WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


УДК 551.46:551.432.7

На правах рукописи

ПЛЕТНЁВ Сергей Павлович

ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА (ПОЗДНИЙ МЕЛ - КАЙНОЗОЙ)

Специальность: 25.00.28 – океанология

Автореферат диссертации на соискание учёной степени доктора географических наук

Владивосток – 2012.

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Тихоокеанском океанологическом институте им. В.И. Ильичева Дальневосточного отделения Российской академии наук

Официальные оппоненты:

Елена Ивановна Полякова, доктор географических наук, старший научный сотрудник, ведущий научный сотрудник Лаборатории по изучению новейших отложений Географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова, г. Москва Владимир Иванович Чупрынин, доктор географических наук, старший научный сотрудник, ведущий научный сотрудник Лаборатории геоинформационных технологий и моделирования геосистем Тихоокеанского института географии ДВО РАН, г.

Владивосток Владимир Васильевич Голозубов, доктор геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, заведующий Лабораторией региональной геологии и тектоники Дальневосточного геологического институт ДВО РАН, г. Владивосток

Ведущая организация:

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт океанологии им. П.П. Ширшова Российской академии наук, г. Москва

Защита состоится 02 ноября 2012 в 14.00 часов на заседании Диссертационного совета по океанологии Д 005.0179.02 при Тихоокеанском океанологическом институте им. В.И. Ильичева по адресу: 690041, Владивосток, ул. Балтийская 43, ТОИ Тел.: (423) 2311-4Факс: (423) 2312-5E-mail: fedi@poi.dvo.ru C диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ТОИ ДВО РАН Автореферат разослан августа 2012 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Д 005.017.кандидат географических наук. Ф.Ф. Храпченков

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность В настоящее время назрела необходимость изучать переломные моменты в геологической истории, на которые указывают палеоклиматические и тектонические данные. Для регистрации таких событий хорошо подходит район западной части Тихого океана, представляющий собой ярко выраженный природный экотон в виде широкой зоны перехода от континентов Азии и Австралии к мегаструктуре Тихого океана.

Западная часть океана имеет сложное геологическое строение, часто интерпретируемое исследователями с разных тектонических позиций. Именно здесь, в его северо-западной части, глубоководным бурением вскрыты наиболее древние – среднеюрские океанические отложения Мирового океана. По западной периферии Тихого океана развита цепь окраинных морей, в которых высокие скорости осадконакопления обеспечивают хорошую сохранность палеогеографической летописи в донных осадках.

На гайотах северо-западной части океана в железомарганцевых рудных корках обнаружены промышленные запасы кобальта, марганца и других полезных ископаемых, интерес к которым вызвал активную конкуренцию среди стран – заявителей на освоение наиболее перспективных участков дна. На примере полузамкнутых и открытых экосистем западной части Тихого океана с различным геодинамическим режимом и физико-географическими условиями возможно более обоснованно изучить механизм причинно-следственных связей регионального природного процесса в прошлом и настоящем. Вопросами палеогеографии и палеоокеанологии исследуемого района занимались отечественные ученые – А.П. Лисицын, Ю.М. Пущаровский, Л.П.

Зоненшайн, М.И. Кузьмин, А.И. Ханчук, Г.Б. Удинцев, В.А. Крашенинников, И.О.

Мурдмаа, М.С. Бараш, Ю.Б. Гладенков, М.А. Жарков, И.А. Басов, Г.С. Гнибиденко, Л.И Красный, Б.И. Васильев, И.И. Берсенев и др. Большой вклад внесли зарубежные исследователи: У. Берггрен, Д. Берд, Д. Кеннет, Д. Карриг, Р. Ванг, М. Лилл, Г. Менард, К. Эмери, Г.Пеккем, С. Уеда, М. Ясун, Х. Ридинг, Т. Фитч, Д. Шолл и др., а также многочисленные участники проектов глубоководного бурения DSDP, ODP и программы CLIMAP. Несмотря на широко проводимые исследования в Тихом океане до сих пор имеется немало осадочных бассейнов, особенно в юго-западной секторе, палеогеография которых строится только на геофизических данных или интерполяции геологической истории смежных регионов. Новые данные и факты по региональной стратиграфии и палеогеографии дополняют и расширяют наши представления об эволюции природной среды Тихого океана.

Цель и задачи работы Основной целью исследования является выделение главных временных рубежей, определивших эволюцию мел-кайнозойских осадочных бассейнов в западной части Тихого океана, и их корреляцию с глобальными и региональными событиями. Объектом исследования выбраны верхнемеловые и кайнозойские отложения, содержащие планктонные и бентосные фораминиферы (ПФ и БФ). Основные районы исследования:

Охотское и Японское моря, островодужные системы Идзу – Бонинская, Волкано, Новогебридская, Тонга-Кермадек, Разлом Хантер, внутриокеанический желоб Муссау, гайоты Магеллановых гор и хребет Луисвилл.

Для достижения этой цели сформулированы следующие задачи:

1. Разработать количественные методы реконструкции природной среды Японского и Охотского морей и внедрить их в практику регионального палеогеографического анализа.

2. Провести стратиграфическое расчленение мел-кайнозойских отложений гайотов Магеллановых гор и восстановить палеогеографические обстановки их накопления.

3. Сравнить время и условия образования задуговых и междуговых бассейнов островодужных систем Тонга-Кермадек, Новые Гебриды, Марианских островов.

4. Определить место и роль региональных временных рубежей в календаре глобальных палеогеографических событий.

Защищаемые положения 1. Изменение экоструктуры в составе кайнозойских сообществ бентосных фораминифер Охотоморского региона указывает на то, что амплитуды колебаний уровня моря в палеогене-миоцене превышали эвстатические флуктуации и определялись тектоническими причинами.

2. Охотское и Японское моря в миоцене были глубоководными бассейнами с более сходными океанографическими условиями, чем ныне. Различия палеосреды между водоемами возрастают с конца миоцена в результате глобального похолодания и большей изоляции между самими морями и океаном.

3. На основе субглобальных шкал, разработанных по планктонным фораминиферам, проведено биозональное расчленение мел-кайнозойских отложений гайотов Магеллановых гор, что позволило выделить региональные литостратиграфические комплексы ((горных)) пород и определить основные этапы палеогеографического развития исследуемого района.

4. Новогебридский осадочный бассейн сформировался на рубеже палеоэоцена и эоцена, что указывает на его более ранний возраст по сравнению с возрастом островной дуги Новых Гебрид, Разлома Хантер, Фиджийских бассейнов и одновременное развитие с бассейном Кораллового моря.

5. Установлены региональные палеогеографические рубежи (граница палеоцена и эоцена, вторая половина среднего эоцена; граница олигоцена и миоцена, поздний миоцен – начало плиоцена; поздний плиоцен - ранний плейстоцен), определившие развитие изученных осадочных бассейнов в западной части Тихого океана. В переходной зоне к этим рубежам приурочено время заложения впадин и котловин окраинных морей, они же одновременно являются переломными эпохами в истории развития наземных и морских палеоэкосиситем исследуемого района.

Научная новизна Работа содержит новые научные результаты, наиболее важными из которых являются следующие:

1. Впервые для Японского моря реконструированы значения среднегодовых температур поверхностных вод и прослежена их пространственно-временная изменчивость за период средний миоцен – плейстоцен. Главный термический максимум отмечен в начале среднего миоцена, когда температуры бассейна превышали современные значения на 3 – 40С.

2. На основе сравнительного анализа современных и ископаемых сообществ БФ в ряде опорных кайнозойских разрезов с позиций актуализма проведена реконструкция палеоглубин Охотоморского бассейна. Наиболее глубоководные условия (> 2000 м) существовали в позднем олигоцене и начале среднего миоцена.

3. В истории развития гайотов Магеллановых гор выделены "трансгрессивные" фазы: поздний альб – сеноман, средний кампан – маастрихт, поздний палеоцен – средний эоцен и поздний кайнозой. По планктонным фораминиферам датировано время перманентного роста кобальтоносных рудных корок за период поздний кампан плейстоцен. На гайотах Грамберга, Говорова и Паллада зафиксировано субглобальное аноксидное событие во второй половине сеномана (Rotalipora cushmani Zone).

4. Стратиграфические перерывы, малые мощности осадков в желобах ИдзуБонинский, Волкано, Муссау, Новогебридский, Тонга-Кермадек и древние ядра известняков, кремней и базальтов в составе островных дуг указывают на тектоническую эрозию в зонах субдукции и коллизии литосферных плит.

5. Составлен календарь геологических событий, отражающий начало морского седиментогенеза изученных осадочных бассейнов западной части Тихого океана.

6. Сравнительный анализ ПФ в междуговых бассейнах (Хавр в системе Кермадек;

Лау в системе Тонга; Аоба в системе Новых Гебрид и Марианской трог) показал, что седиментация в них началась в пределах возрастного диапазона верхнемиоценовой биозоны Globorotalia acostaensis. Палеонтологические данные и К-Ar возраст базальтов в островодужной системе Кермадек показывают, что заложение трога Хавр произошло в интервале между 7,8 и 5 млн. лет назад.

Практическая значимость Научные результаты автора вошли в отчеты по научно-тематическим планам работ ТОИ ДВО РАН по теме ФЦП "Мировой океан"; в шесть отчетов ФГУГП ГНЦ "Южморгеология" в рамках госконтрактов Министерства природных ресурсов за 20062010 гг.; а также в отчет по гранту РФФИ-ДВО РАН (06–05–96036р_восток_а), которым руководил автор.

Выводы по палеоокеанологии Японского и Охотского морей будут способствовать более обоснованному выявлению механизма причинно-следственных связей становления и развития регионального климата, а количественная оценка параметров водной среды в прошлом позволит использовать эти данные в ретроспективных и прогнозных моделях развития этих водоемов. Материалы по Японскому морю стали основой составления палеогеографических карт данного бассейна на временные срезы 18 и 6 тыс. лет, которые вошли в атлас–монографии "Шельфы Евразии...,1992" и "Динамика ландшафтных.., 2003".

Разработанная биостратиграфическая схема мел-кайнозойских отложений Магеллановых гор по планктонным фораминиферам стала надежной основой для палеогеографического анализа и построения среднемасштабных геологических карт (1:200 000) по отдельным гайотам. Справка от ФГУГП « Южморгеология» о внедрении научных результатов прилагается.

Фактический материал и личный вклад В основу работы положены результаты фораминиферового анализа, проведенного автором в Тихоокеанском институте географии (1974 – 1987 гг.) и Тихоокеанском океанологическом институте (1987–2010 гг.) ДВО РАН, связанные с решением проблем стратиграфии и палеогеографии позднего мела-кайнозоя западной части Тихого океана.

Фактический материал отобран автором в 26 рейсах на судах Академии наук ("Первенец"; "Дмитрий Менделеев"; "Академик А. Виноградов"; "Академик А.

Несмеянов", "Академик А. Лаврентьев") и ФГУГП ГНЦ "Южморгеология" (НИС “Геленджик”). В работе приведены и проанализированы оригинальные данные по биостратиграфии, литологии, палеоокеанологии окраинных морей (Охотскому, Японскому, Филиппинскому, Коралловому и Тасманову) и западной части океана, полученные лично автором на основе собственных микропалеонтологических анализов (планктонные и бентосные фораминиферы) в 7382 образцах и 650 шлифах горных пород, 350 поверхностных пробах и 18 планктонных ловах. Дополнительно материалы глубоководного бурения были любезно предоставлены И.А. Басовым (ГИН РАН) по керну скв. 273 DSDP; C. А. Горбаренко (ТОИ ДВО РАН) по скв. 299 DSDP и Е.В.

Михайликом (ДВГИ ДВО РАН) по скв. 431 DSDP. По Охотскому морю колонки осадков были предоставлены А.Н. Деркачевым и В.В. Шаповаловым (ТОИ ДВО РАН). Керн параметрической скважины из Восточно-Корейского залива любезно предоставлен Л.А.

Изосовым (ТОИ ДВО РАН), по осадочным породам Магеллановых гор – М.Е.

Мельниковым (ГНЦ "Южморгеология") и Э.Л. Школьником (ДВГИ ДВО РАН).

Представительность собранного материала по отдельным районам различна, поэтому широко привлекались литературные данные.

Во время рейсов автор участвовал в первичной обработке геологического материала и микропалеонтологической обработке проб на фораминиферовый анализ.

Достоверность полученных результатов исследования В работе автор придерживался метода комплексно-сопряженного анализа, принципы которого разработаны акад. К.К. Марковым (кафедра палеогеографии географического факультета МГУ). В целях контроля собственных данных привлекались результаты, полученные другими методами: радиоуглеродным (Н.Н. Ковалюх), аминокислотным (Я.В. Кузьмин), изотопно-кислородным (С.А. Горбаренко, В.И.

Киселев), трековым (С.С. Ганзей), диатомовым (В.С. Пушкарь, Т.А. Гребенникова, М.В.

Черепанова), по известковому наннопланктону (М.Г. Бирюлина, И.А. Пуляева), радиоляриям (О.А. Смирнова), фораминиферам (И.А. Басов, Е.Д. Иванова, О.А.

Корчагин, В.К. Аннин), малакофауне (В.Д. Худик, Г.А.Евсеев), кораллам (Т.А. Пунина), аммоноидеям и белемнитам (Ю.Д. Захаров).

Полученные результаты не противоречат сложившимся представлениям о стратиграфии и палеогеографии западной части Тихого океана, значительно их расширяют и дополняют, а также дают объяснение ряду проблемных вопросов, связанных с палеогеографическим развитием впадин окраинных морей и островодужных систем в исследуемом районе.

Публикации и апробация работы По теме диссертации опубликовано 5 монографий, более 150 статей и тезисов, из них 28 в изданиях, рекомендованных ВАК. В разные годы основные положения диссертации докладывались на многочисленных конференциях и съездах разного уровня, в том числе за последние годы: на всероссийских совещаниях по микропалеонтологии (Новосибирск, 2007; Геленджик, 2012); мелу (Ульяновск, 2010;

Геленджик, 2012); Марковских чтениях (МГУ, 2010); X1V совещании географов Сибири и Дальнего Востока (Владивосток, 2011); конференции "Геологические процессы в обстановках субдукции, коллизии и скольжения литосферных плит" (Владивосток, 2011) и международных школах по морской геологии (Москва, 2007, 2009, 2011) и конференциях "Пайсис" (Владивосток, 2004); российско-китайском симпозиуме (Циндао, 2009; Владивосток 2012).

Объем и структура диссертации Диссертация состоит из введения, 6 глав, выводов, списка литературы из 3наименований. Работа изложена на 333 страницах, включает 12 таблиц, 64 рисунка, приложения и фототаблицы.

Благодарности В процессе работы автор пользовался советами таких исследователей, как А.Г.

Аблаев, М.Е. Мельников, В.Л. Безверхний, А.Н. Деркачев, Б.В. Преображенский, Ю.Д.

Захаров, Л.А. Изосов, А.М. Короткий, В.В. Суханов, О.А. Корчагин, В.С. Пушкарь, Е.В.

Михайлик, В.Т. Съедин, А.И. Свитнев и др. Выражаю благодарность начальникам рейсов А.П.Лисицыну, И.И. Берсеневу, Б.И. Васильеву, С.А. Щеке, Р.Г. Кулиничу, И.К.

Пущину, А.И. Обжирову, Д.Д. Туголесову и М.Е. Мельникову за возможность участвовать в научных экспедициях. Автор очень признателен своим первым учителям П.А. Каплину и М.С. Барашу.

Статистическую обработку первичных протоколов просмотра фораминифер помогли провести Б.И. Семкин и В.Л. Андреев (ТИГ ДВО РАН), В.В. Суханов (ИБМ ДВО РАН) и И.В. Уткин (ТОИ ДВО РАН).

Выражаю глубокую благодарность всем поименованным коллегам, а также Л.Г.

Тесля, Т.Н. Крюковой и Т.Г. Лучиной (ТОИ ДВО РАН) за помощь в оформлении диссертации, а также экипажам судов за помощь в получении материалов во время экспедиций.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении обосновывается актуальность, определяется цель и задачи исследования, научная новизна, достоверность результатов и практическая значимость работы.

В первой главе “Геолого-географический анализ исследуемого района” по литературным данным приведены сведения по современной океанографии (рельеф, климат, гидрология, осадки и биология) западной части Тихого океана, так как основные положения диссертации касаются проблем палеогеогеографии и палеоокеанологии, а это требует сравнительного анализа. В Тихом океане не обнаружено пока каких-либо признаков существования в прошлом иной коры, кроме океанической. Нет свидетельств и того, что в мезозое или кайнозое ложе океана по площади было существенно меньше современного. К тому же Тихий океан в последние 180 млн. лет часто рассматривают в качестве “донора” площади и энергии остальных океанов (Казанский, 2007). Результаты биостратиграфического анализа в окраинных морях показали, что базальные слои их осадочного чехла имеют разный возраст. Наиболее древние микрофоссилии отмечены в Тасмановом море и имеют позднекампанский возраст. В палеогене и раннем миоцене происходило дальнейшее образование впадин этих морей и становление самой переходной зоны в ее современном виде. В мелу и палеогене происходит возрастание сложности структурного плана Западной Пацифики (Пущаровский, 2005).

Контрастность топографии дна оказала решающее влияние на перестройку гидродинамики и перераспределение осадочных потоков терригенного и биогенного материала, что в сочетании с климатическими и другими факторами обусловило своеобразие современных океанографических условий в исследуемом районе.

Для западнотихоокеанской переходной зоны характерен муссонный тип атмосферной циркуляции, вызванный сменой сезонного хода давления над континентами и океаном. Он особенно выражен в северном полушарии. Зимний антициклон (до 1040 Мб) в Центральной Азии создает западные потоки холодного и сухого воздуха в сторону Тихого океана. Высота вертикальных атмосферных процессов превышает 4 км, и водораздельные хребты Восточной Азии (Становой, Хинган и др.) не защищают акватории окраинных морей от глубокого выхолаживания. Холодный воздух проникает глубоко в субтропические широты, вызывая замерзание западного побережья Желтого моря. В Шанхае среднеянварские температуры достигают минус 40С, тогда как на тех же широтах в Кувейте, Александрии, Каире и на о-ве Мадейра они равны плюс 12-140С. В Тихом океане нет морей-испарителей, как Красное море в Индийском океане или Средиземное в Атлантическом. Поэтому слой промежуточных вод с повышенной соленостью в нем менее выражен. Ограниченное взаимодействие Тихого океана с холодным Арктическим бассейном и слабое поступление теплых соленых вод с юга резко снижает интенсивность зимней конвекции в северной части Тихого океана. Здесь глубинные воды не так солоны и обогащены кислородом, как в Северной Атлантике (Kennish, 2001). Структура полей температуры воды в океане определяется, в основном, интенсивностью теплообмена с атмосферой и циркуляцией вод. В Тихом океане площадь нагрева в экваториально-тропической зоне составляет более 50%, а заполярная зона охлаждения – всего 3,5 %, поэтому верхний 300-метровый слой тихоокеанских вод является наиболее теплым по сравнению с другими океанами (Лаппо, 2004). Западная часть теплее восточной, что объясняется нагоном большого количества теплой воды пассатными течениями.

Во второй главе "Материал и методы исследования" показана представительность фактического материала по исследуемым бассейнам и дана характеристика основных методов исследования. Основным объектом изучения стали раковины ископаемых фораминифер. Эти организмы относятся к классу Sarcodina, подклассу Foraminiferа и представляют разнообразную группу морских простейших с твердым скелетом, ведущих бентосный и планктонный образ жизни. Высокая встречаемость раковин в осадке, видовая изменчивость на разных широтах и глубинах океана определили важную роль фораминифер в палеогеографии и биостратиграфии.

При видовой диагностике раковин фораминифер автор придерживался классификации, разработанной А.В. Фурсенко (1978), а также учитывая более поздние работы (Практ. руководство.., 2005; Foram. Genera.., 1988). Возраст ископаемой фауны ПФ оценивался на основе ее сравнения с биозональными комплексами мела (Харленд, 1984; Sigal, 1977; Sliter, 1985) и кайнозоя (Berggren et al., 1995; Blow, 1979 и др.). В Австрало-Новозеландском районе использованы региональные биозональные шкалы (Hornibrook, 1989; Jenkins, 1985). Для определения возраста также были использованы датировочные уровни появления и исчезновения отдельных видов ПФ в кайнозое (Pearson, 1995).

Методы реконструкции природной среды в океане не всегда применимы к окраинным морям в силу своеобразия их среды. Поэтому для полузамкнутых бассейнов потребовалась модификация уже имеющихся или разработка новых методов. Хорошая изученность современных фораминифер, диатомей в Охотском и Японском морях позволила построить актуалистические модели их расселения в этих бассейнах. На основе анализа древних сообществ с позиций актуализма количественно оценены изменения среды этих водоемов в прошлом.

В разделе 2.2 рассмотрена методика реконструкции палеоглубин на примере Охотоморского бассейна в кайнозое. БФ зарекомендовали себя хорошим батиметрическим индикатором, и среди них легко удается различать сообщества шельфа, батиали и абиссали (Кеннет, 1987; Boltovskoy, 1980). Наиболее достоверными являются те палеобатиметрические построения, которые выполнены на основе сравнения ископаемых и современных комплексов фораминифер из одного бассейна.

Автором совместно с В.К. Анниным (2004) на основе фораминифер разработаны актуалистические критерии оценки палеоглубин применительно к северной части Японского и Охотскому морю. В предложенной модели расселения БФ более детально по сравнению с уже имеющимися данными (Саидова, 1994, 1997; Фораминиферы дальневосточных морей, 1979; Троицкая, Преображенская, 1996; Matoba, 1983, Kaiho and Hasegawa, 1986) изучены шельфовые сообщества, при этом учитывались преимущественно живые раковины. Специальное внимание уделено выделению видовиндикаторов, обитающих на разных глубинах. Недоучет фактора подсчета живых и отмерших раковин в дальневосточных морях может привести к методическим ошибкам, так как наземные морские разрезы с древними фоссилиями широко обнажены в береговой полосе Кореи, Японии, Сахалина и Западной Камчатки. Поэтому в поверхностных осадках, омывающих их море, часто наряду с современными фораминиферами присутствуют и древние формы (Фурсенко, 1974). В результате нами были выделены типы и подтипы сообществ современных бентосных фораминифер с показательными видами, населяющих шельф, склон и глубоководные котловины Охотского моря. Выявленные закономерности положены в основу реконструкций палеоглубин по ископаемым комплексам фораминифер в ряде опорных кайнозойских разрезов Охотоморского бассейна. Несмотря на имеющиеся различия между древними и современными видами, основные параметры морской среды (соленость, химический состав и т.д.), по-видимому, существенно не меняются, и можно полагать, что механизм адаптации организмов к окружающей среде мало изменился за период кайнозоя (Boltovskoy, 1980). Основные отличия охотоморской фауны от тихоокеанской (на тех же широтах) проявились в следующем: планктон более холодноводен и в нем резко доминирует субарктическая разновидность Neogloboquadrina pachyderma sin.;

охотоморские виды бентоса экологически более толерантны к условиям обитания и среди них практически отсутствуют типичные обитатели глубоководных зон Тихого океана (рода Plectina, Bathysiphon, Cyclammina и др.). Своеобразие охотоморской фауны обусловлено, прежде всего, физико-географическими особенностями Охотского моря:

глубокой врезанностью в материк, близостью к полюсу холода, широкой приматериковой отмелью и дихотермической структурой водных масс.

При батиметрических построениях автор придерживался принципа Флегера (Phleger, 1961), постулирующего, что при оценке палеоглубин необходимо учитывать, в первую очередь, появление наиболее глубоководных видов. Наряду с палеоглубинами, в Охотском море по видам-индикаторам (Zwaan et all., 1999, Kaiho, 1994; Kaiho and Hasegawa, 1986) оценивался температурный, геохимический режим придонных вод и поток органического вещества.

В разделе 2.3 рассмотрена методика реконструкции среднегодовых температур поверхностного слоя воды в Японском море. Палеотемпературный анализ базируется на закономерностях расселения ныне живущих видов ПФ и диатомей в зависимости от температуры поверхностной воды в Японском море. Впервые такой анализ по отношению к позднечетвертичным планктонным фораминиферам был применен М.С.

Барашом (1964) в районах Северной Атлантики и затем опробован во всех океанах (Бараш, 1988; Блюм и др., 1988; Иванова, 1988, 2006). Данный подход был модифицирован применительно к Японскому морю, и по планктонным фораминиферам и диатомеям впервые восстановлен температурный режим указанного водоема в позднечетвертичное время (Гребенникова, Плетнев, 1988; Плетнев, 1985).

Реконструкция температурного режима Японского моря для более ранних эпох базируется на протоколах первичного просмотра и количественного подсчета отдельных видов диатомей и ПФ в кернах скв. 794 - 798 ODP, выполненных участниками 127-128го рейса б/c “Джойдес Резолюшн“ (Koizumi, 1992; Kheradyar, 1992). Совместно с Т.А.

Гребенниковой (Плетнев и др., 2007) дополнительно выполнен процентный пересчет океанических и неритических форм из общего состава диатомей. Применение палеотемпературного анализа к более ранним эпохам кайнозоя в Японском море потребовало выявления принадлежности вымерших видов диатомей к той или иной климатической группе. Привлечение кластерного анализа к сравнению древних и позднечетвертичных диатомей выявило экологическую принадлежность вымерших диатомей (Плетнев и др., 2007, Pletnev et al., 2008). Таким образом, вариации процентного соотношения различных климатических групп фораминифер и диатомей по длине кернов позволили выделить ископаемые танатоценозы и по ним реконструировать температуры поверхностной воды Японского моря в миоцене-плейстоцене.

Ранее была получена палеотемпературная кривая по керну скважины 299 DSDP, калиброванной по трекам от спонтанного деления урана U-238 (Плетнев, Ганзей, 1993).

Для сравнительного анализа проанализированы ПФ в 2000-метровом керне скважины, пробуренной в Восточно-Корейском заливе (Плетнев и др., 2006)..

В разделе 2.4 приведены литолого-палеонтологические критерии выделения ряда "маркирующих" горизонтов в отложениях дальневосточных морей. В настоящее время наряду с традиционной биостратиграфией большое внимание уделяется экостратиграфическому методу. По мнению Ю.Б. Гладенкова (2004), экостратиграфия представляет собой синтез био-, событийно-, лито- и прочих стратиграфий, отражающих смену природных экосистем во времени. Такой подход особенно применим к дальневосточным бассейнам, где широко развиты осадочные циклотемы разного возрастного порядка. Экосистемы полузамкнутых бассейнов чутко реагируют на природные изменения, что находит свое отражение в формировании “реперных“ горизонтов с характерным набором литологических и палеонтологических признаков.

Например, быстрый подъем уровня моря во время послеледниковой трансгрессии и вентиляции придонных вод привел к образованию “карбонатного” прослоя в глубоководной зоне Японского, Охотского и Берингова морей. Учитывая ритмичность природных событий, можно полагать, что подобные прослои формировались и в более ранние эпохи.

В кайнозойских отложениях Японского и Охотского морей в качестве одного из реперных горизонтов можно выделить прослои темно-серых аргиллитов с повышенным содержанием Сорг., вмещающих исключительно раковины агглютинированных БФ.

Впервые на этот факт обратил внимание японский исследователь Е.Таи (Tai, 1965) при изучении морского неогена о. Хонсю и дал ему название ”Foraminiferal Sharp Line”. В дальнейшем такие слои с агглютинированными фораминиферами будем называть "САФ". Как было установлено этим исследователем, данная граница расположена между ярусами Нисикуросава и Онагава в одноименных стратотипических разрезах на п-ове Ога префектуры Акита. Фауна САФ резко обеднена по количественному содержанию раковин в осадке и представлена агглютинировнными формами родов Bathysiphon, Haplophragmoides, Cyclammina, Plectina, Guesella, Martinottiella и Trochammina, которые ныне живут преимущественно в абиссальных условиях. В Японском и Охотском морях живых плектин и батисифонов не встречено. Ниже и выше слоев САФ в разрезах отмечена обильная и разнообразная фауна известковых фораминифер. Новым импульсом в исследовании слоев САФ стали материалы глубоководного бурения в Японском море, где данная граница была отмечена в кернах скв.794 –797 ODP и датирована возрастом 14,3 млн. лет назад. Проведенный автором анализ экоструктуры ископаемых сообществ бентосных фораминифер Охотоморского региона позволил также выделить слои с фауной САФ (Плетнев, 2010), как и в Японском море.

Важными для региональной стратиграфии являются пепловые прослои, широко развитые в четвертичных осадках дальневосточных морей и юго-западном секторе Тихого океана. Особенности состава вулканического стекла и его датирования открывают перспективы для разработки тефростратиграфии (Деркачев, Николаева, 2010).

Хотя событийно-стратиграфические уровни открывают новые возможности для межрегиональной корреляции, само выделение реперных горизонтов требует возрастного контроля и палеогеографического обоснования. Например, частота колебаний уровня моря второго порядка возрастала со среднего миоцена и особенно проявилась в позднечетвертичное время. Это не означает, что в более ранние эпохи таких колебаний было меньше, а лишь констатирует появление более точного (радиоуглеродного) метода их регистрации.

В разделе 2.5 рассмотрены возможности применения статистического анализа для изучения древних планктонных сообществ. Одной из причин возникновения кризисных явлений в развитии органического мира любого водоема могли быть нарушения структуры водных масс, вызванные природными событиями. При этом трансформацию самого палеосообщества обычно связывают с абиотическими факторами среды без учета его внутренней видовой переорганизации. На примере анализа ископаемого сообщества ПФ в керне скв. 798 ODP с помощью методов статистического анализа дана оценка его структурных изменений за последние 2 миллиона лет (Плетнев, Суханов, 2006). В результате были установлены колебания интегральных характеристик видовой структуры (общая численность, доля захвата ресурса, видовое разнообразие, логарифм скорости изменений видового сообщества), что позволило выявить цикличность развития ПФ Японского моря в плейстоцене. Данный подход универсален и может быть применим в других бассейнах к разным группам планктонных организмов.

В главе 3 "Палеоокеанология Японского и Охотского морей в кайнозое" реконструированы условия среды этих морей. Палеогеография Японского и Охотского морей изучена еще недостаточно полно. Если последние страницы геологической истории восстановлены на основе анализа многочисленных колонок верхнечетвертичных осадков (Бараш и др., 2001; Горбаренко и др., 1978, 1983, 1998, 2000; Гребенникова, 1989; Жузе, 1962; Матуль, 2007; Плетнев, 1985; Плетнев и др., 2010;

Пушкарь, Черепанова, 2008; Хусид, Басов, 1999; Fujine et al., 2009; Ujiie and Ichikara, 1977; Kutamura et al., 2001; Harada et al., 2008; Matoba, 1983; Oba et al., 2006; Sancetta, 1981; 1982; 1983; Sacamoto et al., 2006; Tada, 1994; Tanimura, 1971 и др.), то более ранняя история этих морей долгое время базировалась на изучении наземных морских разрезов сопредельной суши – Японии (Геологич. развитие.., 1968), Сахалина (Волошинова и др.

1970; Экосистемы.., 2003), Камчатки (Гладенков, 1990; Серова, 2001) и Кореи (Geology of. Korea, 1988). Совершенствование методики отбора рыхлых осадков позволило в Охотском море (Nurnberg and Tiedemann, 2004) отобрать сверхдлинные колонки с возрастом до 1,1 млн. лет и расширить представление об условиях эоплейстоцена.

Важным вкладом в региональную стратиграфию стали результаты глубоководного бурения 10 скважин в Японском море (рейсы 31 DSDP и 127/128 ODP). В 80 – 90 гг.

прошлого столетия на шельфах Кореи, Японии, Сахалина и Западной Камчатки пробурена серия параметрических скважин, керны которых детально изучены разными литолого-биостратиграфическими методами.

Накопленный материал создал надежную стратиграфическую основу для широких межрегиональных корреляций осадочных толщ и палеогеографических построений.

Большая часть полученных результатов касалась проблем геодинамики, литологии, стратиграфии и меньшая – палеоокеанологии. До сих пор противоречивы сведения о палеоглубинах Охотского моря и не оценены палеотемпературы Японского моря. Вместе с тем в последнее десятилетие вышли монографии по Сахалину, Западной Камчатке (Гладенков и др., 2002), Японии, Корее (Development.., 2002), в которых приводится все больше доказательств длительности существования морского режима в указанных бассейнах.

В раздел е 3.1 дана характеристика условий палеосреды Японского моря.

Современное Японское море сообщается с Тихим океаном и Охотским морем через узкие и мелководные проливы. Термический режим поверхностных вод определяется взаимодействием муссонного климата и адвекцией тепла, приносимого с юга теплым Цусимским течением через Корейский пролив. Поверхностные водные массы можно разделить на два сектора: теплый (со стороны Японии) и холодный (со стороны Кореи и России). Границей между ними является зона полярного фронта, проходящего вдоль широт 38 –400. Современный уровень карбонатной компенсации в Японском море аномально высок и расположен на глубинах 1800 –2000 м (Ujiie and Ichikura; 1977).

Породы предполагаемого фундамента вскрыты в троге Ямато (скв.799 ODP), впадине Ямато (скв. 794, 797 ODP), Центральной котловине (скв.795 ODP) и представлены долеритовыми силлами, афировыми базальтами. Они же встречены выше по разрезу в переслаивании с песчаниками и аргиллитами. Такой “слоеный пирог” скважиной 797 пройден на 450 м. По базальтам и долеритам аргоновым методом получено 13 датировок в диапазоне 23 –17 млн. лет (127/128 ODP).Основываясь на этих датах и согласуя их с палеонтологическими данными, участники рейсов пришли к выводу, что в позднем олигоцене? - раннем миоцене в результате континентального рифтогенеза Азиатской окраины возникла и развивалась впадина Японского моря (Tamaki et al., 1992). Ранее подобные взгляды развивали Т. Кобаяси, Д. Бубнов (по Кропоткину и Шахварстовой, 1965) и И.И. Берсенев (1973). Необходимо отметить, что находки ПФ (Zone Globigerinatheka seminvoluta) и БФ (глубоководные цикламмины, батисифоны и др.) в аргиллитовых слоях формаций Котсумото (остров Ики) и Тайшу (остров Цусима) в Корейском проливе допускают возможность существования глубоководного бассейна вдоль юго-восточной части Корейского п-ова на границе среднего и позднего эоцена (Sakai and Nishi; 1990).

В пределах шельфа Японского моря обнаружены отрицательные геологические структуры больших размеров. Часть из них неотектоническими движениями выведена на поверхность и обнажена в наземных морских разрезах. Мощность осадков в них достигает 3 км и более. К ним относится серия кайнозойских впадин (Пхоханские, Кельджу-Мечхонская, Кунсан и др.) на востоке Корейского п-ова, западном побережье о-вов Хонсю (префектура Ниигата) и Сахалина. Их происхождение связывают с локальными рифтогенными процессами (Development.., 2002) или блоковыми тектоническими опусканиями (Васильев, 2009).

Автором изучен один из таких разрезов мощностью 2840 м, вскрытый скважиной Д-1 в прогибе Кунсан на глубине 50 м Восточно-Корейского залива (Плетнев и др., 2007). Интерес к скважине вызван ее крайним западным положением в Японском море, а геологический объем керна охватывает весь поздний кайнозой. На основе анализа фораминифер, споры и пыльцы керн в интервале 0 –796 м датирован поздним плиоценом-квартером; 797 –1250 м – ранним плиоценом (?); 1250 –1880 м – поздним миоценом и 1880 –2840 м – средним миоценом (?). На рубеже миоцена и плиоцена фиксируется перерыв осадконакопления. В начале позднего миоцена в районе залива обитали ПФ бореального облика с участием Globigerina nepenthes, Globorotalia acostaensis, Globigerina bulloides (Zone Globorotalia acostaensis), а в бентосе доминировали Islandiella laticamerata и Uvigerina peregrina. Позднее в условиях трансгрессирующего моря, среди планктона появляется субтропический вид Globigerinoides trilobus, а бентос становится более глубоководным и разнообразным по составу. Судя по составу фораминифер, в середине позднего миоцена осадконакопление происходило в зоне внешнего шельфа - верхней батиали с поверхностными температурами в интервале 12 –140 С. Плиоцен палеонтологически не охарактеризован.

Находки тепловодных видов (Globorotalia inflata и Globigerinoides ruber) в нижне - и среднеплейстоценовых осадках указывают на то, что теплые струи Цусимского течения периодически проникали на север.

Таким образом, конседиментационное заполнение впадины Кунсан терригенными осадками в среднем миоцене – плейстоцене происходило перманентно. Характер распределения мощностей показывает, что развитие данной морфоструктуры впадины в миоцене было, вероятно, обусловлено соотношением тектонического подъема сопредельной суши, ее денудации и степенью заполнения впадины Кунсан осадочным материалом.

Анализ палеотемпературных кривых и экологического состава палеосообществ бентосных фораминифер в кернах глубоководного бурения и в донных колонках (Плетнев, 1985; Плетнев и др., 2006, 2007, 2008) в сочетании с результатами других методов позволил оценить изменения кайнозойской среды и выделить этапы развития Японского моря.

Период 18 – 15,5 млн. лет назад. Наиболее тепловодные условия Японского моря отмечены в конце этапа. Среднегодовая температура поверхностных вод в районе плато Ямато была не менее 150 С. Среди ПФ отмечены виды тропической (Globoquadrina parvulus) и субтропической (Globorotalia. praescitula, Globoquadrina venezuelana) климатических групп. Японское море в это время представляло собой широкий бассейн, открытый с юга, востока и севера (Iijima and Tada, 1990). В фауне БФ керна скв.794 ODP доминируют агглютинированные виды с участием Сyclammina japonica, C cancellata, C.

puissila и реже с карбонатной раковиной Сhilostomella oolina, Gyroidina orbicularis, Oridorsalis tener и Nonionella miocenica. В керне скв. 797 ODP отмечены Cibicides wuellerstorfii, Pullenia bulloides, Valvulineria sadonica и представители рода Globulimina.

Такой экологический состав с широким участием цикламмин и плектин указывает на обитание данного комплекса на глубинах >1500 м и в условиях дефицита кислорода придонных вод (наличие мартинотиелл и глобулимин). На рубеже раннего и среднего миоцена отмечен фораминиферовый хиатус.

Термический максимум (16 –15 млн. лет) зафиксирован и на прилегающей суше по остаткам мангровой растительности и тропических моллюсков в центральной и югозападной части о-ва Хонсю (Itoigawa and Yamanoi, 1989). По палеоботаническим данным, на Сахалине в климатический оптимум температуры в январе достигали плюс 12 – 130 C, а в июле плюс 250 C (Изменение климата.., 1999). Миоценовый оптимум более ярко отразился на суше.

В период 15,5 – 10,5 млн. лет назад происходит охлаждение поверхностных вод Японского моря (рис.1). Доминирование в составе ПФ бореальных видов (G. bulloides, Gt. glutinata, N. pachyderma dex.) указывает на то, что среднегодовая температура поверхностных вод в центральной и восточной частях Японского моря варьировала в диапазоне 11 – 140С. Смена субтропического режима на бореальный по диатомеям фиксируется около 14 млн. лет (Koizumi, 1990). Это хорошо совпадает с глобальным похолоданием между 15 и 13 млн. лет (Miller et al., 1987). Ряд исследователей (Tada, 1994) полагает, что Японское море в период 14,0 -10,5 млн. лет оставалось открытым с юга, но с этим трудно согласиться. Среди ПФ и диатомей представители субтропической и тропической климатических групп обнаружены не были, что может свидетельствовать об отсутствии притока теплых вод с юга. Климатические изменения и пульсации притока тихоокеанских вод приводили к частой смене на дне оксидной обстановки на аноксидную. Именно во второй половине этого периода произошел резкий рост первичной продукции и почти повсеместно в Японском море стали формироваться диатомиты. Высокий поток органического вещества на дно, фиксируемый по видам-трассерам бентосных фораминифер, вызвал повышение уровня карбонатной компенсации.

Рис. 1. Изменение среднегодовой температуры поверхностных вод Японского моря в позднем кайнозое (Плетнев и др. 2007) Условные обозначения: звездочками показан возраст границ магнитных эпох; время вымирания отдельных видов диатомей (Rhizosolenia curvirostris, Thalassionema schraderi) и наннопланктона (Pseudoemiliania lacunosa) по материалам 127/128 ODP (Koizumi, 1992;

Kheradyar, 1992) В период 10,5 – 2,5 млн. лет назад нарастает дальнейшее выхолаживание акватории Японского моря в результате прогрессирующего похолодания и растущей изоляции бассейна. Продолжительный и умеренный по своим температурным характеристикам криохрон отмечен в интервале 8-3,5 млн. лет. Среднегодовая температура поверхностных вод понизилась до 14 –120 С на юге (ст. 797 ODP) и до 1080С – на севере (ст. 795 ODP). В криохроне, на рубеже 7,5 –7 млн. лет, отмечено возрастание температур. В составе планктонных фораминифер и диатомей доминируют виды бореальной группы (Плетнев и др., 2007). Небезынтересно отметить, что этот теплый эпизод отчетливо проявился и в северо-восточной части моря (794 ODP).

Возможно, это было связано с усилением притока тихоокеанских вод с востока через Сангарский палеопролив. Этот же пик тепла фиксируется и в западном секторе моря, где в Восточно-Корейском заливе обнаружены единичные виды - индикаторы теплого Цусимского течения (Плетнев и др., 2006). Среднегодовые температуры воды здесь были выше на 2 –30С, чем на востоке. В это время на Японских о-вах активизируются нетектонические движения (Jovliet and Tamaki, 1992), которые могли вызвать разовое раскрытие Корейского пролива и проникновение теплого течения вдоль Корейского пова на север.

В конце миоцена планетарное похолодание привело к снижению зимних температур на о-вах Хоккайдо и Сахалин (Изменение климата.., 1999) до отрицательных значений. Регрессия в это время соединила Сахалин и Хоккайдо с материком в континентальный единый блок. Такая конфигурация береговой линии способствовала еще большему охлаждению акватории Японского моря и прилегающей суши.

В это время активно развивается паковый лед в северной части моря. Японский исследователь Р. Тада (Tada, 1994) теоретически рассматривает возможность закрытия Сангарского пролива и существования только северного глубоководного пролива на рубеже 6 млн. лет. Однако этому выводу противоречат палеобатиметрические построения по Северному Сахалину (Плетнев, 2009). На значительное обмеление северной части моря в это же время указывает миграция дельты Амура далеко на юг Западного Сахалина (Гладенков и др., 2002). Все эти процессы нашли свое отражение в составе микропланктона Японского моря. Среди ПФ возрастает содержание субарктической формы N. рachyderma sin., а у диатомей (797 ODP) доминируют северобореальные и аркто-бореальные (более 80%) формы (Плетнев и др., 2007).

В раннем плиоцене, судя по температурным кривым, возрастает частота мелкоамплитудных климатических осцилляций, а на прилегающей суше происходят быстрые смены ландшафтных обстановок. В период 4,2 – 4,0 млн. лет назад на островных экосистемах отмечено потепление, которое привело к кульминации и развитию полидоминантных широколиственных пород (Изменение климата, 1999).

Однако эта терминация не нашла своего отклика в Японском море. Среднегодовая температура поверхностных вод в юго-восточном секторе моря составляла всего 10 – 120С, что значительно ниже современных значений. Более того, в северной части моря к периоду 4,5 – 4,0 млн. лет приурочена активизация образования морских льдов (Tamaki et al., 1990). В составе же БФ возрастает роль видов оксидной группы, что было связано с лучшей вентиляцией придонной воды за счет усиления зимнего муссона и активного образования япономорской глубинной водной массы.

Период 2,5-1.4 млн. лет назад. Главным событием этого времени стала большая изоляция Японского и Охотского морей от океана в результате тектонического подъема о-вов Сахалин, Хоккайдо, Хонсю и п-ова Кореи. В обоих водоемах исчезают бентосные фораминиферы фауны САФ. Одновременно происходило углубление дна Японского моря, на что указывают экологический состав БФ в Центральной котловине (скв. 7ODP) и эрозионный врез речной сети на 130 – 150 м в континентальных прибрежных районах Приморья в результате снижения базиса эрозии (Короткий и др., 1996). В позднем плиоцене климат был умеренным со среднегодовой температурой воды 10 – 130С в районах скв. 797 и 8 –100С в районе скв.794. На Сахалине около 2,5 млн. лет произошло резкое похолодание и в его северной части сформировались условия, близкие современным (Короткий и др., 1997). В это время в Японском море происходит формирование нового типа отложений – толщи ламинатных илов.

Период 1,4-0 млн. лет назад. Анализ палеотемпературной кривой по керну 7ODP показал, что ритмичность климатических изменений (свойственная “холодному” плейстоцену) в Японском море начинает отчетливо проявляться в интервале 1,4 – 1,млн. лет назад. Это хорошо совпадает с пиком резкого похолодания на палеотемпературной кривой в 299 DSDP, который датирован по трекам от спонтанного деления урана 1,45 ± 0,35 млн. лет (Плетнев, Ганзей, 1993). Амплитуда температурных изменений на температурной кривой 798 ODP после 1,4 млн. лет достигает уже 7–80С.

В это время после длительного перерыва открывается Корейский пролив, на что указывает присутствие биотрассеров теплого Цусимского течения – Gl. inflata, N.

dutertrei и Rh. bergonii в составе планктона. Вероятно, около 1,4 млн. лет назад в результате эрозии произошел размыв Корейского перешейка, и теплые тихоокеанские воды вновь начали поступать в Японское море с юга. Активизация тектонических процессов в северной части трога Окинава и Корейском проливе в это время была связана с перестройкой движения Филиппинской плиты (Kamata, Kodama; 1999). Ряд исследователей полагают, что Цусимское течение могло проникать в северную часть моря около 3,5 и 2 млн. лет назад (Koizumi, 1992), но наши данные пока не подтверждают этот вывод. В начальный этап раскрытия Корейского пролива его глубины были меньше современных, поэтому интенсивность притока теплых вод с юга в Японское море могли контролировать мелкоамплитудные гляциоэвстатические колебания уровня моря. Вероятно, именно этим эффектом можно объяснить раннее начало " холодного плейстоцена" в Японском море по сравнению с другими районами.

Дальнейшая обстановка в Японском море контролировалась изменениями климата и связанными с ними гляциоэвстатическими колебаниями уровня моря. Если первые обусловили ритмичность температурных вариаций, то вторые усиливали климатические экстремумы за счет усиления или притока теплых вод с юга. На палеотемпературной кривой 798 ODP (рис.1) выделяется не менее 6 криохронов, когда температура воды была ниже современной на 9-110С и достигала 70С. Температурные оценки хорошо согласуются с данными по Сахалину, где на основе палинологических данных установлено, что в холодные эпохи температура самого теплого месяца была ниже современной на 7– 90С, а самого холодного – на 8 – 150C (Короткий и др., 1996). В теплые эпохи на Сахалине январские температуры превышали современные на 4 - 60C и августовские – на 2 - 30С.

Разномасштабные по времени вариации температурного режима установлены в позднем плейстоцене и голоцене при анализе многочисленных колонок, отобранных в Японском море (Плетнев, 1985; Плетнев и др., 1988; Развитие природной.., 1988 и др.).

Итогом стало построение палеогеографических карт Японского моря на отдельные временные срезы позднего квартера (Динамика ландшафт.., 2003). Заслуживает внимания факт, зафиксированный по палеонтологическим и изотопным данным, о снижении солености верхнего слоя воды в Японском море на 4-6 ‰ в периоды климатических минимумов (Горбаренко, 1983; Плетнев, Киселев, 1982; Плетнев и др., 1988).

Трансформация водных масс Японского моря в плейстоцене приводила к внутренней переорганизации сообществ ПФ Японского моря. Несмотря на его кардинальную перестройку в периоды 1,4 и 1,2 млн. лет назад (рис. 2), количественные показатели видовой структуры (доли захвата ресурса, видовое разнообразие и др.) оказались практически одинаковыми. Плейстоценовое сообщество ПФ манипулирует обилием своих видов, адаптируясь к изменениям палеосреды, но при этом сохраняет на оптимальном уровне свои функциональные параметры (Плетнев, Суханов, 2006).

Рис. 2. Динамика скорости изменений в видовой структуре сообщества планктонных фораминифер в Японском море (Плетнев, Суханов, 2006). Ось ординат – скорость, (млн. лет)–1, ось абсцисс – время, млн. лет, течет слева направо В разделе 3.2 приведены результаты экологического анализа структуры кайнозойских сообществ БФ, которые стали основой палеобатиметрических построений в Охотоморском регионе. По своим океанографическим условиям Охотское море соответствует бассейнам субарктического типа. Море имеет очень широкую приматериковую отмель до глубин 500-700 м, что отличает его от других окраинных бассейнов.

В Охотоморском регионе установлено множество прогибов разных размеров и простираний. Осадочные толщи, выполняющие эти прогибы, опробованы бурением и драгированием, как правило, лишь в бортовых частях. Полный же стратиграфический объем и литология осадков в депоцентрах пока не известны ввиду отсутствия глубоководного бурения, что не позволяет однозначно судить о природе и времени образования самого бассейна. Ряд авторов рассматривают Охотоморский регион как комбинацию остаточных островных дуг и эпиокеанических бассейнов мезозоя и кайнозоя (Безверхний и др., 2002; Гнибиденко, 1979), другие - как погруженную часть континента (Васильев, 2010; Емельянова, Леликов, 2010). По мнению Н.А. Богданова и Н. Л. Добрецова (2002), в позднем мезозое на месте современного Охотского моря располагалась океаническая плита, субдукция которой под материковую окраину Восточной Азии приостановилась только в туроне. В кайнозое рифтогенез привел к дроблению, изолированности океанической плиты и возникновению многочисленных горстов, прогибов и грабенов (Кровушкина, Жаров, 2003). Анализируя рельеф акустического фундамента, А.С. Сваричевский (1999) показал, что он намного контрастнее современной топографии морского дна. Так, в пределах шельфа в рельефе фундамента выделяется обширная впадина (Северо-Охотский прогиб), дно которой осложнено многочисленными рвами с глубиной до 8 км. Они почти полностью заполнены осадками и на современном шельфе проявляются лишь в рисунке изобат с заложением в первые десятки метров. В Хоккайдо - Сахалинской провинции имеются подобные впадины (Лаперуза, Байкал, Пегас, Лунская и др.), выполненные осадками с мощностью до 3-4 км. Часть этих структур неотектоническими движениями, как и в Японском море, была выведена на поверхность, и их осадочные толщи обнажены на Сахалине и Западной Камчатке.

Одной из главных проблем в исследуемом бассейне является выяснение природы цикличного строения осадочного чехла, выраженного сменой трансгрессивных и регрессивных серий осадков. Впервые они были выделены в наземных морских разрезах о-вов Сахалин, Хонсю, и амплитуда изменений уровня моря при их формировании оценивалась от минус 110 м до плюс 10 – 15 м по аналогии с плейстоценом. Ряд исследователей допускали формирование морских отложений в более глубоководных условиях (Волошина и др., 1970; Cерова, 2001; Тузов и др.1997).

Разные оценки глубин в эпохи трансгрессий и регрессий затрудняют построение моделей осадконакопления при поиске нефти и газа в Охотоморском бассейне, поэтому так необходимы количественные данные о колебаниях уровня моря в кайнозое.

Палеобатиметрические построения Охотоморского региона были выполнены на основе сравнительного анализа экоструктур современных и кайнозойских сообществ БФ в ряде опорных разрезов, расположенных по периферии исследуемого региона.

Остатки фауны ранее изучены С.И. Ступиным в наземных морских разрезах п-ова Шмидта (Экосистемы.., 1999), Л.И. Митрофановой и О.Н. Мелентьевой (1991) - в разрезах Лунской впадины о-ва Сахалин; Л.И. Митрофановой - в кернах бурения Колпаковской депрессии Западной Камчатки (Тузов и др., 1997). Использованы также данные по керну Магаданской скважины (Шаинян и др., 1989). В работе приведена подробная литолого-стратиграфическая характеристика исследуемых геологических разрезов; автором проанализирован экологический состав палеосообществ БФ. Для сравнительного биостратиграфического и палеогеографического анализов привлечены материалы по глубоководному бурению в Японском море (Ingle et al., 1990). Керн скважины 795 ODP отобран на севере Центральной котловины и отражает длительные условия седиментации в депрессии, в то время как скважина 798 ODP заложена на глубине 920 м островного склона о-ва Хонсю. В результате были построены батиметрические кривые, отражающие изменение глубин дна отдельных седиментационных бассейнов Охотоморского региона (рис. 3).

На охотоморских кривых видно, что во второй половине эоцена на месте Колпаковского прогиба, Лунской впадины и Северо-Охотского прогиба существовали морские бассейны c разной глубиной. Если в Северо-Охотском бассейне в позднем эоцене отмечена тенденция к обмелению вплоть до перерыва седиментации в олигоцене, то в Колпаковской и Лунской депрессиях происходит углубление дна. Повидимому, тектоническая нестабильность в бассейне в это время приводила к дифференцированному подъему и опусканию отдельных участков дна, что и нашло свое отражение в разном режиме осадконакопления. Наиболее глубоководные условия в бассейнах Северного Сахалина и Северо-Охотского прогиба фиксируются в позднем олигоцене и начале среднего миоцена.

Рис. 3. Палеобатиметрические кривые по отдельным бассейнам Охотского (Плетнев, 2009) и Японского (Proc. ODP.., 1992) морей Более сложно выглядит динамика изменения глубины в Лунской депрессии острова Сахалин, где трансгрессивные пики позднего олигоцена и начала среднего миоцена разделены регрессией в конце раннего миоцена (дагинская свита). На мелководные условия указывают прослои углей, находки мелководной фауны БФ в отложениях верхнедуйской свиты и ее возрастных аналогов на Южном Сахалине (Фотьянова, 1977). Время регрессии на Южном Сахалине и в Лунской впадине совпадает с этапом кульминации глобального климатического оптимума и высоким стоянием уровня Мирового океана (Кеннет, 1987). Поэтому формирование мелководной серии (верхнедуйской, дагинской свит) осадков с включением термофильных элементов фауны и флоры не может быть связано с эвстатическим понижением уровня моря в это время. Обмеление Лунского бассейна, вероятно, могло быть следствием дифференцированных тектонических движений на Сахалине (алеутская фаза), которые привели к погружению его северной, северо-восточной частей и подъему Южного Сахалина (Мельников, 1987). Занимая промежуточное положение между этими районами, Лунская впадина оказалась в зоне тектонического перекоса и близко к зоне интенсивной денудации Южного Сахалина, что и привело к быстрому ее заполнению осадками и обмелению.

Анализ батиметрической кривой по Центральной котловине Японского моря (скв.795 ODP) указывает на прогибание ее дна с конца раннего миоцена. На всех батиметрических кривых (рис.3), за исключением 795 ODP в Японской глубоководной котловине, отражается регрессивная фаза локальных бассейнов седиментации, начиная с плиоцена. Этот этап по времени совпадает с началом сахалинской фазы складчатости и воздыманием Японо-Курильской Кордильеры и острова Сахалин. Вероятно, в открытой части Охотского моря зоны депоцентров продолжали погружаться, как и в Японском море. Глубоководные котловины (Тинро, Дерюгина и Южно-Охотская) по геофизическим данным были зонами устойчивого прогибания, и в них накопилось 9–км осадков (Богданов, Добрецов, 2002). По периферии же Охотоморского региона былые рифтогенные суббасейны заполнялись осадками, поднимались и частично осушались. В конце миоцена тектоническая активность в открытом бассейне снижается и возобновляется в позднем плиоцене-плейстоцене, особенно в зоне Курильской дуги и о-ва Сахалин. Седиментация в бассейне в это время происходила преимущественно за счет биогенной и терригенной аккумуляции осадков и контролировалась изменениями климата и связанными с ними гляциоэвстатическими колебаниями уровня моря (Горбаренко и др., 2006; Матуль и др., 2009). Влияние орбитальной цикличности на ход четвертичной седиментации в Охотском море убедительно показано с помощью спектрального анализа (Nurnberg and Tiedemann, 2004). Вероятно, начало образования ламинатных отложений в Японском море в плиоцене отражает те же закономерности осадконакопления, но уже со спецификой разного географического положения двух бассейнов.

В истории развития Японского и Охотского морей можно выделить следующие события: образование впадины Охотского моря в среднем эоцене; формирование Курильской и Японской глубоководных котловин в позднем олигоцене - раннем миоцене; главный термический максимум в начале среднего миоцена; соединение Приморья, Сахалина и Хоккайдо в континентальный единый блок в конце миоцена;

исчезновение фауны фораминифер САФ в позднем плиоцене в результате резкого подъема Курильско-Японской Кордильеры и усиления изоляции водоемов от океана;

раннеплейстоценовое раскрытие Корейского пролива в интервале между 1, 4 и 1,2 млн.

лет назад и появление тепловодной фауны ПФ в Японское море.

В главе 4 "Геологическое строение и этапы развития гайотов Магеллановых гор" приведены основные результаты комплексного изучения данного /района. Магеллановы горы – дугообразная цепь подводных вулканических гор – делит Восточно-Марианскую котловину на впадины Пигафета и Сайпан. На западе они граничат с Марианской системой глубоководных желобов, а на юго-востоке – с поднятиями Больших Каролинских и Маршалловых островов. Линейная протяженность Магеллановых гор на 1300 км и размещение на древнем участке океанической коры давно привлекают внимание исследователей в качестве объекта для построения различных геодинамических моделей. Долгое время образование гайотов и подводных гор связывали с тремя основными гипотезами: 1) приуроченностью их к зонам внутриплитовых глубинных разломов (Менард, 1964); 2) формированием в зоне спрединга и последующей транспортировкой с движущейся плитой к современному положению (Hess, 1962); 3) прожиганием фиксированной в мантии "горячей точки SOPITA" движущейся сверху тихоокеанской плиты и образованием последовательной цепи гор (Koppers et al., 1998). В последние годы механизм образования рассматривается с позиций мембранной тектоники (Седов и др., 2005), согласно которой внутриплитовые вулканы формируются как следствие деформации и растрескивания литосферы при ее перемещении по поверхности Земли. Н. Смутом (Smoot, 1999) выдвинута гипотеза мегатрендов - зон разгрузки напряжений земной поверхности коры - как сочетание разломных зон и линейных поднятий. По мнению В.П. Уткина и др. (2004), при формировании Магеллановых гор важную роль сыграли сдвиговые дислокации в условиях меридионального сжатия океанической коры. Все гипотезы, предложенные разными исследователями, объединяет то, что они преимущественно базируются на геофизических данных, рельефе дна и мало аргументированы геологическими материалами.

В изучении Магеллановых гор можно выделить два периода: до 2000 г и после.

На раннем этапе получены первые сведения о рельефе, составе и возрасте горных пород по ряду гайотов Магеллановых гор (Гайоты.., 1995; Железомарганцевые.., 1990;

Плетнев, Бирюлина, 1988 и др., Init. reports.., 1986, 1990). Большой вклад внесли материалы глубоководного бурения на гайоте Ита-Май-Таи (2000-2002 DSDP) и в соседних котловинах Сайпан (скв. 585 DSDP, скв. 802 ODP) и Пигафета (скв. 801 ODP).

Эти исследования были эпизодическими, и разрозненные данные не позволили создать целостную картину развития Магеллановых гор. Новым этапом изучения Магеллановых гор стали регулярные экспедиции на НИС «Геленджик» (2001 – 20гг.), организованные ГНЦ «Южморгеология». Комплексные работы (батиметрическая съемка многолучевым эхолотом, геоакустическое, магнитное и фототелевизионное профилирование; сбор каменного материала драгами и погружными буровыми установками) значительно расширили представления о геоморфологии и геологии исследуемого района. В частности, было обосновано разделение Магеллановых гор на Западное и Восточное звено (Мельников, Седышева; 2009). Автор участвовал в 6-ти экспедициях (2004 – 2010 гг.) в качестве палеонтолога, полевого геолога и собрал большую коллекцию горных пород различного генезиса. Анализу фоссилий в составе этих пород и посвящен данный раздел.

Западное звено имеет три широтные линии: северная объединяет гайоты Говорова (МА–08), Вулканолог (МА–09) и Коцебу (МА–14); средняя – гайоты Скорняковой (МА–10), Гордина (МА–11), Ильичева (МА–13) и Альба (МА–15); южная – гайоты Пегас (МА–12), Паллада (МД–30) и ряд мелких подводных гор. Гайот Говорова с поперечными размерами 180х112 км в контуре изобаты 4000 м является самым большим среди Магеллановых гор.

Восточное меридиональное звено с севера на юг включает гайооты Федорова (МЖ–35), Ита–Май-Таи (МЖ–37а), Геленджик (МЖ–37б) и Бутакова (МЖ–39). К нему близко примыкают с востока гайоты Грамберга (МЖ–36) и Затонского (МЖ–38).

Гайоты Назимова (М–34), Маровой (М–40), Зубова (М–33) и Рыкачева (М–41) относятся уже к зоне поднятия Маршалловых островов.

Все гайоты в разной степени осложнены мезоморфами рельефа – отрогами, саттелитными постройками, вулканическими конусами и куполами. Над гайотом Альба отмечена наименьшая глубина 551 м, а большинство вершинных плато расположено в интервале глубин 1400 –1600 м. Более детально геоморфология гайотов рассмотрена в работах Е.В. Жулевой (2007), М.Е. Мельникова (2005) и Т.Е. Седышевой (2005).

Геологический разрез Магеллановых гор сложен коренными и осадочными породами мела - кайнозоя и включает три структурно-формационных яруса (Гайоты.., 1995). Нижний (цоколь) представлен вулканитами (толеиты, океаниты, плагиобазальты), типичными для островов и подводных поднятий, встречен ниже 3000 м. Второй ярус образуют субщелочные и щелочные базальтоиды (пикриты, оливиновые базальты и трахиобазальты), залегающие выше 3000 м в виде лавовых потоков. Возраст основных горных сооружений исследуемого района, по мнению И.Н. Говорова (Гайоты.., 1995) – позднеюрский-раннемеловой. Это хорошо согласуется со средне–и позднеюрским возрастом плит соседних котловин (Lancelot and Larson, 1990). Наиболее древние базальты (120 млн. лет) согласно аргоновому методу определены на гайоте Ита-МайТаи, а молодые (86,2 млн. лет) – на западном склоне гайота Федорова (Koppers, Staudigel, 2005). Верхний ярус сложен в основном осадочными породами апта - кайнозоя, в которых и обнаружены многочисленные органические остатки.

В результате биостратиграфического анализа осадочных пород на Магеллановых горах выделены следующие возрастные комплексы снизу вверх: апт-сеноманский, сантон–маастрихтский, верхнепалеоцен–эоценовый и средне (?) -верхнемиоценовый.

Плиоцен – четвертичный разрез образуют рыхлые осадки. Ортостратиграфической группой стали планктонные фораминиферы, по которым и определен возраст большинства изученных пород.

Апт-сеноманский комплекс представлен мелководными (рифовыми, органогеннообломочными и оолитовыми) и пелагическими (наннофораминиферовыми) известняками, а также вулканокластическими брекчиями, песчаниками и алевролитами.

В пределах восточного звена мелководные известняки наиболее развиты на гайоте Федорова, западного – на гайоте Ильичева. Вокруг вершинного плато гайота Федорова они образуют сплошное кольцо, в пределах которого установлены отложения фаций кольцевого рифа, аванрифа и лагуны. Присутствие в них кораллов рода Placosmila, Montlivalta (cт А), видов Amphiastera yabei Egachi, Mesomorpha chaetetoides Trauth cовместно с двустворчатыми моллюсками отряда Rudistae (Biradolites sp., Gyropleura sp.) указывает на то, что породы формировались не позднее апта и в мелководных условиях (Мельников и др., 2006). Остатки макрофауны сцементированы наннофораминиферовыми известняками, в которых обнаружены альбские комплексы ПФ. На гайотах Ита-Май-Таи, Ильичева, Коцебу и Бутакова они включают Claviblowiella cf. C. saundersi, Planomalina buxtorfi, Hedbergella globigerinoides, Clavihedbergella cf. C.

subcretacea, Ticcinella cf. T. primula. В известняках гайота Грамберга установлен альбский комплекс ПФ (Hedbergella delrioensis, H. gorbachikae, H. trocoidea). Наряду с планктоном в тафоценозах отмечены и БФ (Pattellina subcretacea, Orithostella cf. O.

аustraliana, Anomalinoides cf. A. indica, Dorothia trochoides, Lagena sp.), экологический состав которых отражает условия их прижизненного обитания на шельфе.

В этом возрастном комплексе широко представлены пелагические известняки и эдафогенные брекчии. Хорошая сохранность и видовое разнообразие ПФ в породах позволяет уверенно сопоставить их с биозональным комплексом сеномана Zone Rotalipora cushmani. (Плетнев и др., 2010). Здесь же БФ представлены Anomalinoides rubiginosus, Bulimina midwayensis, Osangularia plummedrae, Gyroidinoides globosus, Lenticulina spissa-costata, Сibicidoides sp., Forilus sp., что указывает на условия седиментации внешнего шельфа - верхней батиали. Интересными находками стали уплотненные глины, поднятые с гайотов Бутакова, Говорова и Маровой, в которых обнаружены сеноманские ПФ и радиолярии (Плетнев, 2010; Смирнова, 2011).

Образование глин было связано с возникновением аноксии (событие - МСЕ) во второй половине сеномана.

Сантон-маастрихтские породы типоморфны с вышеописанным возрастным комплексом. Сантон-коньякские отложения встречены крайне редко, и в них присутствуют единичные макроостатки (Мельников и др., 2009). Зато кампанмаастрихтские рифогенные известняки каркасного типа развиты на гайотах Ильичева и Федорова. Среди них отмечены кораллы (Thamnasteria hiraigoensis, Diplogyra lamellosa, Stylopsammia judaica и др.), а в цементе - ПФ кампана (Schackoina multispinata, Globotruncana contusa) и маастрихта (Abathomphalus mayaroensis). Пелагические известняки и эдафогенные брекчии кампан-маастрихта встречены практически на всех гайотах. Разнообразные кампанские фораминиферы (Globotruncana arca, Gtr. stuarti, Gtr.

linneiana, Gtr. plummerae, Rosita fornicata, Heterohelix reussi, H. globulosa) обнаружены в известняках гайота Федорова. Их дополняют находки Gtr. coronata, Gtr. rosetta, Hedbergella loetterli в известняках гайота Альба и Говорова (Zone Globotruncana venticosa). Маастрихтская фауна, сопоставимая с комплексом биозоны Abathomphalus mayaroensis, обнаружена на гайотах Гордина, Ильичева, Скорняковой, Бутакова. БФ кампан-маастрихта на гайотах Бутакова, Федорова, Альбе и Ита-Май-Таи по экологическому составу близки к сеноманским и отражают условия их прижизненного обитания в зоне верхней батиали.

В верхнепалеоцен-эоценовом комплексе пород резко преобладают наннофораминиферовые известняки и эдафогенные брекчии. Известняки образуют обширные покровные тела в верхней части гайотов и распространены до глубин 2600 м.

Микрофоссилии этого возраста наиболее представительны и встречены повсеместно на Магеллановых горах. Среди ПФ выделены палеосообщества, сопоставимые с большинством биозональных комплексов позднего палеоцена и эоцена по шкале Блоу (рис.3), хотя по литологии вмещающие породы неотличимы. Реже представлены отложения позднего эоцена, а олигоцен - только на гайоте Ильичева. Неожиданными находками оказались в известняках этого возраста остатки кораллов и малакофауны.

Палеоценовые кораллы (Moltkia minima, Caryophyllina jasmundi и др.) присутствуют на гайоте Федорова, а эоценовые (Astraeopora spharoidalis) - на гайоте Альба. Туфогенные породы позднего палеоцена, раннего и среднего эоцена присутствуют, но в меньшем количестве образцов.

Средне (?) - верхнемиоценовые породы встречены реже, чем палеогеновые. На гайоте Альба они формируют вулканические конусы из щелочных базальтоидов.

Вулканогенно-осадочные отложения и слаболитифицированные известняки опробованы на гайотах Федорова, Грамберга, Ита-Май-Таи, Паллада и Говорова. Ядро сообщества фораминифер устойчиво образуют верхнемиоценовые виды: Globigerina nepenthes, Globigerinoides obliquus, Globorotalia acostaensis, Sphaeroidinellopsis subdehiscens, близкие по своему составу комплексам Zone Globorotalia aсostaensis и Globorotalia plesiotumida (рис.4). В составе батиального комплекса фораминифер на вершинном плато гайотов Федорова отмечены Favocassidulina sp., Ehrenbergina sp., Cibicides refulgens, Casidulina subacuta и на Альбе - Epistominella exiqia, Alabamina sp., Bolivinella sp., Gyroidinpodes sp., Cassidulina subglobosa, Oridorsalis sp., Uvigerina sp., Nodosaria sp.

Они указывают на палеоглубины, близкие современным.

Рис.4. Возраст и распространение изученной фауны планктонных фораминифер согласно биозональной шкале Блоу (Blow, 1979) в осадках на гайотах Магеллановых гор. Темный цветприсутствие фауны данного возрастного интервала, белый - ее отсутствие. Наименование гайотов под номерами дано выше Плиоценовые комплексы ПФ, сопоставимые с биозонами Globorotalia multicamerata (N 20) и Globorotalia tosaensis tenuttheca (N 21), обнаружены на гайотах Геленджик и Ита-Май-Тай в карбонатных прослоях туффитов вулканических конусов и гайоте Грамберга в эдафогенных брекчиях.

Вершинное плато и ступени гайотов покрывают плейстоценовые осадки, которые легко распознаются по присутствию зонального вида плейстоцена Globorotalia truncatulinoides. Они детально изучены в колонке H13–81 с длиной 498 см, отобранной на глубине 1440 м с гайота Говорова. Биостратиграфический и палеомагнитный анализы позволили установить возраст исследуемой колонки (поздний плиоцен - квартер) и продатировать региональные уровни появления и исчезновения отдельных видов ПФ и известкового наннопланктона (Плетнев, Бирюлина, 1989; Линькова и др., 1992).

Значительный объем работ (>500 образцов) на Магеллановых горах был выполнен по определению возраста отдельных слоев в разрезах рудных корок на основе ПФ. Ранее они здесь были датированы только по наннопланктону (Мельников, Пуляева, 1994, Glasby et al., 2007). Заслуживают внимания находки на гайоте Бутакова слоев погребенных конкреций сеноманского возраста в керне буровой скважины и реликтового рудного прослоя (конец мастрихта-ранний палеоцен). Исследование большего числа гайотов на Магеллановых горах и Маршалловом поднятии позволило внести коррективы в результаты по наннопланктону. Возраст слоев в кайнозойском рудном разрезе (рис. 4), согласно принятой ранее нумерации (Мельников, 2005), датирован по фораминиферам (снизу вверх): I–1– поздний палеоцен-первая половина раннего эоцена; I–2 – средний эоцен – первая половина позднего эоцена; II– поздний миоцен и III – плейстоцен. Выделен реликтовый слой (R): поздний кампан - маастрихт.

Доказано, что развитие корок – процесс длительный и дискретный во времени: периоды формирования слоев разделены перерывами протяженностью несколько миллионов лет и более. Так, перерыв между образованием слоев I–2 и II в определенных случаях может превышать 25 млн. лет. Отмечается выдержанность единого разреза корок не только в пределах Магеллановых гор, но и соседних поднятий Маркус – Уэйк, Уэйк – Неккер и Маршалловых островов (Мельников, Плетнев, 2011). Это позволило сделать важный вывод о стадийности процесса роста рудных корок в исследуемом регионе.

Совокупность имеющихся геолого-геофизических данных позволяет наметить палеогеографический сценарий развития Магеллановых гор. Около рубежа юры и мела в результате вулканотектонических процессов сформировались горные поднятия высотой 3000-3500 м с выходом на поверхность. Дальнейшее рельефообразование в апте – палеогене было обусловлено процессами взаимодействия вулканизма, флуктуациями уровня моря, абразией и рифообрастанием. Пространственный анализ древних фоссилий с разных гайотов не позволяет пока проследить возрастной тренд в формировании цепи гайотов Магеллановых гор, как и возраст датированных магматических пород (Koppers and Staudigel, 2005). На основе литологических признаков и соотношения представителей мелководной и пелагической фаун установлены "трансгрессивные" и "регрессивные" фазы в развитии гайотов Магеллановых гор, которые нашли свое отражение в цикличности формирования типоморфных горных пород. Трансгрессии (поздний альб-сеноман, поздний кампан-средний маастрихт, поздний палеоцен-начало позднего эоцена, поздний кайнозой) и регрессии (апт, коньяк–сантон, поздний маастрихт–ранний палеоцен, олигоцен) контролировали темпы и характер седиментации. В "регрессивные" эпохи расширяются площади мелководного осадконакопления, а в мелу возникают даже перерывы седиментации. Этапы активизации роста рудных образований в мелу и палеогене совпадают с началом "трансгрессивных" фаз развития гайота. Помимо мелового этапа, эпохи вулканической активности уверенно фиксируются в среднем эоцене и миоцене по наличию конусов и куполов на гайотах Федорова, Грамберга, Ита-Май-Таи и Альба. В олигоцене на гайотах Магеллановых горах повсеместно отмечен олигоценовый перерыв осадконакопления, который подтвержден геоакустическим профилированием осадочной толщи с высоким разрешением и глубоководным бурением на гайоте Ита-Маи-Таи (Мельников и др., 2010). Природа олигоценового перерыва пока не ясна, но наиболее вероятно, что он был вызван эрозионной деятельностью придонных течений. Не исключено, что олигоценовый перерыв связан с прохождением Магеллановых гор в это время зоны действия приэкваториального палеопротивотечения Кромвелла. Ныне противотечение охватывает диапазон глубин 100 - 400 м, а его скорости достигают 150 см /с (Kennish, 2001).

В главе 5 «”Биостратиграфия отложений глубоководных желобов и прилегающих к ним районов” дана палеонтологическая характеристика отложений глубоководных желобов и прилегающих к ним районов, изученных автором во время экспедиций на судах ДВО РАН. В западной части Тихого океана расположено 23 из глубоководных желобов Мирового океана. Датирование осадочных пород в сочетании с материалами глубоководного бурения позволило уточнить возраст и эволюцию природной среды исследуемых осадочных бассейнов.

В разделе 5.1 рассмотрена Идзу - Бонинская система дуга - желоб. Желоб отделен от северной части Филиппинского моря островной дугой, имеет субмеридиональное направление от п-ова Идзу на севере до о-вов Огасавара на юге. Наиболее детальные геологические исследования проведены на подводном плато Огасавара. Плато включает три массива. Два восточных расположены на океаническом склоне, а западный массив образует перемычку между желобами Волкано и Идзу-Бонинским. На плато Огасавара вулканогенный фундамент перекрыт осадочными породами верхнего мела-кайнозоя (Гайоты.., 1995). В северной части Идзу-Бонинской дуги на островном склоне заложены скважины 782 – 786 ODP, вскрывшие осадочный разрез эоцена – плейстоцена, представленный аргиллитами и карбонато-глинистыми илами с прослоями пирокластики (Fryer et al., 1990).

Верхнемеловой комплекс фораминифер, моллюсков и наннопланктона обнаружен в известняках, поднятых на всех трех массивах плато Огасавара в интервале глубин 5300 – 1700 м. В пелагических известняках встречены ПФ с участием Archaeglobigerina bosquensis, A. blowi, Rotalipora greenhornensis, Dicarinella canaliculata, Marginotruncana cf. M. marginata, Globigerinelloides sp., среди БФ отмечены Cibicides sp., Marginulina sp., Darbyella sp., Anomalinoides sp. Это позволяет отнести данный комплекс к сеномантуронскому времени, а экологический состав бентоса указывает на формирование породы в условиях батиали. В рифогенных известняках отмечена разнообразная макрофауна (Аблаев и др., 1987) с участием меловых рудистов (альб – турон).

Верхнепалеоценовые ПФ (Planorotalites pseudomenardii и Acarinina intermedia Subb., A. acarinata, A. mckannai, Subbotina triloculinoides) обнаружены в туфоалевролитах западного массива на глубинах около 3000 м и по составу наиболее близки комплексу Zone Planorotalites pseudomenardii.

Верхнемиоценовые отложения широко распространены в интервале глубин 20007160 м. Они представлены карбонатными пелагическими осадками, в которых содержатся ПФ: Sphaeroidinellopsis subdehiscens, Sph. seminulina, Globigerina nepenthes, Globoquadrina altispira. Видовой состав отвечает комплексу Zone Globorotalia acostaensis..

Плиоцен – четвертичные осадки широко развиты на склонах и вершинах плато. В плиоцене выделены сообщества ПФ, сопоставимые с комплексами Zone Globorotalia miocenica и Globorotalia tosaensis. БФ включают виды Lagena sp., Dentalina notaenella, Cibicides fumeus, Pullenia bulloides, Bulimina rostrata, Hoeglandina elegans, Anomalina sp., Uvigerina ampullaceal, которые по экологии близки современной фауне.

Четвертичные осадки легко распознаются по наличию в них зонального вида Globorotalia truncatulinoides. Нами они наиболее полно изучены в колонках донных отложений (Аблаев и др., 1987; Гайоты.., 1995).

История осадконакопления плато Огасавара очень сходна с историей формирования отложений на Магеллановых горах. В мелу на плато активно расселяются карбонатные рифостроители, сменяясь в палеогене пелагической карбонатной седиментацией, и только в неогене формируются глубоководные осадки. Наличие кремнисто-карбонатной толщи с раннемеловыми радиоляриями (Смирнова, 2005) в желобе Волкано позволяет рассматривать плато Огасавара как новообразованную структуру на океанической плите, возникшую в результате внутриплитового магматизма и смещенную к ее современному положению.

В разделе 5.2 приведены результаты изучения желоба Муссау. Отличительной чертой желоба является его внутриокеаническое и строго меридиональное расположение. Желоб находится на восточном краю Восточно-Каролинской плиты. Его максимальные глубины составляют 7000 – 7200 м. Хребет Муссау расположен к востоку от оси желоба и представляет собой подводную гряду из конусовидных гор на глубинах 2200 –2500 м. Мощность осадочных отложений в желобе невелика (0,4 – 0,6 км).

Наиболее древние по возрасту осадочные породы были ранее датированы средним миоценом (Головинский, 1985). По мнению О.Г. Сорохтина (Сорохтин и др., 1985), нижний комплекс фундамента хребта Муссау сложен породами океанической коры раннемелового возраста. Ряд его коллег трог Муссау рассматривают как след субдукции Каролинской плиты под океаническую плиту в олигоцене.

Осадочные отложения на восточном склоне хребта Муссау несогласно перекрывают фундамент и сложены карбонатными и туфогенными породами позднего мела и кайнозоя.

Верхнемеловые отложения представлены пелагическими и органогеннодетритовыми известняками в интервале глубин 3200 - 2700 м. В пелагических известняках встречены маастрихтские ПФ: Abathomphalus mayaroensis и Heterohelix cf. H.

americana и др. Органогенно-детритовые известняки имеют более древний возраст, так как обнаруженная в них макрофауна типична для более ранних интервалов мела (Ablaev et al., 1992).

Верхнеолигоценовые отложения (пелагические известняки) подняты на восточном склоне хребта Муссау и островном склоне Западно-Меланизийского желоба в интервале глубин 2900 – 2200 м. В известняках обнаружены ПФ (Globorotalia kugleri, Gl. siakensis, Globigerina bolli, G. angustiumbilacatai, G. venezuelana, G. woodi, Globoguadrina baroemoensis, Globigerinita unicava, Gt. dissimilis) позднего олигоцена по шкале Блоу.

Фауна БФ содержит среднебатиальные виды: Gavelinopsis lobatalus, Loxostomella mayori, Dentalina notalnella, Cassisphaerina globosa, Siphonodosarina sp.

Верхнемиоценовые пелагические известняки драгированы на западном склоне хребта Муссау на глубинах 5800 – 5300 и 2900 – 2100 м. В составе ПФ отмечены Globigerina nepenthes, Gl. acostaensis, Globorotaloides variabilis, Globigerinoides obliquus obliquus, Globoquadrina altispira, Globorotalia merotumidа, которые соответствуют комплексу верхнемиоценовой Zone Globorotalia acostaensis. Бентосные формы включают нижнебатиальные виды: Bolivina aff. subreticulata, Oridorsalis umbonatus, Globocassidulina subglobosa, Epistomella sp. и Stilostomella sp.

Верхнеплиоцен-четвертичные осадки (карбонатные илы) отмечены на восточном склоне желоба и западном склоне хребта Муссау на глубинах 5800 – 5300 и 3100 – 28м. По ПФ выделены комплексы, соответствующие зонам плиоцена (Globorotalia multicamerata и Globorotalia tosaensis) и плейстоцена (Globorotalia truncatulinoides).

Таким образом, меловые находки фораминифер и малакофауны на хребте Муссау изменяют ранее сложившееся представление о молодом (не древнее олигоцена) возрасте данного бассейна и обосновывают тезис О.Г. Сорохтина о раннемеловом возрасте магматического цоколя хребта Муссау.

В разделе 5.3 рассмотрены бассейны юго-западного сектора исследуемого района.

В разделе 5.3.1.приведены результаты по островодужной системе Новых Гебрид.

Островная дуга представляет собой поднятие протяженностью 1550 км от о-ва СантаКрус на севере до о-ва Хантер на юге. Архипелаг Новые Гебриды образуют три звена (западное, центральное и восточное) островов, которые разделены междуговыми бассейнами. Положение желоба и его островной дуги является зеркальным отображением классической модели желоб-дуга в западнотихоокеанской зоне перехода.

Формирование островной дуги Новые Гебриды, по палеонтологическим данным, приурочено к позднему олигоцену – миоцену, хотя Гринбаум (Greenbaum, 1975) по K-Ar датирует вулканиты островов Торрес западной гряды поздним эоценом. Центральная гряда - самая молодая, и возраст базальтов северного острова Банкс по K/Ar-датам оценивается в интервале 3,5 – 0,2 млн. лет (Васильев, 2010). На бортах островного склона желоба четыре скважины глубоководного бурения (СКВ. 286DSDP, СКВ. 827-8ODP) вскрыли разрез эоцена-плейстоцена. Две скважины в междуговом бассейне Аоба (СКВ. 832, 833 ODP) вскрыли преимущественно карбонатный разрез миоценаплейстоцена.

В осадочном чехле желоба по планктонным фораминиферам (Геолого-геофиз.., 1990; Плетнев, и др., 1992) выделены следующие стратиграфические горизонты.

Среднеэоценовые пелагические известняки встречены на глубинах 8500-4700 м в виде глыб до 40-60 см. В них присутствует комплекс ПФ [Globigerinatheca index (Finlay), Hantkenina longispina Cushman, Morozovella spinulosa (Cushman), Acarinina pseudotopilensis Subbotina, Pseudogloboquadrina primitivа (Finlay), Acarinina pentacamerata Subbotina и др.], соответствующий среднеэоценовой Zone Globigerinatheca index по новозеландской шкале. В ряде базальтов, поднятых со склона желобов, трещины заполнены кристаллизованным известняком, содержащим конические морозовеллы, Acarinina acarinata Sub. и Subbotina triloculinoides (Plum.) Такой состав фауны дает основание полагать, что седиментация в районе Новогебридского бассейна происходила на рубеже палеоцена и эоцена.

Верхнеэоценовые известняки подняты в интервале тех же глубин, что и среднеэоценовые породы. Указанный возраст пород подтверждают находки ПФ (Subbotina linaperta, Chiloguembelina cubensis, Globigerinita unicava primitivа, Globigerina corpulenta, а бентосные виды (Stilostomella lepidula, Cibicidoides centralis, Cassidulina subglobosa, Gyroidina sp., Pullenia sp., Epistominella sp. и др.) указывают на батиальные условия седиментации.

Верхнемиоценовые фораминиферы (Zone Globorotalia acostaensis) обнаружены преимущественно в туфогенных породах (песчаники, алевролиты, глины) и содержат следующие планктонные виды: Sphaeroidinellopsis seminulina, Globorotalia acostaensis, Globigerina nepenthes, Globigerinoides obliquusi, Pulleniatina primalis, Globorotalia miozea conoidea. В составе БФ встречены средне - и нижнебатиальные виды: Сibicides wuellerstorfi, Ehrenbergina hystrix, Anomalinoides pompilioides, Pleurostomella sp.и др.

Четвертичные отложения (Zone Globorotalia truncatulinoides) вскрыты многочисленными трубками и представлены однородными нанно-фораминиферовыми илами. ПФ наиболее детально изучены в колонке Н13 – 47 (Плетнев, Бирюлина, 1988;

Линькова и др., 1995), в которой по соотношению климатических групп была построена палеотемпературная кривая (средний плейстоцен – голоцен).

Наличие микрофоссилий рубежа палеоцена и среднего эоцена в базальных слоях Новогебридского осадочного бассейна указывает на его ранний возраст по отношению к возрасту островов Новые Гебриды, Фиджийских бассейнов и одновременное образование с котловиной Кораллового моря. В желобе отмечен олигоценраннемиоценовый перерыв осадконакопления, который, вероятно, отражает начало становления островной дуги. Глубоководное бурение коралловоморского (828 ODP) и островного (829 ODP) склонов желоба показало, что западная гряда Новогебридских овов сложена продуктами аккреционной призмы. Наиболее древние осадочные породы в ней имеют эоценовый возраст. Вероятно, заложение самого глубоководного желоба происходило в первой половине миоцена, на что указывает датирование базальтов и долеритов (в интервале 14,5 до 25 млн. лет) со склонов желоба (Геологич. - геофиз.

иссл., 1990). Этот вывод хорошо согласуется с мнением австралийских геологов о развитии Новогебридских желобов в миоцене как результата коллизии палеостровных дуг с поднятием Онтонг – Ява (Coleman, Pacham, 1976).

В разделе 5.3.2 рассмотрена зона разлома Хантер. До наших исследований геологическое представление о разломе Хантер базировалось на геофизических данных, и ряд авторов считал его продолжением Новогебридского желоба. (Green et al., 1988;

Sykes, 1970). В исследуемом районе выполнено 48 геологических станций. В осадочных породах преобладают туфогенные алевролиты и аргиллиты с редкими органическими остатками и реже встречены известняки (Плетнев и др., 1991).

Наиболее древние, верхнеолигоценовые, ПФ встречены в известняках на внешней стороне разлома Хантер, на глубине 2400 м и представлены видами: Сatapsydrax dissimilis, Globigerina euperta., G. opima opima и др. В карбонатных алевропелитах с глубины 6500-6100 м выделены ПФ (Globigerina venezuelana, Globigerina obesa, G.

pseudodruryi, Globorotalia continuosa) и наннопланктон (Discoaster deflandrei, D.

adamanteus, D. variabilis), соответствующие переходным слоям раннего и среднего миоцена.

Все остальные образцы пород, более молодого возраста, подняты со склона хребта Хантер и по ПФ объединены в две возрастные группы: ранний (Zone Globorotalia plesiotumida) и поздний (Zone Globorotalia tosaensis) плиоцен.

Четвертичные (наннофораминиферовые) осадки вскрыты трубками, и в них по фораминиферам выделены разные стратоуровни плейстоцена и голоцена: ранний плейстоцен (Subzone Globorotalia viola и Globorotalia hessi), cредний и поздний плейстоцен (Zone Globigerina calida calida) и голоцен (Subzone Glоborotaliai fimbriata).

Полученного материала недостаточно для обстоятельных выводов, но отсутствие микрофоссилий старше позднего олигоцена может указывать на синхронность начала осадконакопления в разломе Хантер и Южно – Фиджийском бассейне. И этот же факт дает основание считать разлом Хантер самостоятельной морфоструктурой, а не продолжением Новогебридского желоба.

В разделе 5.3.3 рассмотрена остродужная система Кермадек, включающая с востока на запад: глубоководный желоб-хребет Кермадек, трог Хавр, остаточную дугу Колвилл и задуговой Южно-Фиджийский бассейн. Геологическое опробование Кермадек выполнено по двум геотраверзам, пересекающим остродужную систему в пределах широт 30-32 градуса. Изучено более 200 образцов осадочных пород, и по базальтам получено 14 К–Аr дат (Плетнев и др., 1990; Ballance et al., 1999).

Наиболее древние породы подняты на станции Н17– 61 с глубины 700 м западного склона хребта Кермадек. В туфоизвестняках обнаружены ПФ (Globorotalia zealandica, Guembelitria sp., Praeorbulina glomerosa, Globigerinita acrostoma, Globigerinoides bisphericus, Globorotalia praescitula и др.) позднего олигоцена - раннего миоцена согласно новозеландской шкале. Здесь же обнаружены мелководные обломки ежей, кораллов, раковины крупных фораминифер Amphistegina madagascariensis, которые обитали в условиях теплого мелководья и были перемещены с пригребневой части хребта.

На верхнем склоне хребта Колвилл в песчаниках встречены раковины ПФ (Globoquadrina dehiscens, Gd. аltispira, Globigerina woodi woodi, Globigerinoides sicanus и др.) рубежа раннего и среднего миоцена, близкие по составу фауне в Новой Зеландии (стадия алтоний-клифденийэ). В карбонатных осадках здесь же обнаружены верхнемиоценовые фораминиферы (Globigerina nepenthes, G. woodi woodii, Globorotalia miotumida, Gl. сonoidea и др.).

Раннеплиоценовый комплекс ПФ (Globorotalia margaritae, Gl. puncticulata, Globigerinoides obliquus, Sphaeroidinellopsis seminulina) и БФ (Bulimina pupula, Stilostomella antillea, S. fijiensis, Anomalinoides parvumbillia, Cibicides refulgens) обнаружен в пелагических известняках. Судя по экологическому составу бентосных форм (Hayward, Buzas, 1986), в раннем плиоцене на хребте Колвилл уже существовали батиальные глубины.

Севернее, на геотраверзе выполнено 24 геологических станций. В литифицированных пелагических известняках типа хардграунд в Южно-Фиджийской котловине обнаружены верхнемиоценовые ПФ (Globorotalia miozea conoidea, Gl.

sphericomiozea, Globigerinoides obliquus obliquus, Globigerina nepenthes).

К переходным слоям от верхнего миоцена к нижнему плиоцену отнесены карбонатные породы со склона хребта Кермадек по присутствию в них ПФ (Sphaeroidinella dehiscens, Globorotalia puncticulata, Gl. сrassaconica, Globigerinoides obliquus, Globorotalia pseudoopima, Gl. аcostaensis и др.). В составе БФ отмечены аллохтонные мелководные Quinqueloculina seminulum, представители родов Cibicides, Discorbis и Buccela.

Нижнечетвертичные карбонатные осадки широко представлены в ЮжноФиджийской котловине и на хребте Кермадек. В составе ПФ обильно присутствуют виды: Globorotalia truncatulinoides, Globorotalia tosaensis, Gl. oborotalia viola, Gl.

crasaconica, Globigerinoides extremus и др.

Полученные биостратиграфические данные указывают на то, что начало образования палеоплатформы Колвилл происходило в интервале 28 – 24 млн. лет.

Именно к этому времени приурочено резкое смещение к югу полюса вращения Австралийской и Тихоокеанской плит (Ballance et al., 1999). Отмечено сходство в составе миоценовых комплексов фораминифер западного склона хребта Колвилл и восточного склона Кермадек. Вероятно, до раскрытия трога Хавр оба хребта были единой структурой. Возраст базальтов по K-Ar на восточном (островном) склоне хребта Кермадек датируется поздним миоценом - 7,8 млн. лет, а на западном склоне – моложе - млн. лет. Это в сочетании с палеонтологическими данными указывает на образование и развитие междугового бассейна Хавр между хребтами Колвилл и Кермадек в период 7,– 2 млн. лет.

В разделе 5.3.4 рассмотрены особенности строения зоны стыка хребта Луисвилл и сочленения желобов Тонга – Кермадек. Наиболее обоснованной гипотезой считается вариант субдукции Тихоокеанской плиты с хребтом Луисвилл под Австралийскую плиту (Dupont, Herzer, 1985). Помимо этого, образование линейной гряды Луисвилл связывают с прохождением океанской плиты над "горячей точкой" (Koppers et al., 2004). Все предлагаемые схемы основаны преимущественно на геофизических данных и требуют дополнительных доказательств. Геолого-геофизические исследования на хребте Луисвилл проведены по двум геотраверзам (Г–1 и Г–2).

Геотраверз Г–1 пересекает желоб Кермадек в северном замыкании. Океанический склон является одновременно западным склоном хребта Луисвилл (гайот Осборн).

Геотраверз – 2 пересекает хребет Луисвилл в 200 км южнее г. Осборн.

Отложения раннего палеогена представлены туфоалевролитами, в которых обнаружен верхнепалеоценовый комплекс ПФ (Planorotaloides pseudomenardii, Subbotina triloculinoides, Planorotaloides cf. P. рseudobulloides, Acarinina mcknanni, A. acarinata и др.), соответсвующий Zone Planorotaloides pseudomenardii. Здесь же присутствуют позднемеловые ругоглобигерины (не in situ). Среди бентоса отмечены крупные фораминиферы (миогипсины) и представители родов Lenticulina, Cibicides, Asrononion и Euvigerina, которые ныне обитают в условиях шельфа.

Верхнеолигоценовая фауна ПФ обнаружена в карбонатных туффитах на глубиннах 3500-3300 м с участием видов Globigerina selli, G. аngulisuturalis, Globorotalia opima opima и др. Среди бентоса преобладают верхнебатиальные кассидулины и боливины.

Верхнемиоценовые фораминиферы (Globigerinoides obliquus, Goborotalia conomiozea, Sphaeroidinellopsis seminulina, Clobigerina nepenthes) и известковый наннопланктон (Discoaster variabilis, D. asymmetricus, D. extensus.) отмечены в слабосцементированных терригенно-карбонатных осадках в интервале глубин 3900 3300 м.

Плиоценовые и четвертичные ПФ установлены в карбонатных илах, которые соответствуют составу зональным комплексам: Globorotalia multicamerata, Gl. tosaensis и Gl. truncatulinoides. Из бентоса отмечены нижнебатиальные виды: Euvigerina miozea, Gyroidina zelandica, Pullenia quinqueloba, Globulimina pacifica и др.

Изменение экологического состав ископаемых сообществ БФ указывает на последовательное погружение верхней части хребта Луисвилл от шельфовых глубин в палеоцене до среднебатиальных в квартере. Находки меловых ругоглобигерин в северном замыкании хребта согласуются с линейным трендом омоложения базальтов по K–Ar к югу (Koppers et al., 2004).

В результате биостратиграфического анализа юго-западного сектора Тихого океана отмечена временная последовательность, отражающая начало морского седиментогенеза в исследуемых бассейнах. Прерывистый характер кайнозойской седиментации указывает на частое перемещение потоков осадочного материала, вызванного пространственновременной миграцией зон активного спрединга, изменением топографии дна и структурой течений. Длительный региональный перерыв осадконакопления в конце эоцена - олигоцене, по-видимому, связан с поступлением антарктических придонных вод и их эрозионной деятельностью в исследуемом районе.

В главе 6 " Корреляция региональных палеогеографических событий и их связь с глобальным природным процессом" проанализированы возможные механизмы проявления отдельных событий в изученных бассейнах и их обусловленности планетарными процессами (тектоническими, вулканическими, колебаниями уровня океана, климатическими и др.).

В разделе 6.1 дан анализ геологического развития Магеллановых гор. Цепь гайотов Магеллановых гор имеет длительную историю, но пока не предложен универсальный механизм их образования. Широтная протяженность гор и разная высота вершин гайотов определяют их в качестве удобного объекта палеомониторинга эвстатических флуктуаций уровня океана и региональных тектонических движений.

В меловой истории гайотов Магеллановых гор отчетливо фиксируются следы двух (позднеальб-сеноманской и позднекампан-маастрихтской) трансгрессий. Они по времени совпадают с высоким стоянием уровня моря на континентах (Найдин и др., 1986), и это доказывает их эвстатическую природу. Судя по БФ, вершины будущих гайотов в мелу были на поверхности океана и эвстатические изменения контролировали смену рифовых экосистем на пелагические сообщества. В апте и начале альба на гайотах Федорова, Бутакова, Альба и Ита-Май-Тай накапливались терригенные конгломераты, гравелиты и песчаники, что в сочетании с коррелятными им глубоководными фациями в соседних котловинах Сайпан (скв. 585 DSDP) и Пигафета (скв. 801 ODP) указывает на существование архипелаговой системы островов и большой амплитуды перепада глубин от вершин до дна. Ранний мел был периодом активной абразии вулканических вершин во всей Мид-Пацифике, а ее средняя скорость оценивается до 1, 5 км в миллион лет (Менард, 1986). Многие современные вершины подводных гор покрыты шапками меловых рифогенных известняков разной мощности. Конфигурацию и рельеф вершинных поверхностей подводных гор определяли прочность пород, наличие окаймляющих коралловых рифов и скорость опускания вулканической постройки.

Современным гомологом меловых гайотов могут быть острова Французской Полинезии и Гейш, где амплитуда рельефа вершинной поверхности составляет сотни метров. Надо полагать, что выравнивание вершинного плато гайотов происходило не только в результате абразии, но и за счет аккумуляции осадков в пониженных участках рельефа.

Такова была палеогеографическая обстановка в районе Магеллановых гор накануне первой трансгрессии.

Восточнее Магеллановых гор, на ряде гайотов Мидпацифики (скв. 865 ODP), кораллово-рудистовые экосистемы активно развивались в период с баррема по сеноман, сформировав карбонатную платформу до 2 км. На Магеллановых горах наиболее древние коралловые постройки имеют аптский возраст (Федорова, Ита-Май-Таи, Бутакова). Метахронность в появлении первых рифостроителей можно объяснить возможной денудацией доаптских известняков на Магеллановых горах, но этому противоречит отсутствие перемещенных фоссилий этого возраста в соседних котловинах (скв. 585 и 801 ODP). Вероятно, что такое различие было связано с более поздним выходом вершин Магеллановых гор в фотическую зону.

Позднеальб - сеноманская трансгрессия на Магеллановых горах развивалась на фоне глобального потепления. Океаны были галокалинными и тепловодными (Vogt, 1989). Термальный вертикальный градиент был нейтральный, а придонные водные массы были заражены аммиаком, сероводородом и метаном вследствие распада органики и деятельности анаэробных бактерий (Robinson et al., 2004). В океанах возникали условия аноксии (ОАЕ), установленные в апт-альбе, на границе сеномана и турона и в коньяке-сантоне. Одно из таких событий нами зафиксировано во второй половине сеномана (событие МСЕ) на гайотах Бутакова, Говорова и Маровой. Если завершение первой глобальной трансгрессии на Магеллановых горах отмечено в конце сеномана, то во многих других районах Мирового океана трансгрессия продолжалась и в туроне. Более того, подъем уровня на 150 - 200 м происходил именно в раннетуронское время (Найдин и др., 1986; Miller et al., 2005). Почти полное отсутствие планктонных микрофоссилий турона - сантона, вероятно, было обусловлено начавшейся эпохой вулканизма и возобновлением роста горных построек Магеллановых гор. На "регрессивную фазу" развития исследуемого района указывает возрастание находок макрофауны и вулканитов этого времени.

Позднекампан-маастрихтская трансгрессия зафиксирована на большинстве изученных гайотов Магеллановых гор и отмечена новым циклом формирования пелагических известняков и эдафогенных брекчий. Ход этой глобальной трансгрессии не был единым циклом, а прерывался регрессией и падением придонных температур в раннем маастрихте до 70С (Huber et al., 2004). Изотопные данные по белемниту с гайота Геленджик также показали низкие температуры раннего маастрихта, равные 9-100С (Zakharov et al., 2010).

Дискуссионным остается и вопрос, чем были обусловлены меловые повышения уровня океана до 200 м по сравнению с современным. Среди наиболее вероятных причин подъема уровня океана в мелу называют увеличение скорости спрединга, рост объема срединных хребтов океана и вытеснение ими океанической воды (Сорохтин, 1976, Pitman, Hayes, 1973). Оценка скоростей спрединга показала, что в раннем мелу она была очень высокой. Пики роста до 86 мм и 70 мм отмечены на рубежах 105 и 75 млн.

лет (Seton et al. 2009), что очень хорошо совпадает с началом эпох меловых трансгрессий на Магеллановых горах. Другой возможной причиной могло быть изменение формы геоида в результате смены ротационного режима Земли (Найдин и др., 1986). Обе эти гипотезы не теряют своей актуальности, хотя каждая из них имеет спорные моменты и требует новых доказательств. Автор отдает предпочтение первой гипотезе, так как на примере Магеллановых гор она позволяет объяснить многие региональные проблемы (этапность внутриплитового вулканизма, рудогенез и др.).

Анализ глобального тренда уровня океана в кайнозое указывает на его регрессивный характер (Vail et al., 1977). Кайнозойские " трансгрессивные " фазы в развитии Магеллановых гор отмечены в периоды: поздний палеоцен – ранний эоцен, вторая половина среднего – начало позднего эоцена и поздний кайнозой. О трансгрессиях этого времени на Магеллановых горах можно говорить только условно, так как их вершины уже располагались ниже уровня моря. Однако типоморфность осадочных пород «трансгрессивных» фаз в мелу и палеогене свидетельствует о сходстве условий их седиментации. На Магеллановых горах отмечен повсеместный перерыв осадконакопления в олигоцене. Нами совместно с М.Е. Мельниковым (2010) сделан вывод о погружении гайотов Магеллановых гор в олигоцене, на что указывают глубоководные фации миоцена. Без сомнения, перерыв был связан с усилением деятельности придонных течений. Не исключен и другой вариант, что олигоценовый хиатус был вызван прохождением Магеллановых гор в олигоцене через зону действия приэкваториальнеого палеопротивотечения Кромвелла. Ныне оно располагается на глубинах 100 - 400 м, а его скорости достигают 150 см /с (Kennish, 2001).

Время первой палеогеновой трансгрессии на Магеллановых горах хорошо совпадает с эпохой глобального термохрона на рубеже палеоцена и эоцена (Zachos et al., 2001). Вторая трансгрессия тоже соотносится с пиком тепла, но он был менее интенсивен. Позднекайнозойская "трансгрессивная" фаза отмечена тем, что на гайотах впервые формируются фации глубоководных осадков.

Особенностью «трансгрессивных» фаз на Магеллановых горах было то, что их начало сопровождалось резкими изменениями условий палеосреды, обусловленных глобальными природными процессами более высокого порядка. На сквозной характер этих процессов и широкий охват ими всей географической среды указывает перманентное нарастание слоев кайнозойского разреза рудных корок и соподчиненность вторичного вулканизма на гайотах Магеллановых гор, которые по времени совпадают с началом трансгрессивных фаз. Хотя проблема генезиса рудных образований вызывает много споров, на Магеллановых горах их рост определенно связан с активизацией эндотермизма самих гайотов и резкой сменой океанологической среды. На рис.5.

показаны временные фазы роста рудных корок на гайотах Магеллановых гор и ряд природных событий, которые могли оказывать влияние на среду в исследуемом районе.

На рисунке видно, что региональным «трансгрессивным» циклам предшествовали периоды перестройки движения литосферных плит в Тихом океане, обусловленные активизацией тектоновулканических процессов и внутриплитового магматизма.

Горизонтальные перемещения литосферных плит приводили к изменению всего географического пространства: закрытию широтного океана Тетис в миоцене;

отделению Антарктиды от Австралии на рубеже мела - кайнозоя, ее дальнейшей изоляции в южном секторе циркумантарктическим течением и появлению антарктического оледенения в конце эоцена (Huber et al., 2004). В результате ранее сложившаяся климатическая модель «океан-атмосфера» сменяется новой системой «ледники-океан-атмосфера», для которой характерным стало нарастание частоты климатических колебаний. Не исключено, что стадии роста полярных шапок льда в палеогене и неогене можно рассматривать не только как природный феномен, но и как возможную реакцию всей глобальной экосистемы во второй половине кайнозоя на пути к ее стабилизации.

Рис. 5. Время формирования отдельных слоев (R, 1-1, 1-2, 11, 111) рудного разреза кобальтоносных корок на гайотах Магеллановых гор и основные палеогеографические события кайнозоя (Zachos et al., 2001; Lyle et al., 2008). Тоновой штриховкой показано время перестройки движения литосферных плит и активность внутриплитового магматизма (Ballance et al., 1999;

Mjelde et al., 2010). Уровень (ССD) карбонатной коменсации (Rea, 2005) В разделе 6.2 дан сравнительный анализ геологического развития островодужных систем Кермадек, Тонга, Новых Гебрид и Марианских островов.

В островодужных системах происходят наиболее важные процессы, связанные с формированием земной коры и рельефа дна океана. Сейсмотомография показала: чем выше уровень залегания астеносферы к поверхности дна, тем моложе возраст осадочного бассейна латерального ряда. Так, глубина астеносферы в Марианском троге, где наблюдается современная тектономагматическая активность, составляет около 10 км, в миоценовой котловине Парасе–Вела – 30 км и в эоценовой Западно-Филиппинской котловине – 50–80 км (Родников и др., 2000).

Малые мощности осадочных образований и стратиграфические перерывы в желобах Тонга-Кермадек, Вануату (Новогебридский), Муссау и разломе Хантер предполагают наличие в них тектонической эрозии. На это указывает присутствие древних ядер базальтов, известняков, кремней и присутствие мелководной фауны на ультраабиссальных глубинах. Во внутриокеаническом желобе Муссау наряду с верхнеолигоценовыми отложениями встречены пелагические и органогенно-детритовые известняки позднего мела В пелагических известняках обнаружены маастрихтские ПФ, а в органогеннодетритовых (мелководных) известняках остатки макрофауны более раннего возраста.

Древние (среднеэоценовые) вулканиты в островодужной платформе Тонга отмечены в фундаменте передовой дуги (скв. 841 ODP), островах Эуа и Тонгатупу (Balance et al., 1999).

Следы тектонической эрозии прослежены и в Новогебридских желобах, где с ультраабиссальных глубин подняты среднеэоценовые пелагические известняки (Плетнев и др., 1990). Наиболее вероятным источником поступления древних фоссилий и известняков в осевую часть желоба является эрозия и денудация западной гряды Новогебридской островной дуги, сложенной образованиями аккреционной призмы (СКВ. 829 ODP). Это подтверждается и более молодым возрастом базальтов островного склона желоба от 14,5 - 18 до 25 млн. лет назад (Геологич.- геофиз. иссл.., 1990), что согласуется с мнением австралийских геологов о становлении Новогебридских желобов в миоцене (Coleman, Pacham, 1976; Green and Collot, 1994). Установлен тренд омоложения древних микрофоссилий по траверзу Северный – Южный Новогебридские желобы – разлом Хантер от раннего эоцена до позднего олигоцена. Это доказывает, что развитие разлома Хантер было сопряжено с развитием Южно - Фиджийского бассейна, а не с Новогебридскими желобами, как предполагалась ранее.

Проведенные биостратиграфические исследования в юго-западной Пацифике и материалы глубоководного бурения рейсов 134, 135 и 189 ODP позволили уточнить время начала седиментогенеза в ряде междуговых и задуговых бассейнов изученного района (Плетнев, Мельников, 2011). Наиболее древние морские отложения отмечены в юго-восточной части Тасманова моря (скв. 1172 ODP) и датируются по диноцистам поздним кампаном, а более глубоководные фации на подводном хребте Лорд Хау – маастрихтом (скв. 207 DSDP и 1172 ODP). Планктонные фораминиферы, соответствующие палеоценовой биозоне Subbotina triloculinoides по новозеландской шкале, отмечены в кернах скв. 207 и 209 DSDP (Крашенинников, Басов, 2007). Автором этот вид-индекс в переотложении встречен в эоценовых осадках трога Беллона (Плетнев и др., 1990). В Коралловом море базальные слои осадочного чехла (скв. 210, 287 DSDP) имеют среднеэоценовый возраст (биозона Globigerapsis index).

Сравнительный анализ комплексов ПФ в междуговых бассейнах Хавр в системе Кермадек (Плетнев и др., 1988; 1991; Balance et al., 1999), Лау в системе Тонга (Аблаев и др., 1988; скв. 834–841 ODP), Аоба в системе Новых Гебрид (Плетнев и др., 1989, 1988;

скв. 832–833 ODP) и трога в Марианской системе (скв. 453–456 DSDP) показал, что седиментация в них началась во время распространения верхнемиоценовой биозоны Globorotalia acostaensis, в интервале 10 – 5,2 млн. лет. Более того, положение «datum – level» отдельных видов в сочетании с имеющимися датировками базальтов в исследуемых бассейнах позволяет сузить этот диапазон до 7–5 млн. лет. Устойчивый видовой состав ПФ биозоны Globorotalia acostaensis на широком географическом пространстве и в различных климатических зонах Западной Пацифики - гайоты Мейджи и Иомей Императорского хребта (Pletnev et al., 1992), Магеллановы горы, а также Охотское, Японское, Филиппинское, Коралловое и Тасманово моря - указывает на особые условия океанологической среды в это время. Механизм образования этих междугодовых бассейнов был сходен. Подъем мантийного диапира в результате активизации астеносферного апвеллинга (Taylor, 1992) приводил к расщеплению первоначально единой островной дуги с последующим формированием остаточной и передовой дуг и междугового басейна.

На примере изученных систем Тонга-Кермадек видно, что остаточные дуги Лау и Колвилл, междуговые бассейны Лау и Хавр представляют почти единые структуры. Их разделяет подводное поднятие на 250 ю.ш. в зоне сочленения желобов Тонга и Кермадек, возникшее, вероятно, как результат субдукции хребта Луисвилл. Кампан-маастрихтские ПФ, датировки вулканитов гайота Осборн (северное замыкание хребта Луисвилл) и безымянного гайота на океаническом склоне желоба Кермадек указывают на более древний возраст прилегающей тихоокеанской плиты по сравнению с отродужной системой Кермадек. Подобные примеры, когда линейная структура глубоководного желоба разделена перемычкой, наблюдаются и в зоне примыкания хребта Антркасто к Новогебридским желобам и плато Огасавара к зоне сочленения желобов Волкано и Идзу-Бонинского.

В разделе 6.3 дан сравнительный анализ количественных изменений палеосреды Японского и Охотского морей с сопредельной сушей и акваторией.

6. 3. 1. Палеоглубины. Анализ батиметрических кривых Охотоморского региона показал, что изменение глубин в палеогене и миоцене в его суббасейнах происходило не синхронно (рис.3), но с плиоцена везде наблюдался регрессионный тренд. Сравнение изменений охотоморских глубин с ходом глобальных колебаний уровня океана также показало отличия. Если в олигоцене в Охотоморском бассейне повсеместно развивается трансгрессия с увеличением глубин до 2000 м, то в океане в это время фиксируется регрессия (Кеннет, 1988). Синхронное развитие трансгрессии с океаном отмечено в начале среднего миоцена во время планетарного термического максимума, но ее амплитуда в Охотоморском регионе была значительно выше. Такая рассогласованность в колебаниях уровня приемного бассейна и океана определялась особенностями геологического развития Охотоморского региона.

В послемеловое время в исследуемом районе зона субдукции сместилась на восток и островные дуги (Богданов, Добрецов, 2002) отгородили палеоОхотское море от океана.

В палеогене - миоцене закладывается система рифтов, которые расчленяют дно палеобассейна на отдельные блоки (Кровушкина, Жаров, 2003). Современное Охотское море представляет собой систему глубоких впадин и прогибов различного размера и ориентации, разделенных поднятиями и выступами. Поэтому глубины Охотоморского бассейна на раннем этапе определялись тектоническими причинами и меняющейся топографией дна водоема, а не эвстатическими изменениями уровня океана. Высокая корреляция охотоморских кривых отмечается с батиметрическими построениями в кайнозойских бассейнах со сходной геодинамической обстановкой (Японии, Кореи, Калифорнии и др.). В Япономорском регионе имеется ряд рифтогенных бассейнов на шельфе Цусимской котловины, префектуры Ниигата о-ва Хонсю (Development.., 2002) и Пхоханские впадины на п-ове Корея (Geology of Korea 1999), которые по строению и мощности осадочных толщ очень сходны с охотоморскими разрезами. В бассейне Ниигата, судя по бентосным фораминиферам (фауна САФ), в начале среднего миоцена произошло резкое углубление дна от шельфовых до среднебатиальных глубин.

Еще больше свидетельств сильноамплитудных колебаний уровня моря в палеогене и неогене зафиксировано в наземных морских разрезах и кернах бурения на шельфе западной окраины Северной Америки (McDougall, 1980). В кайнозойской летописи бассейна Тофино (возле о-ва Ванкувер, Канада) выделено 10 эпох смены фораминиферовых сообществ, отражающих региональные биособытия и тектонику дна этого водоема (Narayan et al., 2005). Общность в развитии Охотоморского бассейна и Тофино отражена в сходстве фораминиферовых палеосообществ (Zone Cassidulina galvanensis) в основании осадочных разрезов двух районах; синхронности начала "трансгрессивной" фазы в олигоцене и "регрессивной" - в позднем плиоцене; времени перерывов осадконакопления в раннем миоцене и раннем плиоцене. Данные факты свидетельствуют, что развитие этих удаленных бассейнов по обе стороны Тихого океана происходило синхронно и контролировалось, вероятно, едиными во времени тектономагматическими процессами.

Доказательства резких колебаний уровня моря в Охотоморском регионе и оценка максимальных глубин до 2000 – 3000 м в палеогене и неогене более полно рассмотрены ранее (Плетнев, 2007; 2010).

Более древние комплексы фораминифер, близкие к фауне САФ, обнаружены в сантон-кампанских слоях Северо – Бауринской скважины на северо-востоке Сахалина (Сальников и др., 2001) и переходных слоях от маастрихта к палеоцену на о-ве Юрий архипелага Малых Курил (Серова, 1981). Возможно, эти находки отражают еще не Охотоморский бассейн, а глубоководные условия былого океана.

Не менее дискуссионным является вопрос о возможных быстрых погружениях и подъемах значительной амплитуды отдельных участков дна Охотского и Японского морей, фиксируемых по резкой смене мелководных отложений глубоководными фациями. В геологии имеется достаточно примеров быстрых погружений дна, причем они наиболее присущи нефтегазоносным бассейнам с осадками большой мощности (Тимано-Печорский и Северо-Чукотский прогибы, впадины Прикаспия и Западной Сибири и др.). Так, в мезозойском Динарском бассейне Европы в среднем триасе за период 2–3 млн. лет скорость опускания дна возросла на два порядка и общее погружение за это время оценивается в 1, 5 – 2, 5 км (Artyushkov, Baer, 1984). Механизм быстрых погружений и поднятий детально рассмотрен в работах Е.В. Артюшкова (1993, 2010). По его мнению, быстрые погружения были обусловлены инфильтрацией в литосферу активного флюида, что вызвало уплотнение пород основного состава в нижней коре. Вероятно, эти же процессы имели место в истории Японского и Охотского морей в позднем олигоцене и начале среднего миоцена.

Какие же природные процессы могли приводить к периодическому появлению и исчезновению фауны САФ в Японском и Охотском морях? Анализ экологического состава плейстоценовых бентосных фораминифер Японского (Плетнев, 1985) и Охотского (Бараш и др., 2001; Плетнев и др., 2010) морей показал, что ни драматические изменения климата, ни гляциоэвстатические колебания уровня моря этого времени не привели к появлению фауны САФ в этих водоемах. Возможным фактором появления фауны САФ могли быть диагенетические переобразования в осадочной толще, в процессе которых поровые воды с низким рН растворили карбонатные фоссилии.

Однако ископаемые раковины имеют хорошую сохранность и, вероятно, растворение при формировании комплексов фауны САФ было второстепенным. Таким образом, существование фауны САФ в данных палеобассейнах было обусловлено наличием в них глубоководных котловин и хорошей связью с океаном.

В позднем плиоцене Курильская островная гряда уже представляла огромный порог, отгораживающий впадину Охотского моря от океана. Современные глубинные охотоморские и тихоокеанские водные массы имеют прямой контакт только в наиболее глубоких Курильских проливах Буссоль (2318 м) и Крузенштерна (1920 м). Однако эти отметки значительно уступают глубинам котловин (более 3000 м), расположенным по обе стороны от Курильской гряды. Охотоморские глубинные водные массы холоднее тихоокеанских почти на 1 градус и имеют меньшую соленость, на 0,02 ‰. (Богданов, Мороз, 2000). Именно пороги и указанные океанографические особенности, повидимому, обусловили неблагоприятные условия для проникновения и жизнеобитания глубоководной тихоокеанской фауны в котловинах Охотского моря в позднем плиоцене - голоцене. Все это справедливо и по отношению к Японскому морю, соединенному с Тихим океаном еще более мелководными проливами.

6. 3. 2. Палеотемпературы. Климат является одним из важнейших показателей природных условий среды, неравномерное распределение его характеристик (температура и влажность), во многом определяет необратимость эволюционного развития географической оболочки. В Японском море температурные изменения поверхностных вод оценены со среднего миоцена. Попытки использовать ПФ в качестве палеотермометра Охотоморского бассейна оказались неудачными, потому что их раковины мало представлены в доплейстоценовых осадках. Несмотря на эти трудности, A. И Кафанову и B.B. Волвенко (1997) по ископаемым моллюскам удалось построить температурную кривую для Охотоморского бассейна почти за весь кайнозой.

Наибольший прогрев воды, до 90С среднегодовых и 180С летних температур, в Охотоморском бассейне происходил в среднем и позднем миоцене. Среднегодовые температуры в олигоцене не превышали 50С. Такие низкие температуры, возможно, были связаны с началом действия зимнего муссона (Павлюткин, Голозубов, 2010; Wang, 1984). Наши находки переотложенных раковин вида ПФ Acarinina pseudotopilensis в плейстоценовых осадках Курильской котловины (Безверхний и др., 2003) указывают на существование тепловодного бассейна в раннем эоцене. Плиоценовые температуры Охотоморского бассейна отражают общую тенденцию к похолоданию.

Миоценовые и плиоценовые флуктуации климата рассмотрены А.М. Коротким и другими (1996) на примере континентального Юга Дальнего Востока. На палеоклиматической кривой по Приморью дискретно восстановлены температурные значения по отдельным термо - и криохронам. В первый климатический оптимум миоцена (17–15 млн. лет) среднегодовая температура воздуха составляла 18–200С; во второй оптимум (13–12 млн. лет) – 15–170С и в криохроне (6,5–5 млн. лет) понизилась до 6–80С. Экстремумы температурных значений по времени хорошо совпадают с ходом палеотемпературных изменений по Японскому морю (рис. 1). В конце плиоцена – начале эоплейстоцена на Юге Дальнего Востока отмечен длительный стратиграфический перерыв, вызванный эрозионным расчленением территории с амплитудой вреза на 130150 м (Короткий и др., 1996). Именно в это время происходит новый подъем КурильскоЯпонской Кордильеры, Сахалина с одновременным опусканием глубоководных котловин Охотского и Японского морей. Данные по палеоклиматам суши в раннем плейстоцене отсутствуют, но зато они хорошо изучены в Японском море.

Высокая частота отбора, хронологическая интеркалибровка по керну скв. 798 ODP и оценка среднегодовых температур Японского моря за последние два миллиона лет (Плетнев, Суханов, 2006) позволяют принять данную палеотемпературную кривую в качестве эталонной для всего Дальнего Востока. На рис. 6 температурные построения по Японскому морю сопоставлены с аналогичными данными по прилегающим акваториям и окружающей сушей, что позволило оценить амплитуду одновозрастных изменений климата по широтному траверсу: континентальное Приморье – окраинное Японское море – Тихий океан. Скважины 579 и 580 DSDP заложены чуть восточнее о-ва Хонсю, в зоне действия теплого течения Куросио. Корреляция палеотемпературных данных проведена на уровне магнитных эпох и изотопно-кислородных стадий. Новейшие данные показывают, что резкие скачки температур на планете происходили за период 20-40 лет (Pausata et al., 2011). Поэтому выборка 119 проб из 200 м керна скв. 798 не исключает возможности пропуска таких событий, особенно в раннем и среднем плейстоцене.

Сравнительный анализ региональных температурных кривых позволил установить, что ритмичность климатических изменений, свойственная плейстоцену, проявилась в Японском море в интервале 1,4 - 1,2 млн. лет назад; в зоне Куросио – 1 млн. лет и в Приморье – 0,9 –1,0 млн. лет. Анализ радиолярий в Охотском море показал, что с уровня 950 тыс. лет назад и выше экстремумы общего числа их видов становятся высокоамплитудными и согласуются с глобальными ледниково-межледедниковыми этапами (Матуль и др., 2009). В северной части Южно-Китайского моря амплитуда среднегодовых температурных изменений после 850 тыс. лет назад возросла в два раза и составила 4-50С по сравнению с более ранним периодом плейстоцена (скв. 1147 и 11ODP). Более раннее проявление ритмики климатических изменений в Японском море было обусловлено эффектом раскрытия на юге Корейского пролива и объемом притока теплых вод, который контролировался гляциоэвстатическими колебаниями уровня моря.

Амплитуда среднегодовых температурных экстремумов в теплые и холодные эпохи снижается от континента к океану. В рисский климатический минимум (ИКС-6) в пределах широт 38-43 градуса на территории Приморья она составляла 10–120 С, в Японском море и Тихом океане она соответственно равнялась 6-80С и 40С. Еще больший контраст отмечен между теплыми и холодными сезонами этого времени. Январские значения температур в Приморье составляли минус 20–230С, а августовские - плюс 2– 30С (Короткий и др., 1996).

Рис. 6. Корреляция плейстоценовых температурных изменений Японского моря (Плетнев, Суханов, 2006 ODP) с югом Дальнего Востока (Короткий и др., 1996) и Тихим океаном (Koizumi, 1985; Shackleton and Opdyke, 1976). На кривой 798 температурные экстремумы в магнитную эпоху Брюнес скоррелированы с изотопно-кислородными стадиями (ИКС). Темным цветом показаны магнитные эпохи и события Трансформация природной среды Японского и Охотского морей происходила согласно общей тенденции глобального природного процесса. В первую очередь, среда этих водоемов определялась динамикой западного переноса воздушных масс. Эта зависимость наиболее ярко проявилось в позднем кайнозое, когда над всей восточной окраиной Азии установился муссонный тип атмосферной циркуляции с выраженной холодной зимой и теплым летом. На гидрологический режим Японского и Охотского морей большое влияние оказывала связь с Тихим океаном. Ее ослабление приводило к сокращению притока теплых тихоокеанских вод и усиливало процесс охлаждения акваторий на фоне общих похолоданий. И наоборот, в термохроны усиливалась активность теплых течений, что благоприятно сказывалось на климатической обстановке прибрежных территорий.

Таким образом, в результате комплексного палеогеографического анализа изученных осадочных бассейнов наметились переломные этапы или рубежи, с которыми связаны наибольшие трансформации природной обстановки в западном секторе Тихого океана за период кайнозоя (рис. 7).. Это коснулось и изменения топографии дна, что нашло свое отражение в последовательном образовании впадин окраинных морей, задуговых и междуговых осадочных бассейнов. С этими же возрастными рубежами связаны и наибольшие нарушения пространственной и вертикальной структуры водных масс, которые отчетливо фиксируются в палеогеографической летописи изученных бассейнов. Поиск возможных причин региональных рубежей в исследуемом районе показал, что им обычно предшествовали события более высокого порядка: перестроение движений литосферных плит, эпохи активизации тектонических процессов и внутриплитового магматизма в Тихом океане (Ballance et al., 1999; Mjelde et al., 2010 и др.). Изученного автором материала по меловому этапу (Магеллановы горы, хребет Луисвилл и плато Огасавара) недостаточно для обоснованного выделения более ранних по возрасту палеогеографических рубежей в исследуемых районах. Вместе с тем обоснованность переломных эпох позднего альба-сеномана и позднего кампанамаастрихта на Магеллановых горах согласуется с данными о начале политаксонного развития фаун ПФ и радиолярий этого времени в палеоокеане Тетис (Вишневская, Копаевич; 2011; Kopaevich and Vishnevskaya, 2009).

Рис. 7. Основные временные рубежи в истории развития изученных осадочных бассейнов западной части Тихого океана (Плетнев, Мельников, 2012) ВЫВОДЫ Проведенные многолетние исследования позволили получить новые данные по стратиграфической и палеоокеанологической значимости фораминифер и выполнить палеогеографический синтез материалов по межбореальному пространству западной части Тихого океана за период позднего мела и кайнозоя. Итогом работы стало выявление единых временных рубежей в развитии изученных осадочных бассейнов, расположенных в разных физико-географических и геодинамических обстановках исследуемого района. Основные результаты излагаются в порядке решения поставленных задач.

1. На примере восточной окраины Азии с ее океаническим обрамлением и муссонным типом атмосферной циркуляции прослежена изменчивость регионального климата не только на фоне его глобальных флуктуаций, но и под влиянием меняющихся соотношений площадей суши и моря, перестройки структуры течений и колебаний уровня моря окраинных бассейнов. Совершенствование методов регионального палеогеографического анализа позволило с новых позиций, количественно, оценить трансформацию водной среды дальневосточных морей в кайнозое.

2. В палеогене на периферии Охотоморского региона последовательно возникали и развивались локальные глубоководные бассейны, осадкообразование в которых на раннем этапе контролировалось активностью тектонических процессов. Наибольшее "трансгрессивное" развитие они получили в позднем олигоцене и начале среднего миоцена, когда их глубины превышали 2000 м. В результате сахалинской фазы складчатости (поздний плиоцен - ранний плиоцен) осадочные бассейны испытали подъем и часть из них обнажилась на побережье Сахалина и Западной Камчатки.

3. Изменение палеосреды Охотского и Японского морей происходило согласно общей тенденции глобального природного процесса и определялось динамикой западного переноса воздушных масс. Главный термический максимум в истории двух водоемов фиксируется в начале среднего миоцена, когда значения среднегодовых температур превышали современные на 3-40С в Японском и на 4-60С в Охотском море. В это время экосистемы Охотского и Японского морей имели наибольшее сходство, что определялось глобальным потеплением и отсутствием мелководных порогов между морями и океаном, подобно современным. Различие условий палеосреды двух бассейнов нарастает со второй половины плиоцена в результате прогрессирующего глобального похолодания и большей изоляции водоемов от океана за счет вздымания КурильскоЯпонской Кордильеры. На формирование субарктического облика Охотского моря во многом повлияло образование широкой приматериковой отмели, наличие которой существенно изменило его доплиоценовый гидрологический режим.

4. На основе статистического анализа колебаний интегральных характеристик видовой структуры (общая численность, доля захвата ресурса, видовое разнообразие, логарифм скорости изменений в видовой структуре) ископаемого сообщества ПФ Японского моря определена цикличность и периодичность его развития за последние два миллиона лет. Данный подход универсален и может быть применен к другим группам ископаемого планктона в разных районах Мирового океана.

5. История осадконакопления на Магеллановых горах берет свое начало в конце раннего мела (апт-альб), когда часть современных гайотов была представлена архипелаговой системой островов с большим перепадом глубин. Осадочные породы представлены прибрежными фациями (гравелиты, песчаники, оолиты и др.) и коррелятными турбидитами в соседних глубоководных котловинах Сайпан и Пигафета.

В позднем мелу и начале палеогена палеогеографическая обстановка определялась сложным взаимодействием процессов вулканизма, изменением уровня моря, абразией и рифообрастанием. В развитии гайотов выделены трансгрессивные фазы: поздний альбсеноман, поздний кампан-средний маастрихт, поздний палеоцен-начало позднего эоцена, поздний кайнозой. Меловые трансгрессии по времени и амплитуде колебаний уровня океана совпадают с эпохами высокого уровня моря на континентах, и это доказывает их эвстатическую природу. Начало палеогеновых трансгрессий соответствует эпохам глобальных термических максимумов. Повсеместно на гайотах Магеллановых гор отмечен олигоценовый перерыв осадконакопления, после которого седиментация возобновилась только в среднем (?) – позднем миоцене, но уже в условиях, близких современным.

6. Пространственный анализ древних фоссилий и возраст магматических пород не позволяют проследить возрастной тренд в формировании цепи гайотов Магеллановых гор. Более того, на общность развития гайотов западного и восточного звена Магеллановых гор в позднем мелу - кайнозое указывает синфазность роста рудных корок, эпох вулканизма; а также аноксия (событие МСЕ) и региональный олигоценовый перерыв осадконакопления.

7. Малые мощности осадков и частые стратиграфические перерывы в глубоководных желобах Тонга-Кермадек, Вануату (Новогебридский), Муссау и Разломе Хантер предполагают наличие в них тектонической эрозии, вызванной сложными процессами взаимодействия литосферных плит в зонах субдукции. На это же указывают находки древних ядер базальтов, известняков, кремней в составе островного склона данных желобов. Происхождение относительно мелководных перемычек в зоне стыка ряда глубоководных желобов, возможно, обусловлено субдукцией хребтов и возвышенностей на прилегающей океанической плите: хребет Луисвилл на контакте желобов Кермадек и Тонга; хребет Антркастро на контакте Северного и Южного Новогебридского желобов; плато Огасавара между желобами Волкано и ИдзуБонинским.

8. Сравнительный анализ комплексов планктонных фораминифер в междуговых бассейнах Хавр зоны Кермадек, Лау зоны Тонга, Аоба зоны Новых Гебрид и Марианского трога показал, что осадконакопление в них началось во время распространения второй половины верхнемиоценовой биозоны Globorotalia acostaensis в интервале между 7 и 5 млн. лет назад. Постоянство видового состава и широкое распространение данной биозоны в разных климатических зонах от гайота Мейджи Императорского хребта до Тасманова моря указывает на особые океанологические условия верхнего слоя воды в это время.

9. В результате проведенного фораминиферового анализа, а также других методов исследования в западной части Тихого океана выделены региональные палеогеографические рубежи (граница позднего палеоцена и раннего эоцена; вторая половина среднего эоцена; граница олигоцена и миоцена, поздний миоцен – начало раннего плиоцена, поздний плиоцен - ранний плейстоцен), отражающие переломные этапы в геологической истории исследуемого района. В западнотихооканской переходной зоне с рубежами связана пространственно-временная последовательность образования впадин окраинных морей и начало седиментогенеза в них. Одновременно происходит широтное усложнение островодужных систем за счет появления новых:

задуговых и междуговых бассейнов, остаточных и передовых вулканических дуг. С выделенными палеогеографическими рубежами связаны палеоэкосистемные перестройки и кризисные явления в уже существующих бассейнах. В океане с его длительной геологической историей переломные эпохи нашли свое отражение, в частности на Магеллановых горах, в перманентности трансгрессивных фаз развития гайотов, активизации роста рудных корок и вулканизма. Поиск причин проявления региональных рубежей на примере изученных осадочных бассейнов показал, что им обычно предшествовали природные события более высокого порядка: перестроение движений литосферных плит, эпохи активности тектонических процессов и внутриплитового магматизма в Тихом океане.

10. Практическое применение результатов выполненных исследований использовано в научно-производственной деятельности, проводимой ФГУГП ГНЦ "Южморгеология" г. Геленджик, при решении задач геологического картирования, морфоструктурных исследований и поисковых работ на гайотах Магеллановых гор.

Биостратиграфические данные по планктонным фораминиферам по возрасту и условиям образования горных пород послужили основой для построения геологических карт среднего масштаба (1: 200 000). Уточненные данные по возрасту рудного разреза кобальто-марганцевых корок позволяют более целенаправленно проводить поиск рудных залежей на Магеллановых горах.

Основные публикации по теме диссертации Статьи в рецензируемых журналах и изданиях 1. Деркачев А.Н., Уткин И.В., Горбаренко С.А., Плетнев С.П. и др. Корреляция и скорости осадконакопления в Японском море в поздне-последниковое время // Тихоокеан. Геология.

1983. № 4. С. 22-29.

2. Плетнев С.П. Щека С.А., Раткин В.В Скорости роста железомарганцевых конкреций и корок в Филиппинском море // Докл. АН СССР. 1985. Т. 283, № 4. С.961-963.

3. Щека С.А., Кулинич Р.Г., Высоцкий С.В., Сахно В.Г., Ханчук А.И., Съедин В.Т., Плетнев С.П. Новые данные по геологии разломов Яп и Центральный в Филиппинском море // Докл. АН СССС. 1986. Т. 286. № 2. С. 417-421.

4. Гребеникова Т.А., Плетнев С.П. Новый метод оценки плейстоценовых палеотемператур по ископаемым диатомовым водорослям // Океанология. 1988. Т.28. Вып.4. С. 605-612.

5 Плетнев С.П., Бирюлина М.Г., Васильев Б.И..Биостратиграфические исследования в Новогебридском желобе // Тихоокеан. Геология. 1992. № 1. С. 11-15.

6. Безверхний В.Л., Горовая М.Т., Маркевич В.С., Плетнев С.П., А.А. Набиуллин. О возрасте Курильской глубоководной котловины (Охотское море) // Докл. АН РФ. 2003. Т. 391.

№ 5. С. 655-659.

7. Захаров Ю.Д., Мельников М.Е., Плетнев С.П. и др. Новая находка позднемеловых аммоноидей (Cephalopoda) в осадках Тихого океана (Магеллановы горы) // Тихоокеан.

Геология. 2003. Т. 22. № 5. С. 51-58.

8. Плетнев С.П., Суханов В.В. Динамика сообщества планктонных фораминифер в Японском море за последние два миллиона лет // Океанология. 2006. Т.46. № 5. С. 695-705.

9. Мельников М.Е., Плетнев С.П., Басов И. А. и др. Новые геологические и палеонтологические данные по гайоту Федорова (Тихий океан, Магеллановы горы) // Тихоокеан. Геология. 2006. Т. 25. № 1. С. 3-13..

10. Плетнев С.П., Горовая М.Т., Изосов Л.А.Новые данные по геологическому строению осадочного чехла Восточно-Корейского залива (Японское море) // Тихоокеан. Геология. 2006.

Т. 25. № 2.С. 73-76.

11. Мельников М.Е., Плетнев С.П., Басов И. А.. и др. Новые геологические и палеонтологические данные по гайоту Альба (Тихий океан, Магеллановы горы) // Тихоокеан.

Геология. 2007. Т. 26. № 1. С. 36-50.

12. Захаров Ю.Д., Плетнев С.П., Мельников М.Е. и др. Первые находки меловых белемнитов на Магеллановых горах Тихого океана //Тихоокеан. Геология. 2007. Т. 26. № 1. С. 36-50.

13. Деркачев А.Н., Николаева Н.А., Можеровский А.В., Григорьева Т.Н., Иванова Е.Д., Плетнев С.П. и др. Минералого-геохимические признаки существования аноксидных условий осадконакопления в локальных котловинах Охотского моря в позднем плейстоцене-голоцене // Тихоокеан. Геология. 2007. Т. 26, № 1. С. 3-33.

14 Плетнев С.П. Изменение экоструктуры кайнозойских фораминифер как основа для реконструкции глубоководного Охотоморского седиментационного бассейна // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. 2007. НАНУ. Т.5. № 1. С. 99-109.

15. Плетнев С.П. Биостратиграфия отложений верхнего мезозоя и кайнозоя Магеллановых гор // Геология и геофизика. 2008. Т.49. Вып. 10-11 (Приложение: Новости палеонтологии и стратиграфии). С. 350-353.

16. Плетнев С.П., Гребенникова Т.А. Реконструкция температурного режима Японского моря в позднем кайнозое (по материалам глубоководного бурения) // Геология и геофизика. 2008.

Т.49. Вып. 10-11 (Приложение: Новости палеонтологии и стратиграфии). С. 454-458.

17. Мельников М.Е., Плетнев С.П., Басов И.А., Седышева Т.Е. Новые данные о морфологии и геологическом строении гайота Грамберга (Магеллановы горы, Тихий океан) // Тихоокеан.

Геология. 2009. Т. 28. № 4. С. 105-115..

18. Плетнев С.П. Палеоглубины Охотоморского седиментационного бассейна в кайнозое // Тихоокеан. Геология. 2009. Т. 28. № 2. С. 17-26.

19. Плетнев С.П.,Черепанова М.В., Иванова Е.Д.,Уткин И.В. др.). Б иостратиграфическое расчленение верхнечетвертичных отложений Охотского моря на юге возвышенности Океанологии // Cтратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18. № 4. С. 106-120..

20. Мельников М.Е., Туголесов Д.Д. Плетнев С.П. Строение верхней части разреза осадочной толщи гайота Ита-Май-Тай по данным геоакустического профилирования // Океанология.

2010. Т. 50. № 4. С. 618-626.

21. Плетнев С.П., Симоненко С.В. Новые подходы к интерпретации палеоклиматических данных // Успехи наук о жизни. 2010. № 2. С. 173-175.

22. Корчагин О.А., Плетнев С.П., Мельников М.Е. Планктонные фораминиферы верхней части кампана-нижнего маастрихта Магеллановых гор (Гайот Говорова), Тихий океан // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2011. Т. 19. № 3. С. 48-55.

23. Мельников М.Е., Плетнев С.П. Биостратиграфические исследования кобальтоносных марганцевых корок на гайотах Магеллановых гор (Возраст и условия образования) // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. НАНУ. 2011. № 3. С. 45-69..

24. Мельников М.Е., Плетнев С.П.,Седышева Т.Е., Пунина Т.А., Худик В.Д. Новые данные о строении осадочной толщи гайота Ита-Май-Тай (Магеллановы горы, Тихий океан) // Тихоокеан. Геология. 2012. Т. 31. № 3. С. 32-45.

25. Мельников М.Е., Плетнев С.П., Седышева Т.Е., Захаров Ю.Д., Иванов В.В., Пунина Т.А., Худик В.Д. Первые данные о геологическом строении гайота Бутакова, Магеллановы горы, Тихий океан // Вестник КРАУНЦ. 2012. № 1. Вып. 19. С. 231-250.

26. Ablaev A.G., Birulina M.G., Khudik V.D., Pletnev S.P. et al. Biostratigraphy of Mussau Trench (Caroline Basin) // Geo-Marine letters. 1992. 12. P. 236-239.

27. Pletnev S.P., Ryabenkaya I.O Biostratigraphic results Karin Ridge (Central Pacific): RV Vinogradov Cruise 91-AV-19 Leg 4. Cooperative Programma in theGeochemistry of Marine Sediments (GEMS). Open File Reports 94-230 US Geology Survey. 1994. P. 87-93..

28. Tsoy I.B., Ryabenkaya I.O., Pletnev S.P. Quaternary biostratigraphy of the Northwest Pacific:

RV Vinogradov Cruise 91-AV-19 Leg 4. Cooperative Programma in theGeochemistry of Marine Sediments (GEMS). Open File Reports 94-230 US Geology Survey. 1994. P. 249-262.

29. Ballance P.F., Ablaev A. G., Pushchin I.K., Pletnev S.P. еt al. Morphology and history of the Kermadec trench-arc-backarc basin-remnant are system at 30 to 32S: geophysical profile, microfossil and K-Ar data // Marine Geology. 1999.159. P. 35-62.

30. Zakharov Y.D., Melnikov M.E., Popov A.M., Pletnev S.P., Khudik V.D., Punina N.A.

Cephalopod and brachiopod fossil from the Pacific: Evidence from the Upper Cretaceous of the Magellan Seamounts // Geobios. 2012. 45. P. 145-156.

Монографии и главы в монографиях 31. Плетнев С.П. Биостратиграфия донных отложений и палеогеография Японского моря в позднечетвертичное время. Владивосток:. РИСО ДВНЦ АН СССР. 1985. 115 с.

32 Короткий А.М., Плетнев С.П., Пушкарь В.С., Гребенникова Т.А. и др. Развитие природной среды юга Дальнего Востока в плейстоцене. М.: Наука. 1988. 240 с.

33..Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность./ Отв. ред. И.Н. Говорова и Г.Н. Батурина.

М.: Наука, 1995. 336 с.

34. Короткий А.М., Плетнев С.П., Гребенникова Т.А.., Пушкарь В.С. и др. Динамика ландшафтных комплексов и внутренних морей Северной Евразии за последние 130 000 лет.

Раздел Юг Дальнего Востока и Японское море. М.: ГЕОС, 2003. C. 201-218.

35. Плетнев С.П., Уткин И.В., Гребенникова Т.А Изменение термического режима поверхностных вод восточной части Японского моря в позднем кайнозое / Дальневосточные моря России. Кн. 3: Геологические и геофизические исследования / Отв. ред. Р.Г. Кулинич. М.:

Наука, 2007. С.137-150.

Прочие публикации:

36. Плетнев С.С., Ганзей С.С. Плиоцен-плейстоценовая граница в Японском море (по материалам керна скв. 299 DSDP б/c "Гломар Челленджер" // Cтратиграфия и палеоокеанология Мирового океана. М.: ИО АН СССР. 1993. С. 127-131.

37. Горбаренко С.А., Плетнев С.П. Некоторые вопросы палеогеографии Японского моря в позднем плейстоцене / География и геоморфология шельфа. М.: Наука. С. 123-128..

38. Плетнев С.П., Уткин И.В., Гребенникова Т.А.. Неоген-четвертичная палеоокеанография Охотского и Японского морей / Закономерности структуры и эволюция геосфер. Владивосток:

Дальнаука, 2005. С. 189-192..

39. Плетнев С.П., Уткин И.В., Гребенникова Т.А Изменение среднегодовой температуры поверхностных вод восточной части Японского моря в позднем кайнозое / Изучение глобальных изменений на Дальнем Востоке. Владивосток: Дальнаука, 2007. С. 126-140.

40. Плетнев С.П., Мельников М.Е., Пунина Т.А. и др. Меловые отложения гайотов Магеллановых гор / Материалы 5-го Всероссийского совещания 23-28 августа 2010 "Меловая система России и ближнего зарубежья. Проблемы стратиграфии и палеогеографии. Ульяновск.

2010. С. 283-287..

41. Плетнев С.П., Мельников М.Е. Эволюция геодинамических обстановок в зоне контакта литосферных плит (на примере островодужных систем Тонга-Кермадек, Вануату, Муссау и разлома Хантер) / Материалы Всероссийской конференции "Геологические процессы в обстановках субдукции, коллизии и скольжения литосферных плит". Владивосток: Дальнаука, 2011. С. 121-123.

42. Ablaev A.G., Pushichn I.K., Birulina M.G., Pletnev S.P. New records of Paleogene and Neogen sediments from the Northen Louisville Ridge // Geology and Submarine resourse of Tonga-Lau- Fiji Region Suva-Fijii, 1994.

43. Pletnev S.P., Annin V.K. Distribution of foraminifera in the Sea of Okhotsk / PICES Scientific Report № 26: Proc. of the 3rd Workshop on the Okhotsk Sea and Adjacent Areas, Vladivostok, 4–June 2003. Canada, Sydney, 2004. P. 183–185.

44. Pletnev S.P. Last isolation of Kuril Island as a result of postglacial transgression / PICES Scientific Report № 49: Proc. of the 3rd Workshop on the Okhotsk Sea and Adjacent Areas.

Vladivostok, 4–6 June 2003. Canada. Sydney, 2004.P. 32–33.







© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.