлорит
гидрослюда
см.
гидрослюда
–смектит
три-смектит
ди-смектит
название
породы
номер
образца
Таблица А.6 – Вторичные минералы в базальтоидах Японского моря
пора
вал
поверхность
вал
вал
вал
вал
вал
вал
вал
вал
вал
прожилок
вал
пора
пора
поверхность
вал
пора
пора
вал
пора
вал
вал
по оливину
вал
вал
вал
вал
вал
пора
вал
вал
Х
пора
пора
234
продолжение таблицы А.6
1
1713/1
1719
1722/2г
1824/1
1927/1
1931/1
1958
1999/2
2000
2005
2
базальт
базальт
базальт
базальт
базальт
Т-андезит
дацит
Т-андезит
дацит
андезит
3
х
х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
4
5
Х
х
х
6
7
х
х
8
Х
9
10
11
пора
Х
Х
прожилок
Х
вал
Х
вал
Х
вал
Х
вал
Х
вал
Х
вал
Х
вал
Х
вал
Континентальные вулканиты
базальт
Х
вал
Х
базальт
Х
вал
Х
базальт
Х
вал
Х
базальт
Х
х
вал
Х
Щелочные базальтоиды континентальных рифтов
936/1
базальт
Х
вал
Х
1213а
трахит
Х
х
вал
Х
1214
базальт
х
Х
пора
Х
1865/2 трахит
Х
вал
Х
Примечание - Х - содержащийся в смеси; х - диагносцируемый в малых
количествах. Номера образцов соответствуют номерам станций.
790/6
791/1в
803
1080/2
235
Таблица А.7 – Средний химический состав корренситоподобных минералов и корренситов
различных генетических групп приводится по: (Коссовская, 1971; Дриц, 1976).
Компонент
1
(n=4)
2
(n=4)
3
(n=2)
4
(n=2)
5
(n=6)
FeO общ
13,92
15,62
10,27
11,03
14,66
MgO
6,24
5,44
2,09
5,06
CaO
0,14
0,09
1,78
Na2O
1,51
1,61
1,04
K2O
6
(n=6)
7
(n=7)
8
(n=10)
9
(n=3)
10
(n=3)
10,27
19,44
9,94
3,88
0,88
9,23
16,03
10,47
20,77
23,47
27,8
0,77
1,02
1,7
2,08
1,67
1,43
0,36
1,15
1,01
0,35
1,11
0,51
0,12
0,36
1,9
2,55
4,17
2,74
1,81
2,62
0,95
0,33
0,64
0,09
Примечания - Корренситоподобные минералы хребта Южное Ямато:
1 – из нижнемеловых песчаников и алевроаргиллитов,
2 – из палеоценовых песчаников и алевроаргиллитов,
3 – из вулканогенно-осадочных пород о. Шикотан,
4 – из вулканогенно-осадочных пород п-ова Терпения,
5 – из вулканогенно-осадочных пород хребта Витязь.
Корренситы:
6 – терригенно-карбонатно-эвапоритовых формаций,
7 – зоны глубинного эпигенеза класто- и вулканогенных формаций,
8 – гидротермально-преобразованных основных и ультраосновных пород,
9 – карбонатно-доломитовых формаций,
10 – гидротермально-переработанных гипс-доломитовых пород; (6, 9, 10 – I генетический тип, 7 –
II: 8 – III)
236
№ пробы
порода
гидрослюда
хлорит
дефектный
хлорит
ректоритоподобный
корренситоподобный
кварц
плагиоклаз
стильбит
анальцим
кальцит
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
учирская свита
210а
туфопесчаник
Х
ХХХ
210б
туфопесчаник
Х
ХХХ
213
цемент агломератового туфа
Х
ХХХ
227
раковины иноцерамов
227
кремнистый алевроаргиллит
ХХ
ХХ
ХХХ
233
кремнистый алевроаргиллит
Х
ХХ
Х
Х
235
кремнистый алевроаргиллит
ХХ
ХХ
Х
ХXX
Х
Х
ХХ
237а
кремнистый алевроаргиллит
ХХ
ХХ
ХXX
Х
Х
ХХ
237р
прослой радиоляий.
Х
Х
XX
Х
Х
ХХХ
237-Т
туфовый прослой
Х
Х
ХХХ
250
кремнистый алевроаргиллит
Х?
Х?
ХХ?
Х
Х
ХХ
заслоновская свита северная (нижняя) часть
севернее устья р. Котиковая
238
алевроаргиллит
ХХ
ХХ
Х?
ХХХ
Х?
ХХ
Х
239
алевроаргиллит
ХХ
ХХ
Х?
Х
X
ХХ
Х
240
алевроаргиллит
ХХ
Х?
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
заслоновская свита южная (верхняя) часть м. Давыдова
351
алевролит
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
352
алевролит
ХХ
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
353
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХХ
ХХ
356
алевролит
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
Х
358
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХХ
ХХ
362-рпт
песчаник
ХХ
ХХ
Х
ХХ
Х
ХХ
Х
опал-СТ
№ п/п
Таблица А.8 – Минеральный состав цемента вулканогенно-осадочных пород п-ва Терпения
14
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
Х?
Х
Х
237
1
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
продолжение таблицы А.8
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
362-рпт
песчаник
ХХ
ХХ
Х
ХХ
Х
ХХ
Х
363-рпт
песчаник
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ
Х
заслоновская свита южная (верхняя) часть
м. Обширный
347
алевролит
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
348
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХХ
заслоновская свита южная (верхняя) часть
м. Святой
404
песчаник
X
X
XXX
XX
XX
405
алевролит
ХХ
ХХ
Х
XX
X
ХХ
Х
туровская свита район м. Буденновского
397
аргиллит с гравием
ХХ
ХХ
Х
ХXХ
ХХ
ХХ
400
аргиллит
Х
Х
X?
ХXX
Х
Х
401
песчаник
Х
ХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
403
зеленый прожилок
Х
ХХХ
Х
ХХ
ХХ
ольдонская свита северная (нижняя) часть
устье р. Вымь
263
алевроаргиллит
ХХ
ХХ
Х?
ХХ
Х
271
алевроаргиллит
ХХ
ХХ
Х?
ХХХ
ХХ
Х
273
алевроаргиллит
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
279
алевроаргиллит
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
281
алевроаргиллит
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
287
алевроаргиллит
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
Х
ольдонская свита южная (верхняя) часть
от м. Поворотного до м. Жуковского
365
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
366
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ
368
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
371-372
алевролит
ХХ
ХХ
Х
Х?
ХХ
Х
Х
376-377
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
379-380
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
381-386
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
388
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ?
ХХ
ХХ
391-393
алевролит
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
Примечание - ХХХ – минерал доминирует в смеси; ХХ – находится приблизительно в равных количествах; Х – присутствует в виде незначительной примеси.
238
ХХ
Х
Х
Х
Х
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ?
Х
ХХ
Х
Х?
ХХ
Х
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
гематит
25
26
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Примечания
тодорокит
24
гипс
18 19 20 21 22 23
роговаяоб
пирит
17
Х
фаза2.52
вернадит
16
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
галлуазит?
15
ХХ
ХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
Х
Х
ХХХ
Х
Х
Х
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
ХХ
Х
фаза2.82
14
ам.фаза
11 12 13
плагиоклаз
10
кварц
9
Х
Х
филлипсит
8
Х
Х
Х?
Х
ХХ
ХХ
кристобалит
7
кальцит
5
Х
анальцим
6
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
ХХ ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х? ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
гидрослюда
смектит
см.см-гидр
корренсит
4
стильбит(шабазит)
3
деф.хлорит
2
хрорит
1
LV37_12-1е
LV37_12-1с
LV37_12-1T
LV37_12-2
LV37_13-4
LV37_20-1
LV37_20-1а
LV37_20-1б
LV37_20-1г
LV41_22_2
LV37_22-4
LV37_22-5
LV37_22-6
LV37_25-1
LV37_32-1
LV37_32-2а
LV37_26-1
LV37_26-1т
LV37_32-1
LV41_1-1
LV41_3-3
LV41_19-6
LV37_35-1
ректоритопордобны
е
корренситоподобны
е
№ № станций
Таблица А.9 – Минеральный состав цемента пород подводной возвышенности хребет Витязя
27
туфоалевролит
туфоалевролит
туфоалевролит
туффит диатомовый
туффит глинистый
туфопесчаник
туфопесчаник
туфопесчаник
туфопесчаник?
туфоалевролит
дресвяник
дресвяник
дресвяник
эффузив
туфодиатомит
туффитдиат
ХХ ХХ?
ЖМО
ХХХ
ЖМО
ХХХ Х?
ЖМО
ХХ ЖМО
ХХ ХХХ
ЖМО
ХХХ Х?
ЖМО
туф
239
1
LV37_35-1д
LV37_35-3а
LV37_35-4
LV37_36-1
LV37_36-3с
LV37_36-4с
LV37_36-4Т
LV37_36-5
LV37_36-7
LV37_36-8
LV37_36-8ж
LV37_17-1
LV37_17-1а
LV37_17-1в
LV37_17-3
LV37_17-9
LV37_37-1
LV37_37-2
LV37_37-3
LV37_37-4
LV37_37-2
LV37_37-3
LV37_24-1ат
LV37_24-1а
LV37_24-1б
LV37_24-1в
LV37_19-1б
LV37_19-1a
LV37_20-1г
LV37_20-5
LV37_20-5Т
LV37_20-5с
2
3
4
5
Х
Х?
Х
Х
Х
Х?
X?
X?
X?
Х?
Х?
Х?
Х?
Х?
Х?
Х
Х
Х?
Х
Х
Х
Х
Х?
Х?
6
ХХХ
ХХ?
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
Х
Х
ХХ?
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
7
8
9
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
11 12 13
14
Х?
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х?
Х
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х?
Х?
Х?
Х?
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
Х
ХХХ
Х
10
Х?
15
X
Х
Х
Х
ХХ
Х
Х
ХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
х
ХХ
ХХ
16
X
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
ХХ
17
XXX
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
18 19 20 21 22 23 24
ХХ
ХХ
ХХ
25
Х
ХХ
Х
Х
ХХ ХХ
ХХХ
продолжение таблицы А.9
26
27
туфодиатомит?
туф пепловый
туффит диатомовый.
туф пепловый
туфодиатомит
туфоалевроаргиллит
алевроаргиллит
туфодиатомит
туф в-кластический
туфв-кластический
туфв-кластический
алевролит?
алевролит
алевролит
песчаник
туфв-кластический
туфодиатомит
туфодиатомит
туффит
туфоалевроаргиллит
ЖМО
ЖМО
туф?
туф
туф?
туф?
Туффит глинистый
Туффит глинистый
туфопесчаник
туфопесчаникс
туфопесчаник
туфопесчаник
240
1
LV37_23-11
LV37_23-15
LV37_23-10
LV41_13-4
LV41_16
LV41_16-1
LV41_16_2
LV41_16_4
LV41_24-6
LV37_14-1
LV37_14-4
LV41_15
LV41_15_1
LV41_15_3
LV41_15-5
LV41_15_б
LV41_15_7
LV41_15-8
LV41_19-2
LV41_19-3
LV41_19-5
LV41_19-8
LV41_20
LV41_20-1
LV37_21-1
LV37_23-5
LV37_23-6
LV37_23-8
LV37_23-9
2
3
Х
ХХХ
4
ХХХ
ХХ?
ХХ
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
Х
XXX
ХХХ
Х
ХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
5
6
7
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х?
X
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
10
Х
11 12 13
Х
Х
ХХ
X?
Х
ХХХ
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХХ ХХ?
Х
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
9
ХХ
ХХХ
Х?
ХХХ
8
ХХ
Х
ХХ
Х
Х
14
15
16
ХХХ Х
ХХХ Х
ХХ
ХХ ХХX
ХХ
Х
ХХХ ХХ Х
ХХХ Х
Х
Х
ХХ?
ХХХ Х
Х
ХХ
ХХ ХХХ
Х
ХХ
ХХХ Х
ХХХ
Х
Х
Х
Х
ХХ Х
Х
Х
ХХ ХХ
Х
ХХ
ХХ ХХ
Х
ХХ
ХХ ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
Х
ХХ
Х
17
18 19 20 21 22 23 24
25
продолжение таблицы А.9
26
27
алевроаргиллит
алевролит?
песчаник
алевролит
эффузив
алевроаргиллит
алевроаргиллит
эффузив
алевроаргиллит
песчаник?
туф
алевроаргиллит
алевролит
алевроаргиллит
г\зпесчаник
гравийник
Гравийник?
гравийник
дресвяник
песчаник
песчаник
песчаник
песчаник
песчаник
песчаник
песчаник
песчаник
песчаник
песчаник
241
1
LV37_23-5т
LV37_23-3
LV37_24-2
LV37_24-3
LV37_14-5ац
LV37_14-5ц
LV37_14-8
LV41_19
LV41_19-1а
LV37_20-14
LV41_19_4
LV41_22
LV41_19-1п
LV41_13-1
LV37_20-8
LV37_23-1
LV37_23-2
LV37_23-4
LV37_25-3
2
ХХ
ХХ
XX
ХХ
ХХХ
ХХ
Х?
Х?
Х?
3
4
ХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ?
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ ХХ
ХХХ
ХХХ
Х?
ХХ
ХХ?
Х?
5
6
7
Х
Х
ХХ
ХХ
XX
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
ХХХ
8
9 10
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
Х? ХХ
Х
ХХ?
ХХ
ХХ
XXX
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
11 12 13
14
15
ХХХ
ХХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
XXX
ХХХ
ХХХ
ХХХ
Х
Х
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
ХХХ
16
Х
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
XX
Х
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
17
ХХ?
18 19 20 21 22 23 24
25
продолжение таблицы А.9
26
27
песчаник
конгломерат
песчаник
гравелит
алевроаргиллит
алевроаргиллит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевроаргиллит
песчаникк
песчаникм
песчаникм
песчаникм
песчаникм
песчаник
роговик
Примечание - ХХХ – минерал преобладает в смеси; ХХ – находится в приблизительно равных количествах; Х – содержится в малых
количествах.
242
Примечания
галлуазит?
гипс
пирит
роговая об
фаза 2.52
фаза 2.82
ам. фаза
плагиоклаз
кварц
кальцит
анальцим
стильбит
деф. хлорит
хрорит
гидрослюда
смектит
см-гидослнизкоупор
Корренситоподобные
Ректоритоподобные
станций
Таблица А.10 – Минеральный состав цемента пород о. Шикотан
зеленовская свита
7ш
ХХХ
7крш
Х?
ХХ
8ш
ХХХ Х?
17ш
Х?
Х?
18ш
Х?
ХХ
18ш/мф Х?
Х? ХХ?
19ш
ХХ? Х?
20ш
Х? ХХ?
21ш
Х?
Х
23ш
Х? ХХ?
24ш
Х
Х
24ш/мф Х?
Х?
25ш
Х?
Х?
27ш
Х? ХХ?
27ш/мф
28ш
Х? ХХ?
29ш
Х?
Х?
30ш
Х?
Х?
31ш
ХХ? ХХ?
32ш
ХХХ
32ш/мф Х? ХХХ
33ш
ХХ ХХХ
34ш
Х? ХХ?
35ш
Х?
Х?
36ш
Х?
ХХ
Х
ХХХ ХХ
Х
Х
ХХХ ХХ
ХХХ ХХ
ХХХ ХХ
ХХХ ХХ
ХХ ХХ
Х
Х
ХХХ ХХ
ХХ ХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХ
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
Х
Х?
Х
Х
Х
ХХХ
ХХХ
ХХ ХХХ
Х
Х
Х
ХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХХ
ХХ
Х
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ Х
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
Х
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
песчаник
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
243
продолжение таблицы А.10
1
37ш
38ш
39ш
39ш/мф
41"
40ш
42ш
43ш
44ш
46-4ш
46-5ш
47ш
2
Х?
Х?
ХХ?
Х?
3
Х?
ХХ
ХХ?
Х?
Х?
Х?
Х?
Х?
ХХ
Х?
ХХ?
Х?
ХХХ
ХХХ
ХХХ
52ш
53 пр.т.
53 раз.3
54"
55"
ХХ
Х?
Х?
Х?
Х?
57ш
66ш
69ш
70ш
75ш
77ш
83ш
85ш
86ш
87ш
88ш
89ш
90ш
4
5
6
7
ХХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
8
9
XX
Х?
Х?
Х?
Х?
Х?
ХХ
Х
ХХ ХХ ХХ?
ХХХ ХХ
ХХХ ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ?
ХХ? ХХ
Х? ХХ?
Х? ХХ?
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
Х?
Х? ХХХ
ХХ?
Х
Х? ХХХ
ХХ? ХХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ?
Х?
ХХ
Х
ХХ ХХ
ХХ?
ХХХ
Х
Х
Х
ХХ
Х
ХХ
Х
Х
10
11
X
12
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
XXX
ХХ
ХХ
Х
13
Х
ХХ
Х
Х
X
Х
Х
Х
14
15
16
17
18
19
20
ХХ
ХХ
ХХХ ХХХ
Х
Х
Х
ХХ
малокурильская свита
бухта Малокурильская
ХХ
ХХХ
Х
Х
ХХХ
Х
ХХ
ХХХ ХХ
Х
ХХХ
Х
Х
ХХХ
Х
малокурильская свита
бухта Хромова
Х
ХХХ
Х
Х ХХХ
Х
ХХ
ХХ??
ХХ
ХХ
Х
ХХ ХХХ
Х
Х
Х
Х
Х
ХХХ
Х
ХХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХХ ХХ
21
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
алевролит
прослой туфа
алевролит ?
глауконитовая
песчаник ?
песчаник ?
зел. алевролит
песчаник (желвак)
алевролит
алевролит ?
алевролит ?
алевролит ?
алевролит ?
244
продолжение таблицы А.10
1
2
3
91ш
92ш
ХХХ
93ш
94ш
ХХХ
95ш
ХХ
Х?
96ш
Х?
Х?
96ш
ХХ
97ш
ХХ
Х?
98ш
Х?
Х?
98ш
Х?
Х?
99ш
ХХ
Х?
99ш/мф Х?
Х?
101ш
ХХХ
101ш/мф Х?
Х?
102ш
Х?
Х?
103ш
103ш пр
103ш
114ш
Х? ХХХ
115ш
116ш
Х? ХХХ
122ш ХХХ Х?
123ш
Х? ХХХ
123ш/мф Х? ХХХ
124ш
Х? ХХХ
124ш/мф Х? ХХХ
126ш
Х? ХХХ
127ш
ХХ? ХХХ?
128ш
Х? ХХХ
129ш
Х?
131ш
4
ХХ
5
ХХ
ХХ?
6
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
Х?
Х
ХХ
ХХ
Х?
Х
ХХ?
ХХ?
Х?
ХХ?
ХХ?
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
7
8
9
10
11
12
ХХ
ХХХ
ХХ
Х
ХХ
Х? ХХ
Х
Х? ХХ
ХХ
Х? ХХХ
ХХ
Х ХХХ
Х
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХ
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХХ
Х
Х ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХ? ХХХ
ХХ ХХХ
ХХ
ХХХ ХХ
Х ХХ? ХХ
Х ХХХ
Х ХХ?
ХХХ
ХХХ
Х? ХХХ
ХХ
ХХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ?
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
Х ХХ? ХХХ
ХХ ХХ
ХХ ХХ? ХХ
ХХ
ХХХ
ХХХ
ХХ
ХХ ХХХ
13
Х
Х
Х
Х
Х
Х
Х
ХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
Х
ХХ
14
15
16
17
19 20
Х?
21
алевролит ?
алевролит ?
алевролит ?
алевролит ?
алевролит ?
алевр-ит зел
алевр-ит зел
фауна.
песчаник?
песчаник?
алевролит
ожелезненый
ХХХ
Х?
ХХ Х?
минерализация
прослой радиолярий
радиолярии
алевролит
конкреция
алевропесчаник
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
Х
ХХ
Х
ХХ
Х
18
Х?
алевропесчаник
Х?
туф ?
ХХ
алевролит
песчаник с
алевролит
конкреция выщел.?)
прослой карбоната?с
245
окончание таблицы А.10
1
133ш
133ш/мф
138 ш
140ш
140ш/мф
142ш
144ш
146ш
2
Х?
Х?
ХХ
Х?
Х?
ХХ
ХХ
Х?
3
ХХХ
Х?
Х?
ХХХ
Х?
Х?
Х?
Х?
7ш
7крш
8ш
75ш
77ш
122ш
Х?
ХХХ
ХХХ?
Х?
ХХХ
ХХХ
ХХ?
ХХ
ХХ
ХХ
ХХХ
4
5
ХХ?
6
7
Х
Х
8
Х
Х
ХХ ХХ
ХХ?
ХХ?
ХХ?
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ?
Х
Х
Х
Х?
Х?
9
ХХ
ХХ
ХХ
ХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХ
10
11
12
13
ХХХ
Х
ХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ Х
ХХХ
Х
Х
ХХХ
ХХ
ХХХ
ХХ
ХХХ
Х
матакотанская свита
ХХХ
ХХХ
ХХ ХХХ
ХХ ХХХ
Х
Х
ХХ?
ХХ
Х
Х
Х
ХХ
14
15
16
17
18
19 20
21
алевропесчаник ?
Х?
алевролит?
ожелезненый
ХХХ
алевролит
алевролит
алевролит
цемент туфа
цемент. туфа
песчаник граница
цемент туфа
зеленый цемент.
цемент туфа ?
крабозаводская свита
104ш
ХХХ ХХ
конкреция
106ш
Х? ХХХ
Х
ХХХ
центр "подушки"
107ш
Х?
Х?
ХХХ
ХХ
включение
108ш
ХХХ
ХХХ
Х
заполнение
109ш
ХХХ
Х
межшаровый
110ш
ХХ
Х?
ХХХ
Х
ХХХ
ХХ
кремень зеленый
111ш ХХХ Х?
ХХХ ХХХ
включение в бомбе
Примечание - ХХХ - преобладающий в смеси минерал; ХХ - содержащийся в равных количествах; Х - присутствует виде примеси.
246
ПРИЛОЖЕНИЕ Б – ФОТОТАБЛИЦЫ
247
Фототаблица Б.1 – Микрофотографии минералов
а)
б)
в)
г)
Микрофотографии минералов из пород подводной возвышенности Ямато: а)
образец 1452-5п, облаковидный корренсит, просвечивающая электронная
микроскопия; б) образец 1452-5п, корренсит, оптическая микроскопия, увеличение
300Х, николи параллельны; в) образец 1192-3г, поры выполнения в песчанике,
оптическая микроскопия, увеличение 90Х, николи параллельны, буквенные
обозначения: Кв – кварц; Кл – каолинит; Гс – гидрослюда; г) образец 1430, поры в
породе выполнены ломонтитом – Лом; увеличение 90Х, николи параллельны.
248
Фототаблица Б.2 – Микрофотографии корренсита
б)
а)
в)
г)
Микрофотографии образца 1452, игольчатый корренсит, выполняющий поры и
пустоты в породе: а) увеличение 300Х, николи параллельны; б) увеличение 300Х,
николи скрещены; в) и г) увеличение 200Х, николи параллельны.
249
Фототаблица Б.3 – Микрофотографии смектита
а)
б)
в)
г)
д)
е)
СЭМ. Микрофотографии смектита и смешанослойных образований смектитгидрослюда, новообразованные формы: а) обр. 2260/2 – увеличенный фрагмент
отпечатка ядра псевдоморфозы в осадочной породе, новообразованные леписферы
минерала на стенках; б) увеличенный фрагмент обр. 2290/6б – предположительно,
псевдоморфозы гидрослюды по чешуйчато-пластинчатым розеткам хлорита; в) тоже,
псевдоморфозы гидрослюды по призматическим шестоватым кристаллам цеолитов и
аналогичные новообразованные коррозионные чешуйчатые формы; г) тоже по
столбчатым кристаллам; д) обр.2270/2а – увеличенный фрагмент поры в замещенном
базальте, на субстрате отмечаются ооиды с видимой зональностью в отложении
250
минерала; е) тоже, реликт поры выполнения с новообразованными леписферами
внутри.
Фототаблица Б.4 – Микрофотографии шлифов
а)
б)
в)
г)
д)
е)
Микрофотографии шлифов и снимки с электронного сканирующего микроскопа
(СЭМ) смектита и смешанослойных образований типа смектит-гидрослюда из
Макаровского разреза: а) зерно в глауконитовом песчанике, представленное
251
полностью измененной кислой пирокластикой обр. 466/7, ув. 120, николи II, б) там
же, нацело измененный обломок осадочной породы, предположительно
алевроаргиллита, ув. 120, николи II; в) псевдоморфозы по обломку гидрослюды обр.
463/2, ув. 120, николи II; г) то же, николи Х; д) и е) снимок СЭМ псевдоморфоз по
микропланктону.