WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


На правах рукописи

ЦОЙ Ира Борисовна

УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ КАЙНОЗОЙСКОГО ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫХ МОРЕЙ И ОСТРОВНОГО СКЛОНА КУРИЛО-КАМЧАТСКОГО ЖЕЛОБА (ПО МИКРОПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКИМ ДАННЫМ)

Специальность: 25.00.28 – океанология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических 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:

доктор геолого-минералогических наук, доцент Галина Леонтьевна Кириллова доктор геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник Валентина Саввична Маркевич доктор географических наук, старший научный сотрудник Владимир Степанович Пушкарь

Ведущая организация:

Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН

Защита состоится 15 июня 2012 г. в 14.00 часов на заседании Диссертационного совета по океанологии Д 005.017.02 при Тихоокеанском океанологическом институте им. В.И. Ильичева по адресу: 690041 г. Владивосток, ул. Балтийская, д. Факс: (4232)312-5E-mail: fedi@poi.dvo.ru

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке ТОИ ДВО РАН

Автореферат разослан апреля 2012 г.

Ученый секретарь Диссертационного совета Д 005.017.кандидат географических наук Ф.Ф. Храпченков ВВЕДЕНИЕ

Актуальность Дальневосточные (ДВ) окраинные моря и глубоководный Курило-Камчатский желоб (ККЖ) являются важными элементами Северо-Западного сектора зоны перехода (ЗП) от Азиатского континента к Тихому океану. Проблема развития ЗП континент–океан до сих пор сохраняет свою актуальность в значительной мере из-за размещения в осадочных бассейнах этого региона углеводородных месторождений. Изучение геологии Японского и Охотского морей является ключевым для решения проблем глобальной геодинамики, геотектоники и истории формирования ЗП континент–океан. В кайнозое морские окраинные бассейны ЗП оказывали значительное влияние на климат и среду этого региона. В четвертичное время гляциоэвстатические колебания уровня моря приводили к миграциям береговой линии, открытию и закрытию связей между окраинными морями и океаном и изменению циркуляции морских вод (Жузе, 1962; Koizumi, 1992b; Tada et al., 1992; Wang, 1999;

Пушкарь, Черепанова, 2001, 2008; Gorbarenko et al., 2002, 2004; Матуль и др., 2003; Бараш и др., 2006; Горбаренко и др., 2007; и др.). Влияние окраинных морей на климат и изменение циркуляции в более ранние геологические эпохи было не менее значительным.

До 70-х годов прошлого столетия основным материалом для изучения геологии дна Японского и Охотского морей служили геологические разрезы окружающей суши – на Сахалине, Камчатке, Курильских и Японских островах и шельфа, пробуренного скважинами для нефтепоисковых целей.

Диатомеи и силикофлагеллаты, являющиеся основными продуцентами окраинноморских и океанических экосистем, как в прошлом, так и в настоящем, играют огромную роль в круговороте кремния и в образовании кремнистых пород. Благодаря кремневому скелету они хорошо сохраняются в осадках, фиксируя прижизненные условия среды, что позволяет проводить достаточно объективные палеореконструкции. Кремнистые микроископаемые – породообразующие в кайнозойских отложениях Северо-Западной Пацифики – наиболее эффективны для определения возраста и восстановления условий формирования этих отложений, а также для создания достоверных моделей эволюции ЗП от Азиатского континента к Тихому океану.

Цель и задачи исследований Основная цель исследования – восстановление истории развития ДВ морей и островного склона ККЖ в кайнозое на основе изучения породообразующих кремнистых микроводорослей – диатомей и силикофлагеллат. Для достижения цели исследования необходимо было решить следующие задачи:

1. Установить и провести ревизию таксономического состава диатомовых водорослей и силикофлагеллат в кайнозойских отложениях Японского и Охотского морей, островного склона ККЖ.

2. Провести расчленение осадочного чехла c использованием детальных биостратиграфических зональных шкал.

3. Провести анализ экологической структуры зональных комплексов диатомей и силикофлагеллат для восстановления палеосреды.

4. Восстановить основные этапы развития кайнозойского осадочного чехла ДВ морей и островного склона ККЖ и выявить роль региональных и глобальных геологических событий в его формировании.

Методика В основу работы положены результаты изучения образцов осадочных пород, полученных преимущественно поинтервальным драгированием крутых склонов подводных каньонов, долин и возвышенностей. Методика детального отбора пород морского дна для стратиграфических целей была разработана сотрудниками ТОИ ДВО РАН (Берсенев, 1973;

Bersenev, 1996). Результаты геологических исследований сопоставлялись с данными непрерывного сейсмопрофилирования (НСП), что позволяло установить структуру и стратиграфию осадочного чехла (Baranov et al., 2002; Карнаух и др., 2005, 2007а, б, 2008, 2010). Для обоснованных палеореконструкций изучались диатомеи из современных поверхностных осадков, отобранных стандартным мультикорером (Standard Multicorer– MUC) или бокс-корером (Цой и др., 2009), и седиментационных ловушек (Wong et al., 1996;

Цой и др., 1998; Tsoy, Wong, 1999). Выделение диатомей и силикофлагеллат из образцов проводилось по стандартной химико-технической методике с использованием тяжелой калиево-кадмиевой жидкости (Диатомовые …, 1974). Изучение и фотографирование микроископаемых выполнялось с помощью световых (Микмед-6 и IMAGER. A1) и сканирующего электронного (LEO) микроскопов.

Методология диатомового анализа, а также подходы к палеореконструкциям приняты по хорошо известным работам А.П. Жузе (1962), Е.И. Поляковой (1997), В.С. Пушкаря, М.В.

Черепановой (2001, 2008), А.Ю. Гладенкова (2007), Р.П. Шререра с соавторами (Schrerer et al., 2007) и др.

Кроме диатомей и силикофлагеллат, исследованных автором, в образцах изучались радиолярии (В.В. Шастина), спорово-пыльцевые комплексы (М.Т. Горовая, Н.К. Вагина);

проводился также петрографический, минералогический (Н.Г. Ващенкова, Е.П. Терехов) и рентгеноструктурный (А.В. Можеровский) анализы вмещающих осадочных пород.

Для карт Охотского моря и прилегающей части Тихого океана использовалась в основном топографическая основа GEBCO (2006), для Японского моря – основа, уточненная сотрудниками ТОИ ДВО РАН (Карнаух и др., 2005, 2007а, б). В данной работе использована общая стратиграфическая шкала кайнозоя, утвержденная Межведомственным стратиграфическим комитетом России (Стратиграфический кодекс..., 2006).

Научная новизна полученных результатов Автором работы впервые:

1. Установлен наиболее полный состав диатомей и силикофлагеллат кайнозоя СевероЗападной Пацифики, среди которых 4 вида описаны как новые для науки.

2. Доказана эффективность использования батиметрического диатомового индекса для восстановления палеоглубин кайнозойских осадочных бассейнов и определения влияния глобальных и региональных событий на их формирование.

3. Выполнено детальное расчленение кайнозойского осадочного чехла ДВ окраинных морей и островного склона ККЖ, разработаны схемы стратиграфии для ряда изученных районов.

4. Установлены условия формирования осадочного чехла ДВ окраинных морей и островного склона ККЖ в кайнозое, а также основные этапы их развития.

5. Дано обоснование региональной зональной шкалы кайнозоя Северо-Западной Пацифики по силикофлагеллатам.

Теоретическая и практическая ценность работы 1. Установленный наиболее полный таксономический состав флоры диатомей и силикофлагеллат кайнозоя Северо-Западной Пацифики является важным для решения проблем биоразноообразия, эволюции и этапов развития органического мира.

2. Весь изученный микропалеонтологический материал, представленный в электронных таблицах, является основой для базы данных и может использоваться в геоинфомационных системах и при математическо-статистической обработке для создания палеоклиматических и палеоокеанологических моделей.

3. Детальная стратиграфия и условия формирования осадочного чехла ДВ окраинных морей и островного склона ККЖ являются основой для выяснения характера эволюции осадочных бассейнов и геодинамических процессов в зоне перехода континент–океан.

4. Выделенные по диатомеям и силикофлагеллатам зоны среднего–верхнего эоцена важны для разработки зональной шкалы палеогена по кремнистым микроископаемым для высоких широт.

5. Уточненные и впервые предложенные стратиграфические схемы кайнозойского осадочного чехла Японского и Охотского морей, а также островного склона ККЖ важны для создания геологических карт разного масштаба.

6. Полученные данные положены в основу первой региональной стратиграфической схемы неогена Японского моря, стратиграфических схем кайнозойских отложений Охотского моря и островного склона ККЖ. Эти данные использованы также для составления первой геологической карты дна Японского моря масштаба 1:2500000 (1988), геологических карт Японского и Охотского морей и островного склона ККЖ (Васильев и др., 2003; Леликов и др., 2004), а также палеогеографических карт различных временных срезов (Атлас …, 1992).

7. Результаты изучения диатомей были учтены при обосновании стратиграфии нефтеносных отложений шельфа Восточного Сахалина в районе залива Чайво которые успешно разрабатываются (Сахалин-1) в настоящее время.

Защищаемые положения 1. Кайнозойские отложения дальневосточных окраинных морей (Японского и Охотского) и островного склона Курило-Камчатского желоба характеризуются обилием, хорошей сохранностью и видовым богатством кремнистых микроводорослей (838 видовых и внутривидовых таксонов диатомей, 147 – силикофлагеллат), что определяет их важную роль для определения возраста и условий формирования вмещающих их отложений. (Главы 3-6, приложение).

2. В кайнозойском осадочном чехле исследованных регионов по кремнистым микроводорослям установлена стратиграфическая летопись: в Японском море – с конца раннего миоцена (с 16,9 млн лет), в Охотском море – с позднего олигоцена (с 28,2 млн лет), на островном склоне Курило-Камчатского желоба – с начала среднего эоцена (приблизительно с 48,8 млн лет), в которой отражены основные этапы седиментации изученных регионов. (Главы 3-5).

3. Наиболее заметные геологические и климатические события, повлиявшие на формирование осадочного чехла ДВ морей и островного склона ККЖ, следующие: 1) преимущественно мелководный характер морских бассейнов изученных регионов в олигоцене–раннем миоцене; 2) первый миоценовый климатический оптимум, сопровождавшийся трансгрессией; 3) значительные понижения глобального уровня моря в начале позднего миоцена и в позднем плиоцене; 4) прогрессирующее похолодание, начавшееся в среднем миоцене и усилившееся в конце позднего миоцена–плиоцене; 5) активизация тектонических процессов в среднем–позднем миоцене в Охотоморском регионе;

6) существование горизонтального температурного градиента в Японском море со среднего миоцена по настоящее время. (Главы 3-5).

4. Региональная зональная шкала кайнозоя Северо-Западной Пацифики по силикофлагеллатам является самостоятельным инструментом региональной биостратиграфии и позволяет проводить дополнительный возрастной и палеоэкологический контроль. (Глава 6).

Фактический материал и личный вклад автора Материалы для исследования были получены в период с 1969 г. по 2010 г. в 35 рейсах НИС «Первенец», «Профессор Богоров», «Каллисто», «Пегас», «Отважный», «Вулканолог», «Академик М. Лаврентьев», «Академик А. Виноградов», «Морской геофизик», «Академик А.

Несмеянов», «Дмитрий Менделеев», «Профессор Гагаринский» и МС «Импульс», проведенных, в основном, сотрудниками ТОИ ДВО РАН. Кроме того, были использованы образцы скважин шельфа Восточного Сахалина (Охотское море) и Южного Приморья (Японское море), предоставленные СахНИПИнефтегаз и Дальморгео. Материалы седиментационных ловушек изучались автором в Институте океанологических наук, г.

Сидней, Канада (Institute of Oceanological Sciences, Sidney, Canada).

Всего автором было изучено 1576 образцов со дна Японского и Охотского морей и островного склона ККЖ, из которых 1305 образцов получены драгированием, 70 – бурением, 100 – гравитационными трубками, 30 – мультикорерами и бокскорерами, 35 – дночерпателем, 36 – седиментационными ловушками. 40 образцов было изучено из береговых разрезов п-ова Терпения (рис. 1).

Рис. 1. Общая карта местоположения изученных станций. 1 – станции драгирования; 2 – скважины; 3 – станции отбора осадков трубками, бокскорерами, мультикорерами, 4 – седиментационные ловушки и трубки под ними, 5 – наземные разрезы на п-ове Терпения В диссертации обобщены результаты изучения автором диатомей и силикофлагеллат для биостратиграфических и палеокеанологических целей, полученные в основном в 1991-20годах. Автор участвовала в получении материала в 5 морских экспедициях, организации и проведении 1 береговой экспедиции, в выборе районов исследования, постановке задач.

Автор выполняла все определения видового состава и количественного соотношения диатомей и силикофлагеллат, фотографировала микроископаемые, интерпретировала и обобщала полученные данные. Изучение осадочного чехла проводилось с использованием различных методов, автор участвовала в анализе и обобщении полученных результатов, что отражено в многочисленных совместных публикациях.

Достоверность результатов В основу работы положены результаты изучения осадочных пород, коллекция которых хранится в ТОИ ДВО РАН (Geology …, 1996). Основные типы пород Японского моря представлены в монографии (Леликов и др., 2006), которая была переиздана в журнальном варианте на английском (NGCT, 2007, 2008) и японском (Earth Science Today, 2007) языках.

Для выделения диатомей и силикофлагеллат использовались стандартные методики, принятые в микропалеонтологических лабораториях России и других стран, что позволяет сравнивать полученные результаты. Коллекция постоянных препаратов комплексов диатомей и силикофлагеллат из кайнозойских отложений ДВ окраинных морей и островного склона ККЖ (№№1-1–1-10, №№ 2-1–2-3, №№ 3-1–3-4) хранится в Лаборатории геологических формаций морского дна ТОИ ДВО РАН. Все изученные материалы документированы в электронном виде, что позволяет проверить полученные результаты на любой стадии. Микрофотографии большинства видов диатомей и силикофлагеллат, сделанные автором с помощью цифровых камер на световых и сканирующих электронных микроскопах, а также полный состав изученных кремнистых микроводорослей, представлены в многочисленных отечественных и зарубежных публикациях. Данные, полученные на основе изучения диатомей и силикофлагеллат, сопоставимы с данными по другим палеонтологическим группам. Комплексный подход при изучении геологического материала, а также корреляция с сейсмоакустическими данными, позволяет получать достаточно объективную и достоверную информацию.

Апробация работы Основные результаты работы докладывались на Всесоюзных и Международных школах морской геологии (Москва, 2001, 2003, 2005, 2007, 2011), Международных диатомовых симпозиумах (Токио, 1996, Иркутск, 2006), диатомовых школах и конференциях (Иркутск, 1993; Минск, 2007; Борок, 2002, 2005; Звенигород, 2011), 1-ой Международной школе ЮНЕСКО по глобальным изменениям природы и климата (Пекин, 1994), Международных симпозиумах, конференциях и семинарах IGBP (Саппоро, 1994), “Изучение глобальных изменений на Дальнем Востоке” (Владивосток, 2000), IMAGES (Москва, 2000), KOMEX (Владивосток, 2004), “Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона и прилегающих частей Северо-Западной Тихоокеанской плиты” (Южно-Сахалинск, 2002), "Живые клетки диатомей" (Иркутск, 2004), по стандартизации географических названий (Сеул, Южная Корея, 2006), по применению морских геофизических данных (Инчхон, Южная Корея, 2007), на LIII сессии Палеонтологического общества при РАН (СанктПетербург, 2007), китайско-российском симпозиуме по морским наукам (Циндао, КНР, 2009) и др.

Публикации Основные результаты и положения диссертации опубликованы в 116 работах: 36 – статьи в рецензируемых журналах и изданиях, 11 – монографии и главы в монографиях, 2 – геологические и палеогеографические карты, 67 – материалы и тезисы Всероссийских и Международных конференций, симпозиумов и семинаров.

Структура и объем работы Диссертация общим объемом 360 стр. состоит из Введения, 6 глав, Заключения и списка литературы, который насчитывает 502 наименования (240 – отечественных изданий, 262 – зарубежных изданий); включает 62 рисунка. Приложение – объемом 160 стр. – содержит таксономические ссылки, 43 фототаблицы с характерными видами диатомей и силикофлагеллат зональных комплексов, 25 таблиц с каталогом геологического материала и полным таксономическим составом диатомей и силикофлагеллат изученных образцов.

Благодарности Автор благодарна И.И. Берсеневу за приглашение работать в ТОИ ДВО РАН в созданную им микропалеонтологическую группу и определение основных целей и задач будущей работы. Автор глубоко признательна первым учителям по диатомовому анализу А.П. Жузе, Е.И. Царько, Л.М. Долматовой, А.П. Моисеевой, а также коллегам-диатомологам Н.И. Стрельниковой, З.И. Глезер, Т.В. Орешкиной, А.Ю. Гладенкову, Э.П. Радионовой, А.П.

Ольштынской, Е.И. Поляковой, М.В. Черепановой, Е.В. Лихошвай, М.В. Усольцевой за совместные обсуждения диатомовых проблем. Автор искренне благодарит А.Г. Аблаева, Е.П. Леликова, Р.Г. Кулинича, Л.А. Изосова за постоянную поддержку, а также сотрудников Отдела морской геологии и геофизики Н.Г. Ващенкову, Е.П. Терехова, В.В. Шастину, М.Т.

Горовую, Н.К. Вагину, А.В. Можеровского, В.Н. Карнауха, А.И. Свининникова, И.К.

Пущина, М.И. Липкину, В.Т. Съедина, С.А. Горбаренко, А.Н. Деркачева, А.С. Астахова, Н.В.

Астахову за плодотворное сотрудничество. Особую благодарность автор выражает зарубежным коллегам Ф. Акибе (JAPEX), Ю. Янагизаве (Геологическая служба Японии), Дж. Баррону, Д. Бакри (Геологическая служба США), Д. Харвуду (Университет НебраскаЛинкольн, США), П. Коциолику (Калифорнийская Академия наук, США), М. Олни (Университет Северного Иллинойса, США), Р. Джордан (Университет Ямагата, Япония), которые не только принимали участие в обсуждении моих работ, но и помогали материалами для создания коллекции постоянных препаратов. Автор благодарна Н.И. Селиврстову (Институт вулканологии ДВО РАН, г. Петропавловск-Камчатский), С.В. Высоцкому (ДВГИ ДВО РАН), Б.И. Васильеву (ТОИ ДВО РАН) за предоставление материалов по островному склону Курило-Камчатского желоба, Б.В. Баранову (ИО РАН, г. Москва) за плодотворную совместную работу по Курильской котловине. Автор благодарит Л.В. Осипову за химикотехническую обработку образцов и приготовление препаратов для микропалеонтологического анализа.

Исследования были поддержаны грантами РФФИ (№ 99-05-64714, № 00-05-79106К), ДВО РАН (№ 09-I-П17-08, № 06-II-СО-07-027, № 09-II-СО-08-001, № 03-3-А-07-159, № 05III-А-07-136, № 06-III-А-07-270, № 09-III-А-07-337), а также ФЦП «Мировой океан».

ГЛАВА 1. КАЙНОЗОЙСКИЙ ОСАДОЧНЫЙ ЧЕХОЛ ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫХ МОРЕЙ И ОСТРОВНОГО СКЛОНА КУРИЛО-КАМЧАТСКОГО ЖЕЛОБА Геологическая природа фундамента и осадочного чехла детально изучалась Т.К.

Злобиным с соавторами (2006) на примере Охотского моря. К осадочному чехлу относятся все неметаморфизованные осадочные и вулканогенные породы от рыхлых неуплотненных морских и океанических бассейнов до плотных осадочных и вулканогенных толщ континентов. За фундамент принимается консолидированная земная кора, в состав которой входят сильно дислоцированные и метаморфизованные породы.

Японское и Охотское моря, отделенные от океана островными дугами и глубоководными желобами, являются характерными элементами зоны перехода Северо-Западной Пацифики, современные очертания и подводный рельеф которых сформировались в кайнозое (Geology …, 1996; Авдейко и др., 2000; Веселов и др., 2006; Геодинамика …, 2006; Васильев, 2009;

Харахинов, 2010; и др.).

Японское море выделяется среди окраинных морей Восточной Азии высокой степенью геологической изученности. Систематические геологические работы здесь проводились с 70х годов прошлого века, в результате чего было выполнено более 1000 станций драгирования континентального и островного склонов и подводных возвышенностей (Koizumi, Iwabuchi, 1969; Васильев, Васильковский, 1971; Geology …, 1996; Леликов и др., 2005; Lelikov et al., 2007, 2008; и др.). Дно Японского моря сложено разнообразными по происхождению и возрасту осадочными, вулканогенными, метаморфическими и интрузивными породами (Геология …, 1987; Geology …, 1996; и др.). Стратиграфия осадочного чехла Японского моря изучалась на основе микроископаемых и литологического состава пород (Васильев и др., 1973; Пущин и др., 1977; Безверхний и др., 1980; Берсенев и др., 1984а, б; Геология …, 1987;

Geology …, 1996). Стратиграфические работы впервые выполнялись в практике морской геологии, и в процессе этих работ отрабатывались методики детального опробования подводных разрезов. Недостатком этих работ является слабое обоснование конкретных разрезов и ограниченное использование геофизических данных, необходимых при морских геологических работах.

В Японском море пробурено 10 глубоководных скважин (Karig et al., 1975; Pisciotto et al., 1992; Tamaki et al., 1992), три из которых вошли в породы акустического фундамента, представленного вулканическими породами раннемиоценового возраста. Осадочный чехол представлен отложениями нижнего миоцена–голоцена, но кремнистый микропланктон в нижних толщах не сохранился из-за трансформации аморфного кремнезема в кристобалит, а карбонатные фораминиферы и нанофоссилии имели ограниченное распространение (Brunner, 1992; Burckle et al., 1992). Ниже зоны перехода опал-А/опал-СТ диатомеи среднего миоцена (зона Denticulopsis praedimorpha, 12,9-11,5 млн лет) были обнаружены в доломитовых конкрециях скв. 795 и 797 (Koizumi, 1992), а самые древние микроископаемые в нижней части осадочного чехла (скв. 797, котловина Ямато) представлены карбонатными нанофоссилиями зоны Helicosphaera ampliaperta (15,7-18,4 млн лет) конца раннего–начала среднего миоцена (Rahman, 1992).

Детальные геолого-геофизические исследования были проведены в осадочных бассейнах Татарского прогиба и на прилегающих территориях. Результаты этих работ обобщены в ряде монографий (Структура …, 1996; Гладенков и др., 2002; Жаров, 2004; Геология …, 2004). По материалам последнего обобщения, основанного на анализе скважин и сейсмических данных, в кайнозойском осадочном чехле Татарского прогиба выделены западнокамышовый (эоцен), сергеевский (верхний олигоцен–нижний миоцен), углегорский (нижний–средний миоцен), курасийский (средний–верхний миоцен) и маруямский (верхний миоцен–квартер) структурно-стратиграфические комплексы, разделенные несогласиями.

Охотское море отличается сложностью строения дна, что выявляется в его рельефе и отражает геологическую историю этого региона (Гнибиденко, 1979; Строение..., 1981;

Экосистемы …, 1999; Структура..., 1996; Сваричевский, 2001; Геология …, 2002;

Геодинамика …, 2006; Веселов и др., 2006; Васильев, 2009; Харахинов, 2010; и многие др.).

Осадочный чехол Охотского моря состоит из двух толщ: нижняя залегает на поверхности фундамента несогласно, верхняя облекает остаточные неровности, выравнивая их, или несогласно залегает на нижележащих слоях. Осадочные бассейны сформированы в основном отложениями неоген–четвертичного возраста. Палеоцен–эоценовые отложения развиты по периферии Охотского моря в крупных осадочных бассейнах. Они накапливались в узких рифтовых прогибах сначала в субконтинентальных, а затем в мелководных морских условиях. Кроме кайнозойских отложений, составляющих основную часть осадочной толщи Охотского моря, в состав осадочного чехла входят осадочные породы мелового возраста (Структура …, 1996; Геология …, 2002; Веселов и др., 2006; Харахинов, 2010). Они развиты в Западно-Сахалинском и Западно-Камчатском прогибах и, возможно, образуют нижнюю часть осадочной толщи в североохотских кайнозойских седиментационных бассейнах.

Вулканические кайнозойские породы Охотского моря представлены эоценовыми и плиоцен– плейстоценовыми комплексами внутренних районов моря (Емельянова и др., 2003).

Палеонтологические данные для обоснования возраста осадочного чехла открытых районов Охотского моря до наших исследований были немногочисленны. Это: 1) эоценовые фораминиферы из отложений Северо-Охотского прогиба, вскрытых Магаданской параметрической скважиной (Шаинян и др., 1989); 2) отпечатки малакофауны, условно отнесенные к палеогену, в отложениях северного склона впадины Дерюгина (Корнев и др., 1989а); 3) диатомовый комплекс из пород основания северного склона Курильской котловины предположительно позднеолигоценового возраста и обедненный комплекс фораминифер раннего миоцена в отложениях трога Кашеварова (Корнев и др., 1989б). К сожалению, в Охотском море не проводилось глубоководное бурение, поэтому представления о возрасте осадочных толщ в открытых районах моря основывались преимущественно на корреляции сейсмоакустических данных с шельфовыми скважинами и разрезами прилегающей суши. Драгирование выходов осадочных толщ, обнажающихся на крутых склонах котловин и подводных возвышенностей, отчасти решает проблему опробования осадочного чехла глубоководных районов Охотского моря. Изучение осадочных пород, полученных драгированием, позволило автору с коллегами (Baranov et al., 2002; Леликов и др., 2002, 2011; Цой и др., 2003; Цой, Шастина, 2000, 2005; Ващенкова и др., 2006; Терехов и др., 2008; и др.) обосновать возраст и условия формирования кайнозойского осадочного чехла склонов Курильской глубоководной котловины и трога Кашеварова.

Островной склон Курило-Камчатского желоба. Изучение осадочного чехла этой структуры в Курильском регионе активно проводилось в 70-80-е годы прошлого века (Васильев, Суворов, 1979; Васильев и др., 1979; Точилина, 1985; Глезер и др., 1986;

Пушкарь, 1987; Геолого-геофизический атлас …, 1987; и др.). Осадочный чехол подразделялся на разное количество разновозрастных толщ (Васильев и др., 1979; Васильев, 1988, 1992; Васильев, Чои, 2001). Противоречивость в количестве выделенных осадочных толщ и их возраста связана, на наш взгляд, с отсутствием в то время зональных биостратиграфических шкал, которые позволили бы точнее датировать и коррелировать отложения. Исследование осадочного чехла Восточно-Камчатского региона проводилось главным образом геофизическими методами с привлечением геологических данных (Селиврстов, 1998).

ГЛАВА 2. КАЙНОЗОЙСКИЕ ЗОНАЛЬНЫЕ ШКАЛЫ И ПАЛЕОРЕКОНСТРУКЦИИ 2.1. Кайнозойские биостратиграфические шкалы по диатомеям и силикофлагеллатам Возраст пород кайнозойского осадочного чехла ДВ морей и островного склона ККЖ устанавливался в соответствии с северотихоокеанской неогеновой зональной диатомовой шкалой (Yanagisawa, Akiba, 1998). Она была создана на основе синтеза диатомовых шкал, разработанных ранее (Koizumi, 1973, 1985; Koizumi, Tanimura, 1985; Barron, 1980; Akiba, 1986; Gladenkov, Barron, 1995; Barron, Gladenkov, 1995; и др.). При выделении биостратиграфических зон особое внимание уделялось опорным уровням (datum levels), установленным по эволюционному появлению и исчезновению видов, датированным на основе радиометрических и палеомагнитных данных. Верхнеолигоцен–нижнемиоценовая часть этой шкалы была разработана А.Ю. Гладенковым и Дж. Барроном (Gladenkov, Barron, 1995). Они же выполнили корреляцию диатомовых зон с хроностратиграфической шкалой геомагнитной полярности С. Кэнда и Д. Кента (Cande et Kent, 1992), датировав неогеновые биогоризонты. Нижнеолигоценовые зоны были предложены А.Ю. Гладенковым (Гладенков, 1998; Gladenkov, 1999). Для расчленения эоценовых отложений использовались зоны, выделенные для разных широт (Fenner, 1984a, 1984b; Mclean, Barron, 1988; Barron, Baldauf, 1995; Schrerer et al., 2007).

По силикофлагеллатам использовались: 1) эоцен – синтетическая зональная шкала тропических/субтропических регионов (Bukry, 1981b), 2) олигоцен – зоны для внетропических регионов (Bukry, 1974; Bukry, Foster, 1974), 3) неоген–голоцен – зоны Кобаяси (Kobayashi, 1988) и Линга (Ling, 1992). Эти зоны были объединены автором (Цой, 2011 в) в единую кайнозойскую зональную шкалу для Северо-Западной Пацифики.

2.2. Определение палеоглубин и палеотемператур Диатомеи, являющиеся доминирующим компонентом морских экосистем СевероЗападной Пацифики, отражают прижизненные условия (Жузе, 1962; Семина, 1974, 1987;

Sancetta, 1981, 1982; Sancetta, Silvestry, 1982; Kazarina, Yushina, 1999; Цой и др., 2009).

Тесная связь видового состава, а для ряда видов и количественного соотношения, диатомовой флоры в планктоне и поверхностных осадках ДВ морей позволяет использовать их для реконструкции палеоусловий (Жузе, 1962).

Палеотемпературы. Для реконструкции палеотемператур поверхностных вод использовался температурный диатомовый индекс (Td), предложенный И. Коидзуми и Т.

Каная (Koizumi, Kanaya, 1966). Он определяется формулой Td=Xw/(Xw+Xc), где Xw – количество тепловодных видов, Xc – количество холодноводных видов. К тепловодным видам относят виды, характерные для тропических и субтропических широт, а к холодноводным – арктические, субарктические и арктобореальные виды.

Относительный палеотемпературный режим по силикофлагеллатам определялся по аналогичной формуле: Ts=Xw/(Xw+Xc), где Ts – температурный индекс по силикофлагеллатам, Xw – количество тепловодных видов, Xc – количество холодноводных видов. В настоящей работе в вышеприведенную формулу было введено количество умеренных видов (Xt), к которым относятся представители рода Distephanopsis:

Ts=(Xw+Xt)/(Xw+Xt+Xc). Представители родов Distephanus, Cannopilus, Paramesocena, Caryocha, являются относительно холодноводными, а Dictyocha, Corbisema, Septamesocena, Mesocena – относительно тепловодными видами (Цой, 2011в). Род Naviculopsis и близкий ему род Neonaviculopsis представлены в основном холодноводными видами, но включают и тепловодные (N. lata, N. foliaceae) виды (Bukry, 1985a, 1987b).

Палеоглубины. Важным параметром для реконструкции развития кайнозойских осадочных бассейнов является палеоглубина, изменение которой отражает как глобальные колебания уровня моря, так и региональные тектонические процессы. Возможность восстановления относительных палеоглубин на основе соотношения количества неритических и океанических видов обоснована А.П. Жузе (1962). Количественное выражение этого соотношения в виде батиметрических индексов предложены В.С.

Пушкарем и М.В. Черепановой (Pushkar, Cherepanova, 1996; Пушкарь, Черепанова, 2001) для преимущественно прибрежных районов и Ю. Янагизавой (Yanagisawa, 1996) для более мористых районов. Автором использовался батиметрический индекс, предложенный Ю.

Янагизавой, который определяется формулой Bd=Xp/(Xp+Xsh), где Xp – количество пелагических (океанических) видов, Xsh – количество шельфовых видов, включающих неритические и бентические виды. Для достоверной интерпретации палеоглубин кайнозойских бассейнов были определены значения батиметрического индекса в поверхностных осадках шельфовой зоны, островного и континентального склонов, склонов подводных возвышенностей и подводных котловин (Цой и др., 2009; Моисеенко, Цой, 2011а, б).

ГЛАВА 3. ЯПОНСКОЕ МОРЕ 3.1. Континентальный склон Приморья и Северной Кореи Наиболее хорошо опробованные разрезы осадочного чехла имеются на материковом склоне залива Петра Великого. Один из опорных разрезов расположен в районе большого Гамовского каньона, врезанного в шельф на 2 км и прослеживаемого до глубины 2500 м (рис. 2).

Рис. 2. Один из опорных разрезов осадочного чехла (Гамовский каньон, полигон 2) и профиль НСП континентального склона залива Петра Великого (по: Карнаух и др., 2007а, 2008 c дополнениями). 1 – илы; 2 – конкреции карбонатные; 3 – аргиллиты и алевроаргиллиты; 4 – алевролиты; 5 – туфоалевролиты; 6 –– алевропесчаники; 7 – песчаники, 8 – диатомиты песчанистые, 9 – диатомиты, 10 – глинистые диатомиты, диатомовые алевролиты; 11 – туфодиатомиты глинистые;

12 – конгломераты, гравелиты; 13 – биогенно-кремнистые неизмененные породы; 14 – терригенные породы; 15 – базальты; 16 – несогласия стратиграфические; 17 – станции и интервалы драгирования;

18 – сейсмические комплексы Нижний осадочный комплекс 2, соответствующий сейсмокомплексу Sh2, включает аргиллитовую толщу и нижнюю подсвиту валентиновской свиты. Аргиллитовая толща начинается базальным горизонтом конгломератов и отличается более высокой степенью литификации по сравнению с вышележащими отложениями и почти полным отсутствием кремнистых микроископаемых (Ващенкова и др., 2008). Е раннемиоценовый возраст в этом разрезе определен на основе палинофлоры. Нижняя подсвита валентиновской свиты сложена, в основном, диатомово-глинистыми породами, содержащими комплексы диатомей почти полной последовательности зон конца раннего–среднего миоцена (16,9-11,5 млн лет).

Комплекс диатомей зоны Crucidenticula kanayae (16,9-16,3 млн лет) конца раннего миоцена обнаружен в глинистых диатомитах. Это самый древний диатомовый комплекс хорошей сохранности в породах осадочного чехла Японского моря. Он указывает на батиальные глубины и теплые, близкие к субтропическим, поверхностные воды. Комплекс диатомей этой зоны установлен в отложениях япономорского побережья Японских островов (Akiba, 1986; Yanagisawa, 1999a, b, c). Комплексы диатомей зон Denticulopsis praelauta, D. lauta и D.

hyalina (16,3-13,1 млн лет) среднего миоцена сохраняют высокие значения экологических индексов, свидетельствующие о склоновых условиях и теплых поверхностных водах.

Комплексы диатомей зоны Denticulopsis praedimorpha (12,9-11,5 млн лет) конца среднего миоцена отражают начавшееся глобальное падение уровня моря и похолодание климата.

Верхний осадочный комплекс 1, несогласно залегающий на нижнем комплексе 2, сложен диатомово-глинистыми породами верхней подсвиты валентиновской свиты и алевролитами, диатомитами, алевропесчаниками гамовской свиты (Геология …, 1987; Geology …, 1996).

Значения батиметрического и температурного индексов преимущественно низкие, указывающие на развитие неритической холодноводной диатомовой флоры. В диатомовых комплексах верхнего плиоцена Гамовского каньона и других районов материкового склона резко увеличивается количество бентических видов, появляются пресноводные виды диатомей, что свидетельствует о понижении уровня моря и усилении речного стока.

Материковый склон Северной Кореи. На участке материкового склона от эстуария реки Туманган (граница Россия–КНДР) до Восточно-Корейского залива включительно имеется несколько крупных подводных каньонов и долин, прорезающих осадочный чехол до фундамента. В строении фундамента принимают участие архей–раннепротерозойские метаморфические образования и вулканогенные породы (Геологическое …, 1993; Геология …, 2006). Осадочный чехол слагают комплексы пород среднего миоцена и верхнего миоцена–голоцена.

Среднемиоценовые отложения, представленные диатомовыми алевролитами, установлены в подводном каньоне бухты Кнсонман. Они содержат комплексы диатомей зоны Denticulopsis praedimorpha (12,9-11,5 млн лет) конца среднего миоцена. Эти отложения формировались, вероятно, в верхней части склона при относительно холодных поверхностных водах. Морской диатомовый комплекс этого возрастного интервала, установленный в алевролитах хамчжинской свиты Кульчжу-Менчхонской впадины на прилегающей суше, указывает на мелководные условия внутреннего шельфа (Koizumi, 1988).

Такие же условия формирования хамчжинской свиты установлены по другим группам ископаемых (Аблаев и др., 1990). Комплекс диатомей зоны Denticulopsis praedimorpha среднего миоцена установлен также в формациях Сонгхэкдонг и Дэгог района Поханг Южной Кореи (Lee, 1986).

Верхнемиоценовые отложения, сложенные диатомовыми глинами, алевролитами и карбонатными конкрециями, установлены на континентальном склоне около г. Чхонджин, в Кильчжу-Менчхонском и Вонсанском каньонах. В них обнаружены комплексы диатомей, соответствующие зонам Denticulopsis dimorpha, Denticulopsis katayamae, Thalassionema schraderi и подзоне Nitzschia rolandii (10,0-5,5 млн лет), и силикофлагеллаты зон Mesocena hexalitha и Dictyocha pseudofibula верхнего миоцена. Несмотря на то, что отложения верхнего миоцена были отобраны из нижней части склонов, все выделенные ассоциации диатомей характеризуются преобладанием неритических видов, а в ассоциациях зон Denticulopsis dimorpha и Thalassionema schraderi из осадков Кильчжу-Менчхонского каньона (гл. 23002400 м) отмечено значительное количество бентических видов. Возможно, вмещающие их осадки формировались в относительно мелководных условиях, а затем были перемещены оползневыми или тектоническими процессами в основание склона. Палеотемпературные индексы по диатомеям и силикофлагеллатам указывают на относительно холодные поверхностные воды. Отложения верхнего миоцена, представленные аргиллитами и алевролитами с прослоями песчаников, вскрыты скважиной на шельфе Восточно-Корейского залива между Вонсанским каньоном и мысом Сувондон (Плетнев и др., 2006).

Нижнеплиоценовые отложения Вонсанского и Кильчжу-Менчхонского каньонов сложены диатомовыми глинами и туфоалевролитами, содержащими комплекс диатомей подзоны “Thalassiosira oestrupii” (5,5-3,9/3,5 млн лет) зоны Neodenticula kamtschatica и комплекс силикофлагеллат зоны Cannopilus jimlingii. Накопление этих отложений происходило в более глубоководных и холодноводных условиях, чем верхнемиоценовые.

Отложения верхнего плиоцена–голоцена, сложенные диатомовыми глинами, пелитами и алевролитами, формировались преимущественно на батиальных глубинах при относительно прохладном климате.

Отложения верхнего плиоцена–голоцена, установленные на континентальном склоне Северной Кореи в интервале глубин 1800-900 м, сложены диатомовыми глинами, алевролитами и пелитами, содержащими диатомовые комплексы полной последовательности зон верхнего плиоцена–голоцена (3,9/3,5-0,0 млн лет). Эти осадки формировались преимущественно на батиальных глубинах (Bd=0,5-0,8). Относительно низкие значения батиметрического диатомового индекса (Bd=0,2-0,4) в приграничных осадках плиоценаплейстоцена (2,0-1,0 млн лет) Вонсанского каньона отражают, вероятно, понижение уровня моря в это время.

Изучение осадков из разрезов материкового склона Приморья и Северной Кореи от Восточно-Корейского залива на юге до залива Владимира на севере позволило выделить в осадочном чехле два основных осадочных комплекса (рис. 3).

Нижний осадочный комплекс (поздний олигоцен–начало позднего миоцена), в полном объеме установленный только на континентальном склоне залива Петра Великого, залегает с размывом на палеозойском и позднемеловом гранитном фундаменте и кайнозойских вулканитах. Он начинается с прибрежно-морской аргиллитовой толщи позднеолигоцен– раннемиоценового возраста, которая переходит в диатомово-глинистую толщу, богатую морскими кремнистыми микроископаемыми.

Рис. 3. Стратиграфия осадочного чехла материкового склона Приморья и Северной Кореи, Японское море. (Мощность осадочных комплексов дана по Геология …, 1987; Geology.., 1996). Усл.

обозначения для осадочного чехла на рис. 2. Породы докайнозойского фундамента: 1 – архейраннепротерозойские метаморфические образования, 2 – раннепермские алевролиты, 3 – позднемеловые гранитоиды, 4 – позднемеловые вулканиты, 5 – кайнозойские базальты Диатомово-глинистая толща начала накапливаться в условиях трансгрессии и миоценового климатического оптимума конца раннего–начала среднего миоцена (рис. 4), зафиксированного по многим группам наземной и морской биоты и изотопным данным (Бараш, 2011).

С середины среднего миоцена осадконакопление происходило при более холодных условиях (рис. 4), которые установились в результате глобального похолодания и в связи с началом закрытия южных проливов Японского моря. Похолодание климата во второй половине среднего миоцена подтверждается уменьшением участия широколиственных пород в составе растительности прилегающей суши (Цой, Вагина, 2008). Оно зафиксировано по другим группам биоты в Япономорском регионе (e.g. Matoba, 1984; Chinzei, 1986;

Rahman, 1992) и по всей Северной Пацифике и по изотопным данным (Tada, 1994; Zachos et al., 2001).

Верхний осадочный комплекс (верхний миоцен–голоцен) несогласно залегает на нижнем осадочном комплексе или геологическом фундаменте. Граница между осадочными комплексами определилась, вероятно, в начале позднего миоцена и связана со значительным понижением глобального уровня моря (более 150 м) около 10,5 млн лет назад (Haq et al., 1987). Это привело к снижению продуктивности поверхностных вод и уменьшению скорости осадконакопления в Японском море. В позднем миоцене–плиоцене преобладали холодные поверхностные воды, появились сезонные льды. В раннем плиоцене, возможно, существовали трансгрессивные условия, климат в это время был умеренный.

Рис. 4. Изменение микропалеонтологических палеоэкологических индексов в разрезах осадочного чехла материкового склона залива Петра Великого (Цой, Вагина, 2008), изменение палеоклимата на прилегающей суше, глобальные изменения уровня моря и температуры глубинных вод. Bd – батиметрический диатомовый индекс; палеотемпературные индексы: Td – по диатомеям, Ts – по силикофлагеллатам, Tp – по спорово-пыльцевым комплексам. Климат: Т, в – теплый, влажный; Т, с – теплый, сухой; У-т, с – умеренно-теплый, сухой; У-т, в – умереннотеплый, влажный; У-х, в – умеренно-холодный, влажный; У-х, с – умеренно-холодный, сухой.

ГПУМ – глобальное понижение уровня моря (~10.5 млн лет назад) Поздний плиоцен–плейстоцен характеризовался прогрессирующим похолоданием и значительными колебаниями уровня моря, связанными, вероятно, с началом оледенения в Арктике и с последующим чередованием оледенений и межледниковий. Значительное понижение уровня моря в конце позднего плиоцена–раннем плейстоцене привело к формированию шельфовых условий в верхней части склона, усилению транспортировки прибрежных осадков вниз по склону. Позднее часть отложений этого комплекса из верхней части склона была перемещена вниз по склону в результате гравитационных или тектонических процессов, образовав мощные оползневые образования в его основании.

Тренды изменения значений палеоэкологических индексов в разрезах осадочного чехла Приморья, в целом, соответствуют трендам глобальных изменений палеоклимата и температуры вод Мирового океана (рис. 4). Это позволяет предположить, что осадконакопление в районе материкового склона Приморья контролировалось в основном глобальными процессами.

3.2. Подводные возвышенности Японского моря Рядом с материковым склоном Южного Приморья расположены подводные возвышенности Петра Великого, Первенца, Берсенева и Васильковского. Северная часть моря характеризуется возвышенностями северного замыкания Японской глубоководной котловины (Алпатова, Витязя, хр. Окусири). В глубоководной Японской котловине расположен хребет Богорова. Центральная часть моря занята крупным поднятием Ямато, юго-западная часть моря характеризуется возвышенностями Восточно-Корейской и Криштофовича, юго-восточная – возвышенностью Кита-Оки, хребтами Оки, Садо и банкой Оки.

Возвышенность Первенца (Сибирь), расположенная к югу от залива Петра Великого в Японской котловине, является фрагментом Азиатского континента (Кулинич, 1975; Геология …, 1987). От других подводных возвышенностей в пределах котловины она отличается мощным осадочным чехлом (Карнаух и др., 2005). Породы фундамента возвышенности представлены позднемеловыми гранитами, мезозойскими литифицированными песчаниками и алевролитами. Базальты, поднятые вместе с осадочными породами, имеют среднемиоценовый возраст (13,1±0,7 млн лет) (Леликов и др., 2001). Осадочный чехол подразделяется на три сейсмокомплекса: нижний Р1 (средний миоцен), средний Р2 (поздний миоцен–плиоцен) и верхний Р3 (плейстоцен–голоцен), возраст которых определен на основе диатомей (Карнаух и др., 2005). Нижний сейсмокомплекс P1 сложен диатомитами и туфодиатомитами, содержащими комплекс диатомей зоны Denticulopsis hyalina (14,9-13,млн лет) среднего миоцена. Формирование отложений этого сейсмокомплекса происходило, вероятно, в верхнебатиальных условиях при умеренном климате. Средний сейсмокомплекс Р2 сложен преимущественно туфодиатомитами, туфоалевролитами и диатомитами, содержащими ассоциации диатомей почти полной последовательности зон интервала 10-2,млн лет. Отложения этого сейсмокомплекса накапливались в стабильных, но более глубоководных и холодноводных условиях, чем отложения нижнего сейсмокомплекса.

Верхний сейсмокомплекс Р3 сложен глинами и пелитовыми илами, которые содержат обедненные комплексы диатомей зон Proboscia curvirostris (1,0-0,3 млн лет) и Neodenticula seminae (0,3-0,0 млн лет). Поверхности несогласиий между сейсмокомплексами образованы, вероятно, в результате значительных глобальных падений уровня моря в позднем миоцене (около 10,5 млн лет назад) и позднем плиоцене (около 2,6 млн лет назад).

Возвышенности северного замыкания Японской котловины. На возвышенностях Алпатова и Витязя гетерогенный геологический фундамент представлен метаморфизованными вулканогенно-осадочными породами среднепалеозойского комплекса и позднемеловыми гранитоидами (Геология …, 1987; Леликов, Маляренко, 1994). В северозападной части хребта Окусири фундамент образован позднемеловыми (?) вулканитами (Безверхний и др., 1988). Осадочный чехол этих возвышенностей начинается базальным горизонтом конгломератов и сложен в основании разновозрастными осадками (рис. 5).

Рис. 5. Стратиграфия и корреляция отложений подводных возвышенностей северного замыкания и Японской котловины Японского моря. 1 – аргиллиты, алевроаргиллиты, глины; 2 – алевролиты; 3 – туффиты; 4 – туфогенные глины; 5 – алевропесчаники; 6 – песчаники, 7 – диатомиты; 8 – диатомовые глины, алевритистые и глинистые диатомиты; 9 – кремни и кремнистые глины; 10 – глауконитовые глины; 11 – конгломераты; 12 – баритовые конкреции; 13 – железо-марганцевые корки; 14 – вулканический песок; 15 – туфы; 16 – базальтовые силлы и лавы; 17 – галечники; 18 – неизмененные биокремнистые осадки; 19 – измененные биокремнистые осадки; 20 – терригенные осадки; 21 – верхнемеловые (?) вулканиты; 22 – гетерогенный фундамент; 23 – трахиандезитовый комплекс Самые древние отложения осадочного чехла установлены на хребте Окусири и представлены аргиллитовой толщей раннеолигоценового возраста (~ 34-28 млн лет), которая накапливалась в прибрежно-морских условиях (Ващенкова и др., 2011). Данная аргиллитовая толща, являющаяся самой древней морской толщей дна Японского моря, возраст которой доказан на основе микропалеонтологических данных, свидетельствует о ранних этапах развития кайнозойского морского бассейна региона. Верхнеолигоцен–нижнемиоценовые прибрежно-морские отложения установлены на континентальном склоне залива Петра Великого (Geology …, 1996; Ващенкова и др., 2008) и некоторых разрезах япономорского побережья Японских островов (Oguchi et al., 2005; Koizumi et al., 2009).

На возвышенностях Алпатова и Витязя в позднем олигоцене–раннем миоцене формировался вулканокластический трахиандезитовый комплекс субаэрального происхождения (Терехов, 1991), с которым ассоциируют туффиты с пресноводными диатомеями раннемиоценового возраста. На возвышенности Алпатова на этом комплексе залегают морские диатомово-глинистые отложения среднего–верхнего миоцена (12,9-9,2 млн лет), которые формировались в неритических условиях. Современное положение морских среднемиоценовых отложений в основании возвышенности обусловлено, вероятно, е погружением приблизительно на 2,5 км с позднего миоцена. По геофизическим данным, погружение оценивается в 2 км (Антипов и др., 1980), по данным глубоководного бурения – в 0,5-1,0 км (Tamaki et al., 1992).

Со среднего миоцена подводная возвышенность Витязя была изолированной морфоструктурой с батиальными условиями осадконакопления. В плиоцене поверхностные воды в районе возвышенности Витязя отличались высокой продуктивностью, обусловленной, вероятно, локальным апвеллингом. В среднем–позднем миоцене, а также в плиоцене–раннем плейстоцене в районе северного замыкания Японской котловины преобладали холодные поверхностные воды.

Хребет Богорова является крупной подводной возвышенностью, расположенной на абиссальной равнине Японской глубоководной котловины. Он замыкается изобатой 3600 м в изолированное поднятие и состоит из двух хребтов меридионального простирания, кулисообразно смещенных друг относительно друга (Карнаух, Цой, 2010). В вулканогенноосадочных породах северного хребта обнаружены единичные диатомеи, характерные для верхнего миоцена–плиоцена. По периметру южного хребта, в наиболее крутой нижней части склона (гл. 3660-2400 м), распространены вулканогенные породы (базальты, туфы базальтов, туффиты и др.). Базальты имеют позднемиоценовый возраст (10,2±0,5 млн лет; 10,7±0,5 млн лет) (Леликов и др., 2001). Осадочный чехол сложен вулканогенно-осадочными породами (туфоалевролиты, туфодиатомиты, глины, туфы и др.), в которых установлены диатомовые комплексы зон Denticulopsis praedimorpha (12,9-11,5 млн лет) среднего миоцена и Neodenticula kamtschatica (6,4-3,9/3,5 млн лет) конца позднего миоцена–раннего плиоцена.

Комплексы диатомей указывают на то, что формирование вмещающих их осадков происходило в нижнебатиальных условиях изолированной подводной возвышенности в течение среднего миоцена–раннего плиоцена с тенденцией к углублению бассейна седиментации и ослаблению влияния терригенного сноса.

Возвышенность Ямато – самая крупная (длина 500 км, ширина 200 км) подводная возвышенность Японского моря. Она расположена в центральной части моря и состоит из хребтов Северное Ямато (Кита-Ямато), Южное Ямато (Ямато) и возв. Таку. В юго-западной части хребта Южное Ямато установлена песчано-алевролитовая толща палеоцена, в которой В.С. Маркевич обнаружен палинокомплекс, характерный для прибрежно-морских отложений Северной Пацифики (Леликов и др., 1980; Можеровский, Терехов, 1999). На этом основании возраст осадочного чехла глубоководной котловины был принят условно как эоцен (?) – четвертичный (Геология …, 1987; Geology …, 1996). Палеогеографические реконструкции (Тащи и др., 1999) предполагают существование морского бассейна в палеоцене–эоцене в этом районе и в районе современной Японской глубоководной котловины.

На хребте Южное Ямато распространен вулканокластический трахиандезитовый комплекс субаэрального происхождения конца позднего олигоцена–раннего миоцена (Леликов, Терехов, 1982; Емельянова, 2008). С ним ассоциируют туфогенно-осадочные породы, содержащие пресноводные комплексы диатомей раннемиоценового возраста (Цой, Шастина, 1999). Пресноводные комплексы диатомей установлены в отложениях всех хребтов поднятия Ямато. Различия в ультраструктуре пресноводных эллиптических аулакозир, доминирующих в этих комплексах из осадков хребтов Южное Ямато и Таку (Usoltseva, Tsoy, 2010), предполагает изоляцию этих морфоструктур уже в раннем миоцене.

Морские отложения на возв. Ямато содержат диатомовые комплексы почти полной последовательности зон конца среднего миоцена–голоцена (12,9-0,0 млн лет), за исключением некоторых зон верхнего плиоцена–нижнего плейстоцена, которые отсутствуют в ряде разрезов. В среднем–позднем миоцене и плиоцене в районе северного склона хр.

Северное Ямато осадконакопление происходило преимущественно в неритической зоне.

Присутствие в этих отложениях заметного количества прибрежных бентических видов диатомей предполагает существование островных территорий в этом районе вплоть до позднего плейстоцена, что подтверждается и данными глубоководного бурения в троге КитаЯмато (Tamaki et al., 1992). Разнообразие фациальных обстановок и активная вулканическая деятельность на возв. Ямато в среднем–позднем миоцене, вероятно, способствовали формированию фосфоритов и баритов (Бараш и др., 1987, 2003). В позднем плиоцене– плейстоцене поверхностные воды были относительно теплыми.

Восточно-Корейская возвышенность (Корейское плато), отделенная от континентального склона Корейского п-ова глубоководным трогом Гендзан, а от возв.

Криштофовича – Восточно-Корейской впадиной, протягивается почти на 300 км. Фундамент возвышенности сложен архей–раннепротерозойскими метаморфическими комплексами, палеозойской терригенной толщей, вулканогенными образованиями и гранитоидами (Геологическое …, 1993). Осадочный чехол в нижних частях склонов возвышенности (гл.

2800-1750 м) сложен преимущественно диатомово-глинистыми и туфогенно-осадочными породами верхнего миоцена–нижнего плиоцена (11,5-3,9/3,5 млн лет). Формирование отложений начиналось в относительно мелководных условиях, которые к раннему плиоцену изменились до нижнебатиальных, что, возможно, свидетельствует о погружении ВосточноКорейской возвышенности в течение позднего миоцена. Низкое количество бентических видов в позднем миоцене, вплоть до полного отсутствия в раннем плиоцене, указывает на отделение Восточно-Корейской возвышенности впадиной Гендзан от континентального склона Кореи с начала позднего миоцена.

Возвышенность Кита-Оки, хребты Оки, Садо и банка Оки расположены в юговосточной части Японского моря. Осадочный чехол этих возвышенностей сложен, в основном туфогенно-осадочными породами среднего миоцена (16,3-13,1 млн лет), верхнего миоцена (10-9,2 млн лет), верхней части верхнего миоцена–плиоцена (7,6-2,6 млн лет) и среднего плейстоцена–голоцена. В начале среднего миоцена (16,3-14,9 млн лет) в этом районе преобладали теплые поверхностные воды, что было обусловлено, с одной стороны, первым миоценовым климатическим оптимумом, с другой стороны, влиянием теплого Цусимского течения. Об этом свидетельствует присутствие в этих отложениях низкоширотных видов диатомей (Raphydodiscus marylandicus, Cestodiscus peplum, Craspedodiscus rhombicus, Crucidenticula paranicobarica v. tropica и др.) (Цой, Шастина, 1999) и силикофлагеллат (Corbisema triacantha, Dictyocha aspera, D. fibula и др.), а также высокая численность вида Thalassionema nitzschioides, индикатора теплого течения Куросио (Sancetta, 1979). Высокое содержание последнего вида отмечено в отложениях начала среднего миоцена прилегающей суши (e.g. Watanabe et al., 1994; Yanagisawa, 1999a, b, c; Koizumi et al., 2009). На теплый характер вод в конце раннего–начале среднего миоцена в юго-восточной части Японского моря указывает находка тропических нанофоссилий в котловине Ямато (Rahman, 1992), а также распространение теплолюбивой фауны вдоль япономорского побережья Японских островов (e.g. Matoba, 1984; Chinzei, 1986).

Более тепловодный характер неогеновых комплексов кремнистых микроископаемых юго-восточной части по сравнению с одновозрастными комплексами северо-западной части Японского моря указывает на существование горизонтального температурного градиента поверхностных вод между этими частями моря, начиная со среднего миоцена. Более прохладный характер поверхностных вод приконтинентальной части моря обусловлен, вероятно, охлаждающим влиянием Восточно-Азиатского зимнего муссона, устойчиво существующего с олигоцена (Павлюткин, 2002), а более теплый характер вод юго-восточной части моря объясняется влиянием теплого Цусимского течения. Это подтверждается палинологическими данными (Цой, Вагина, 2008), а также более термофильным характером флор Японии конца раннего–начала среднего миоцена (17-15 млн лет) по сравнению с одновозрастными флорами Приморья и Кореи (Павлюткин, Голозубов, 2010). В позднем миоцене–раннем плиоцене влияние Цусимского течения ослабло на фоне глобального похолодания климата, а также частичного закрытия южных проливов из-за поднятия хребтов Оки, Садо и банки Оки в этот период. Отсутствие в ряде разрезов осадочной толщи юговосточной части Японского моря диатомовых зон верхнего плиоцена–нижнего плейстоцена связано, вероятно, с значительным понижением уровня Мирового океана в этот период и восходящими тектоническими процессами, характерными для западной периферии Японского моря (Ingle et al., 1992).

Морская кремнистая седиментация на подводных возвышенностях Японского моря началась на хр. Оки – с 16,3 млн лет, на возв. Кита-Оки – с 15,9 млн лет, на банке Оки и возв.

Первенца – с 14,9 млн лет, на возвышенностях Алпатова, Витязя, Богорова, Садо, Северное Ямато – с 12,9 млн лет, на Восточно-Корейской – с 11,5 млн лет, что связано, вероятно, с различной историей геологического развития этих возвышенностей.

В разрезах осадочного чехла большинства подводных возвышенностей отсутствуют отложения начала позднего миоцена, что, возможно, также является результатом глобального понижения уровня моря. Осадки этого возрастного интервала, обнаруженные в нижних частях склонов подводных возвышенностей Алпатова (гл. 3300-2600 м) и ВосточноКорейской (гл. 2200-1750 м), формировались в относительно мелководных условиях, а их современное положение в основании возвышенностей обусловлено, вероятно, тектоническими или оползневыми процессами. Отложения верхней части верхнего миоцена– плейстоцена представлены в той или иной степени на всех подводных возвышенностях Японского моря.

3.3. Стратиграфия и условия формирования кайнозойского осадочного чехла Японского моря На основе микропалеонтологических данных, литологического состава пород и данных НСП осадочный чехол континентального склона Японского моря подразделяется на два основных осадочных комплекса: нижний (комплекс 2 – олигоцен–начало позднего миоцена) и верхний (комплекс 1 – поздний миоцен–голоцен), разделенные стратиграфическим несогласием (рис. 6). Это несогласие верхнего миоцена (11,5-8,5 млн лет), установленное практически во всех разрезах континентального склона и в большинстве разрезов подводных возвышенностей, связывается со значительным понижением уровня Мирового океана в начале позднего миоцена около 10,5 млн лет назад (Haq et al., 1987).

Рис. 6. Стратиграфия и корреляция разрезов кайнозойского осадочного чехла Японского моря на основе диатомей и силикофлагеллат (по данным драгирования и глубоководного бурения). 1, 2 – кремнистые биогенные неизмененные (1 – морские, 2 – континентальные пресноводные), 3 – кремнистые измененные, 4 – терригенные породы. Подводные возвышенности: 16 – ВосточноКорейская; 21 – Первенца; 21А – Петра Великого; 33 – Алпатова; 13 – Витязя; 31, 796 – хр. Окусири;

34 – хр. Богорова; 14 – хр. Северное Ямато; 28 – хр. Южное Ямато; 24 – Кита-Оки; 25, 798 – хр. Оки;

19, 20 – банка Оки; 32 – хр. Садо; 799 – трог Кита-Ямато; 795 – Японская котловина; 797 – котловина Ямато. 795, 796, 797, 798, 799 – скважины глубоководного бурения (Koizumi, 1992; Burсkle et al., 1992; Tamaki et al., 1992) Другое стратиграфическое несогласие, охватывающее верхний плиоцен–нижний плейстоцен, установлено в большинстве разрезов верхнего осадочного комплекса континентального склона, но на профилях НСП оно не проявлено. Это стратиграфическое несогласие образовалось, вероятно, в результате значительного глобального падения уровня моря в позднем плиоцене около 2,6 млн лет назад. Оно установлено на некоторых подводных возвышенностях (Первенца, Петра Великого, Ямато, Витязя и др.). По данным глубоководного бурения, в отложениях плиоцена–голоцена глубоководных котловин и подводных возвышенностей значительных хиатусов не установлено (Tamaki et al., 1992).

Проведенное исследование, основанное, главным образом, на микропалеонтологических данных, позволило восстановить условия формирования кайнозойского осадочного чехла Японского моря.

Раннекайнозойские этапы намечены на основе косвенных признаков, позднекайнозойские этапы отражены в комплексах кремнистых микроископаемых, в основном, диатомей и силикофлагеллат, которые доминируют в биогенной составляющей кайнозойских отложений Японского моря с конца раннего миоцена (~ с 16,9 млн лет).

Палеоцен–эоцен? (~ 65-34 млн лет) В палеоцене в юго-западной части хребта Южное Ямато в условиях субтропического климата накапливались прибрежно-морские отложения, а на прилегающей суше произрастала растительность, характерная для прибрежных и континентальных районов Дальнего Востока, Японии и тихоокеанского побережья Северной Америки (Леликов и др., 1980; Можеровский, Терехов, 1999). Морской бассейн существовал, вероятно, в палеоцене– эоцене в районе Японской глубоководной котловины.

Олигоцен–ранний миоцен (~ 34-16,9 млн лет) Морской бассейн существовал в это время в районе Японской глубоководной котловины, по периферии которой на континентальном склоне Приморья и хребте Окусири формировались мелководные прибрежно-морские терригенные осадки. На прилегающей суше шло активное угленакопление (Аблаев и др., 2002). В это время крупные возвышенности Ямато, Криштофовича и Алпатова представляли собой островные или полуостровные территории, на которых происходили активные вулканические процессы, а в обширных пресноводных озерах накапливались диатомовые осадки.

Конец раннего–начало позднего миоцена (~ 16,9-10,5 млн лет) С конца раннего–начала среднего миоцена преобладает морское осадконакопление с резким доминированием в осадках кремнистого микропланктона – диатомей, силикофлагеллат и радиолярий. Его появление в осадочном чехле Японского моря совпадает с первым миоценовым климатическим оптимумом на рубеже раннего и среднего миоцена и глобальным повышением уровня моря, которое привело к резкому расширению морской седиментации и наиболее полной связи с океаном. Морская седиментация распространилась почти по всему бассейну Японского моря, включая юго-восточную часть Корейского п-ова (Lee, 1986; Yoon, 1992) и западное побережье Японских островов (Akiba, 1986; Yanagisawa, 1999a, b, c; Koizumi et al., 2009). Осадконакопление в районе континентального склона Южного Приморья происходило в батиальных условиях, поверхностные воды были теплыми, близкими к субтропическим. На прилегающей суше развивались термофильные хвойно-широколиственные леса с элементами вечнозеленой субтропической растительности (Аблаев, Васильев, 1998; Короткий и др., 1999; Павлюткин, Петренко, 2010). Юго-восточная часть моря характеризовалась более теплыми, близкими к субтропическим, водами, что связывается не только с климатическим оптимумом, но и с влиянием теплого Цусимского течения.

Начиная приблизительно с 13 млн лет осадконакопление происходило в более холодных условиях, которые установились в результате глобального похолодания и частичного закрытия южных проливов. Температурный градиент между северо-западной и юговосточной частями моря стал больше. Переход от теплых поверхностных вод к холодным привел к усилению их вертикальной циркуляции и увеличению продуктивности кремнистого микропланктона. В это время накапливались биогенные кремнистые осадки, в основном диатомовые илы. В верхней части материкового склона Приморья условия седиментации начали меняться от верхнебатиальных к неритическим с середины среднего миоцена до начала позднего миоцена (~10,5 млн лет), что было обусловлено глобальным понижением уровня моря в это время (Haq et al., 1987). Наиболее глубоководные (нижнебатиальные) осадки накапливались на хребте Богорова, что указывает на то, что уже в среднем миоцене он находился на дне глубоководной котловины.

Поздний миоцен (10,5-6,4 млн лет) После значительного понижения в начале позднего миоцена около 10,5 млн лет назад уровень моря поднялся приблизительно до современного уровня и на протяжении почти всего позднего миоцена оставался более-менее стабильным. В течение этого периода превалировали холодные поверхностные воды из-за глобального похолодания климата и частичного закрытия южного пролива. Уменьшение контрастности рельефа прибрежной суши (Geology …, 1987) и низкая тектоническая активность в позднем миоцене (Jolivet, Tamaki, 1992) привели к уменьшению потока терригенного материала и накоплению более чистых диатомовых осадков. Продолжавшаяся изоляция Японского моря от океана привела к принципиальной перестройке всей гидрологической обстановки бассейна. С этого времени начал формироваться циклонический круговорот водных масс и возникла система течений, близкая к современной.

Конец позднего миоцена–ранний плиоцен (6,4-2,6 млн лет) В это время в северо-западной части моря преобладали холодные поверхностные воды, появились сезонные льды. В раннем плиоцене существовали трансгрессивные условия;

климат в это время был преимущественно умеренным. Связь Японского моря с океаном через южный пролив практически не прерывалась. Значительно увеличился температурный градиент между юго-восточной и северо-западной частями моря.

Поздний плиоцен–плейстоцен (2,6-0,0 млн лет) Резкое и значительное понижение уровня моря в позднем плиоцене привело к формированию шельфовых условий в верхней части материкового склона и усилению транспортировки прибрежных осадков вниз по склону. Верхнеплиоцен–плейстоценовые осадки характеризуются значительным уменьшением количества кремнистых микроископаемых, что может быть связано с понижением продуктивности планктона. Этот этап характеризуется большой амплитудой и высокой частотой колебаний изменений климата и уровня моря, связанных с началом оледенения в Арктике и с последующим чередованием оледенений и межледниковий. Наиболее теплые поверхностные воды были 1,0-0,3 млн лет назад, когда практически закончилось формирование рельефа дна Японского моря.

ГЛАВА 4. ОХОТСКОЕ МОРЕ 4.1. Курильская глубоководная котловина Курильская глубоководная котловина, являясь типичной структурой зоны перехода, характеризуется значительными глубинами, некомпенсированными осадками и субокеаническим строением подстилающей коры (Ермаков, 1991; Структура …, 1996).

Осадочный чехол склонов Курильской котловины подразделен на 3 разновозрастных осадочных комплекса (Цой и др., 2003; Цой, Шастина, 2005; Терехов и др., 2008).

Осадочный комплекс 3 (поздний палеоцен–ранний олигоцен?), установленный только на отроге Терпения, сложен преимущественно терригенными породами, которые накапливались в прибрежно-морских условиях, в относительно обособленном бассейне. Возраст пород установлен на основе спорово-пыльцевых комплексов, а морской генезис – на основе содержащихся в этих породах редких радиолярий и единичных диатомей. Этот морской бассейн, охватывающий территорию отрога Терпения, п-ова Терпения и ВосточноСахалинских гор, является, вероятно, одним из самых древних в Охотоморском регионе.

Осадочный комплекс 2 (поздний олигоцен–начало среднего миоцена, 24,0-14,9 млн лет), установленный на отроге Терпения, северном и западном склонах котловины, предположительно согласно залегает на нижнем осадочном комплексе 3 и с размывом – на породах фундамента. Он представлен преимущественно измененными биогеннокремнистыми (порцелланиты), терригенными (аргиллиты, алевроаргиллиты) и диатомовоглинистыми породами. В последних были обнаружены комплексы диатомей зон Thalassiosira praefraga (24-20,3 млн лет), конца позднего олигоцена–раннего миоцена, Thalassiosira fraga (20,3-18,4 млн лет) и Crucidenticula sawamurae (18,4-16,9 млн лет) раннего миоцена и ассоциирующие с ними силикофлагеллаты зоны Naviculopsis lata и слоев с Dictyocha formosa (Цой, 2011в). Экологическая структура диатомовых комплексов указывает на мелководные (Bd=0,1-0,2) условия и относительно холодные (Td=0,2-0,4) поверхностные воды в течение конца позднего олигоцена–раннем миоцена (рис. 7). Комплексы диатомей и силикофлагеллат этих зон в отложениях Японского моря не установлены. Комплексы диатомей зон Crucidenticula kanayae (16,9-16,3 млн лет) и Denticulopsis praelauta (16,3-15,млн лет) конца раннего–начала среднего миоцена, установленные в отложениях западного и северного склонов Курильской котловины, а также отрога Терпения, свидетельствуют об углублении бассейна седиментации (Bd=0,3-0,4) и повышении температуры поверхностных вод (Td=0,4-0,7), обусловленных миоценовым климатическим оптимумом и трансгрессией.

Одновозрастные комплексы диатомей конца раннего–начала среднего миоцена (16,9-15,млн лет) Японского моря отличаются более глубоководным (Bd=0,5-0,7) и тепловодным (Td=0,6-0,9) характером, что связано, вероятно, с биогеографической зональностью.

Осадочный комплекс 1 (конец позднего миоцена–голоцен, 7,6-0,0 млн лет), сложенный туфодиатомитами, туфоаргиллитами, туфоалевролитами, туффитами и др., с размывом залегает на кайнозойских осадочных комплексах 2 и 3 и гетерогенном фундаменте.

Рис. 7. Кривые изменений батиметрического диатомового индекса (Bd) в разрезах кайнозойского осадочного чехла склонов Курильской глубоководной котловины Охотского моря (Цой, 2008 с уточнениями и дополнениями) В породах этого комплекса установлены комплексы диатомей зон Rouxia californica (7,66,4 млн лет), Neodenticula kamtschatica (6,4-3,9/3,5 млн лет), N. kamtschatica-N. koizumii (3,9/3,5-2,7/2,6 млн лет), N. koizumii (2,7/2,6-2,0 млн лет), Actinocyclus oculatus (2,0-1,0 млн лет), Proboscia curvirostris (1,0-0,3 млн лет) и Neodenticula seminae (0,3-0,0 млн лет).

Силикофлагеллаты в этих породах единичны и представлены исключительно холодноводными видами. Значения батиметрического индекса (Bd=0,5-0,9) большинства диатомовых комплексов этих отложений указывают на глубоководные батиальные условия, а палеотемпературные индексы (Td=0,0-0,2) – на холодные поверхностные воды.

Присутствие в породах верхнего осадочного комплекса 1 вымерших в раннем и среднем миоцене видов диатомей и значительного количества пирокластического материала свидетельствует о том, что формирование этого комплекса на всех склонах Курильской котловины происходило при участии эрозионных процессов и сопровождалось активной вулканической деятельностью.

4.2. Трог Кашеварова Трог Кашеварова, расположенный в центральной части Охотского моря между СевероОхотским поднятием и возвышенностью Института океанологии, характеризуется серией поднятий, которые представляют собой выступы фундамента, иногда погребенные под маломощным осадочным чехлом. В рельефе дна они выражены небольшими уступами высотой 100-300 м с крутыми бортами, сложенными породами фундамента – позднемеловыми гранитоидами, вулканитами позднемелового и позднеэоценового комплексов (Сваричевский, 2001). В осадочном чехле установлено два разновозрастных комплекса пород (Леликов и др., 2011). Нижний осадочный комплекс, сложенный гравелитами, аргиллитами, песчаниками и др., содержит комплексы диатомей зон Rocella gelida (28,0-24,0 млн лет) верхнего олигоцена и Thalassiosira praefraga (24,0-20,3 млн лет) верхов верхнего олигоцена–нижнего миоцена, которые указывают на мелководные прибрежные условия. По спорово-пыльцевым данным в позднем олигоцене–раннем миоцене севернее района трога Кашеварова располагалась, вероятно, обширная островная суша (Цой, Вагина, 2011). Верхний осадочный комплекс сложен преимущественно слаболитифицированными туффитами, часть из которых покрыта железо-марганцевыми корками. В этих породах обнаружен комплекс диатомей зоны Actinocyclus oculatus (2,0-1,млн лет) верхнего плиоцена–нижнего плейстоцена. Он формировался в батиальных условиях под влиянием эрозионных процессов.

4.3. Шельф Восточного Сахалина На шельфе Восточного Сахалина в районе залива Чайво отложения вскрыты скважиной глубиной 3010 м. В нижней части разреза (инт. 3010-1940 м) диатомеи единичны и плохой сохранности, что связано, вероятно, с трансформацией аморфного опала в кристобалит. В верхней части разреза (инт. 1940-350 м) установлены комплексы диатомей, соответствующие зонам Neodenticula kamtschatica верхов верхнего миоцена–нижнего плиоцена, N. koizumii–N.

kamtschatica и N. koizumii верхнего плиоцена. Диатомовые комплексы, характеризующие осадочную толщу шельфа Восточного Сахалина, свидетельствуют о том, что формирование осадков в конце позднего миоцена–раннем плиоцене (6,4-3,9/3,5 млн лет) происходило преимущественно в условиях внешнего шельфа. В позднем плиоцене (3,9/3,5-2,7/2,6 млн лет) усилились эрозионные процессы, а в конце позднего плиоцена–раннем плейстоцене (2,7/2,62,0 млн лет) произошло обмеление бассейна седиментации, усилился речной сток, что связано, вероятно, с активизацией орогенетических процессов на Сахалине и значительным глобальным понижением уровня моря.

4.4. Стратиграфия и условия формирования осадочного чехла Охотского моря Кайнозойский осадочный чехол, залегающий на гетерогенном, преимущественно мезозойском фундаменте, состоит из 3-х осадочных комплексов: нижний комплекс (поздний палеоцен–ранний эоцен), средний комплекс 2 (олигоцен–начало среднего миоцена), верхний комплекс 1 (конец позднего миоцена–голоцен) (рис. 9).

Рис. 9. Схема корреляции разрезов кайнозойского осадочного чехла Охотского моря и прилегающей суши на основе зональных комплексов диатомей и силикофлагеллат. 1, 2 – кремнистобиогенные породы: 1 – неизмененные, содержащие кремнистые микроископаемые хорошей сохранности, 2 – измененные; 3 – терригенные породы; 4 – породы докайнозойского фундамента Осадочный комплекс 3 (поздний палеоцен–ранний эоцен), развитый на отроге Терпения, сложен преимущественно терригенными породами, которые накапливались в прибрежноморских условиях относительно обособленного бассейна. Возрастными аналогами этого комплекса являются прибрежно-морские и лагунно-континентальные отложения: 1) снежинкинского горизонта Сахалина (Решения …, 1996; Гладенков и др., 2002); 2) ковачинской свиты (Орешкина, 2009), камчикского и ткаправаямского горизонтов (Нижний палеоген …, 1997) Западной Камчатки.

Осадочный комплекс 2 (олигоцен–начало среднего миоцена) установлен на склонах Курильской котловины и в троге Кашеварова. Нижняя часть этого комплекса сложена измененными кремнистыми породами, верхняя часть представлена преимущественно диатомово-глинистыми породами, в которых установлены комплексы диатомей и силикофлагеллат почти полной последовательности зон конца олигоцена–начала среднего миоцена: на склонах Курильской котловины – интервала 24,0-14,9 млн лет, в троге Кашеварова – ~ 28,2-20,3 млн лет. Отложения этого возраста, содержащие комплексы диатомей преимущественно мелководного облика, в настоящее время находятся в основании современных склонов Курильской котловины на глубинах 3000-2500 м, трога Кашеварова – 1450-1100 м. Предполагается, что эти отложения были опущены в результате нисходящих тектонических движений, активизировавшихся в средне–позднемиоценовое и плиоцен– плейстоценовое время (Журавлев, 1982; Ingle, 1992; Baranov et al., 2002), которые привели к образованию современной Курильской котловины и трога Кашеварова.

Осадочному комплексу 2 соответствуют отложения: 1) сейсмосерии «В» и одянской сейсмосерии Охотского моря (Структура …, 1996); 2) пиленгской, борской и, вероятно, уранайской свит Пограничного прогиба Восточного Сахалина (Гладенков Ю.Б., Гладенков А.Ю., 1999; Gladenkov et al., 2000; Гладенков А.Ю., 2007); 3) верхнедуйской и аусинской свит Южного Сахалина (Гладенков, 2008); 4) мачигарской и тумской свит п-ова Шмидта Северного Сахалина (Экосистемы …, 1999); 5) вивентекской и кулувенской свит Западной Камчатки (Орешкина, 2009).

Осадочный комплекс 1 (конец позднего миоцена–голоцен), сложенный преимущественно туфогенно-осадочными породами, с размывом и стратиграфическим несогласием залегает на нижележащих кайнозойских осадочных комплексах и гетерогенном фундаменте. Он характеризуется зональными комплексами диатомей конца позднего миоцена–плейстоцена (7,6-0,0 млн лет). Полная последовательность диатомовых зон этого интервала установлена в разрезах склонов Курильской котловины, плиоцена – на шельфе Восточного Сахалина, а верхнего плиоцена–нижнего плейстоцена – в троге Кашеварова. Этот комплекс на склонах Курильской котловины и троге Кашеварова формировался в батиальных, а на шельфе Восточного Сахалина в районе залива Чайво – в шельфовых условиях. Возрастными аналогами данного комплекса частично являются отложения: 1) магаданской и алевинской сейсмосерий североохотского шельфа (Шаинян и др., 1989), сейсмосерий «Б» и «А» Охотского моря (Структура …, 1996); 2) маруямской свиты Макаровского района Южного Сахалина (Опорный …, 1992; Akiba et al., 2000); 3) нутовского и помырского горизонтов Северного Сахалина (Гладенков, 2008) и 3) эрмановского и энемтенского горизонтов Западной Камчатки (Решения …, 1996).

Выделенные осадочные комплексы отражают основные этапы геологического развития Охотоморского региона, связанные с характером геодинамических процессов и колебаниями уровня моря.

Поздний палеоцен–эоцен (~ 58,7-34 млн лет) Этот этап характеризовался деструкцией континентальной окраины, которая наиболее активно проявилась по периферии Охотоморского региона, где происходило рифтообразование и накопление преимущественно субконтинентальных и угленосных отложений (Структура …, 1996; Нижний палеоген …, 1997; Гладенков и др., 2002; Геология …, 2002; и др.). Мелководный морской бассейн с преимущественно терригенным осадконакоплением занимал район отрога Терпения, п-ова Терпения и ВосточноСахалинских гор. В эоцене морская седиментация в районе отрога Терпения продолжалась.

В среднем эоцене слабокремнистые осадки накапливались в прибрежно-морских условиях в районе Западной Камчатки (Орешкина, 2009). К концу этого этапа морское осадконакопление значительно расширилось, но в центральных районах современного Охотского моря сохранялись континентальные условия (Структура …, 1996).

Олигоцен–начало среднего миоцена (~ 34-14,9 млн лет) В олигоцене–раннем миоцене в центральной части Охотского моря (трог Кашеварова) и в районе склонов Курильской котловины осадконакопление происходило преимущественно в мелководных условиях. В конце раннего–начале среднего миоцена в районе склонов Курильской котловины началось углубление бассейна седиментации и повышение температур поверхностных вод, обусловленные глобальным миоценовым климатическим оптимумом и трансгрессией.

Средний–поздний миоцен (~ 14,9-7,6 млн лет) Отложения этого возраста, соответствующие в основном сейсмосерии «Б», распространены в седиментационных бассейнах Охотского моря, а также на окружающей суше (Атлас …, 1984; Опорный …, 1992; Решения …, 1996; Выпова, 1990; Гладенков, 2008;

Oreshkina, 1999; Akiba et al., 2000; Gladenkov et al., 2000; и др.). Однако в изученных нами разрезах склонов Курильской котловины они не установлены. Возможно, эти отложения склонов котловины были размыты во время значительного понижения уровня Мирового океана в начале позднего миоцена (Haq et al., 1987) и активизации тектонических процессов в среднем–позднем миоцене. В это время почти вся территория острова Сахалин и возвышенные участки Хоккайдо-Сахалинского бордерленда были выведены из-под уровня моря и подверглись размыву (Мельников, 1970, 2011; Семенов, 1983; Структура …, 1996).

Конец позднего миоцена–голоцен (~ 7,6-0,0 млн лет) Осадконакопление происходило преимущественно в батиальных условиях при значительном влиянии придонных течений или суспензионных потоков, которые могли быть спровоцированы тектоническими движениями. На западном склоне Курильской котловины в конце плиоцена наблюдались регрессивные условия, связанные, вероятно, как с тектоническим подъемом суши, так и со снижением уровня Мирового океана из-за развития ледников. В течение этого этапа поверхностные воды были преимущественно холодными, за исключением относительно теплых периодов в конце позднего миоцена (7,6-6,4 млн лет) и в среднем плиоцене (3,9/3,5-2,7/2,6 млн лет). В позднем плиоцене–раннем плейстоцене в районе Броутоновского хребта существовали островные территории. В позднем плейстоцене–голоцене глубины Курильской котловины близки к современным.

ГЛАВА 5. ОСТРОВНОЙ СКЛОН КУРИЛО-КАМЧАТСКОГО ЖЕЛОБА Курило-Камчатская островодужная система, частью которой является островной склон Курило-Камчатского желоба, делится на Курильский и Восточно-Камчатский регионы, имеющие существенные различия в геологическом строении и развитии (Васильев, 1988, 2009).

5.1. Курильский регион Курильская островодужная система состоит из внутренней дуги, представленной Большой Курильской грядой, и внешней, представленной подводным хребтом Витязя и Малой Курильской грядой. Хребет Витязя отделен от Курильских островов междуговым прогибом и рифтогенными процессами разделен на две части – юго-западную и северо-восточную (Кулинич и др., 2007). На хребте Витязя выделено четыре комплекса пород: комплекс (верхний мел–нижний палеоцен), входящий в состав фундамента, и комплексы 3-осадочного чехла (Леликов и др., 2008; Терехов и др., 2012).

Осадочный комплекс 3 (палеоцен–эоцен?) представлен преимущественно грубообломочными породами без палеонтологических остатков, но по положению в разрезе, минералогическому составу и корреляции с аналогичными породами на островах Шикотан, Юрий и Хоккайдо предполагается, что комплекс формировался в палеоцене–эоцене в мелководных морских условиях.

Осадочный комплекс 2 (олигоцен–средний миоцен), предположительно согласно залегающий на породах комплекса 3 и несогласно на породах фундамента, сложен туфогенно-осадочными породами, содержащими диатомеи зон Rhizosolenia oligocaenica, Cavitatus rectus, Rocella gelida, Thalassiosira praefraga, T. fraga олигоцена–нижнего миоцена (33,7-18,4 млн лет) и зон Denticulopsis lauta (15,9-14,9 млн лет) и D. praedimorpha (12,9-11,млн лет) среднего миоцена (рис. 10). Силикофлагеллаты соответствуют зонам Dictyocha deflandrei, Naviculopsis biapiculata, N. lata, N. quadrata олигоцена–нижнего миоцена и зоне Corbisema triacantha среднего миоцена. В раннем олигоцене осадконакопление происходило в шельфовых условиях, но в позднем олигоцене–раннем миоцене в районе «сейсмической бреши» южного плато хр. Витязя они стали более глубоководными, что, возможно, свидетельствует о начальных этапах рифтогенных процессов (Терехов и др., 2012). В среднем миоцене осадки формировались преимущественно в верхнебатиальных условиях при активном сносе осадков с близко расположенных прибрежных районов островных территорий.

Рис. 10. Стратиграфия верхнекайнозойского осадочного чехла подводного хребта Витязя и изменение батиметрического (Bd) и палеотемпературного (Td) индексов, отражающих динамику условий формирования осадочных комплексов. СТ – субтропические, ТУ – теплоумеренные, Х – холодные условия Осадочный комплекс 1 (плиоцен–плейстоцен), также сложенный туфогенно-осадочными породами, несогласно перекрывает все нижележащие осадочные комплексы и породы фундамента. Он содержит диатомеи подзоны “Thalassiosira oestrupii” (5,5-3,9/3,5 млн лет) нижнего плиоцена и зон Neodenticula koizumii, Actinocyclus oculatus, Proboscia curvirostris верхнего плиоцена–среднего плейстоцена (2,7/2,6-1,0 млн лет) и единичные холодноводные силикофлагеллаты Distephanus speculum и Paradictyocha polyactis.

Осадки этого комплекса из нижних частей склонов хребта Витязя формировались в нижнебатиальных условиях при участии суспензионных потоков. Вершины южного плато еще в среднем плейстоцене представляли, вероятно, островные территории. В плиоценплейстоценовое время на отдельных участках хребта Витязя проявился вулканизм (Леликов и др., 2008).

5.2. Восточно-Камчатский регион На тихоокеанском подводном склоне Восточной Камчатки, служащем одновременно и материковым склоном ККЖ, основными структурами являются впадины Авачинского, Кроноцкого и Камчатского заливов.

Камчатский залив отличается от Авачинского и Кроноцкого заливов своей большей глубиной и меньшим объемом осадочного заполнения (Селиврстов, 1998). Осадочный чехол залива состоит из двух разновозрастных комплексов, разделенных поверхностью несогласия: нижний комплекс предположительно олигоцен–раннемиоценового возраста и верхний комплекс – плиоцен–плейстоценового возраста. Возраст верхнего комплекса установлен на основе диатомей, выделенных из алевролитов каньонов Сторож и Камчатского. Плиоцен–нижнеплейстоценовые осадки формировались в шельфовых условиях (Bd=0,1-0,2), а осадки среднего плейстоцена – в нижнебатиальных (Bd=0,8), близких к современным, условиях, что предполагает резкое изменение режима осадконакопления на границе раннего-среднего плейстоцена (рис. 11).

Эти данные подтверждают предположение Н.И. Селиврстова (1998) о тектоническом событии в это время, которое привело к прогибанию центральной части котловины и значительному (1,5-2 км) погружению обширных участков сформированного ранее шельфа в пределах ее северного и западного обрамления.

Камчатский пролив расположен в районе сочленения Курило-Камчатской и Алеутской систем – между п-овом Камчатский мыс и Командорскими островами. С вершины подводной горы, расположенной посередине пролива, были подняты туфодиатомиты и алевролиты, содержащие комплекс диатомей зоны Denticulopsis hyalina (14,9-13,1 млн лет) и силикофлагеллаты зоны Corbisema triacantha среднего миоцена. Осадки этого возраста накапливались в верхнебатиальных условиях, что не подтверждает предположения (Васильев, 1992) о существовании в этом районе обширной суши в кайнозое.

Кроноцкий залив характеризуется шельфом и склоном, прорезанными каньонами и эрозионными врезами до акустического фундамента (Селиврстов, 1998). Осадочный чехол подразделяется на нижний комплекс, соответствующий акустически прозрачной толще, и верхний комплекс ритмично слоистых толщ турбидитов.

Рис. 11. Схема стратиграфии кайнозойского осадочного чехла Восточно-Камчатского региона островного склона Курило-Камчатского желоба и изменение палеоэкологических индексов (батиметрический диатомовый индекс – Bd; палеотемпературный индекс: Td – по диатомеям, Ts – по силикофлагеллатам). 1 – алевролиты, аргиллиты, 2 – туфоалевролиты, 3 – туфодиатомиты, 4 – песчаники, 5 – туфопесчаники, 6 – туфы, туффиты, 7 – конгломераты, 8 – туфоконгломераты, туфогравелиты, 9 – кремнистые аргиллиты, 10 – плагиобазальты и андезитобазальты палеоцен– эоцена. (Мощность комплексов по Селиврстов, 1998) Нижний осадочный комплекс 2 (средний–поздний эоцен), выходящий в бортах трех самых крупных каньонов – Ольги, Кроноцкого и Жупановского, сложен конгломератами, алевролитами, аргиллитами, туффитами и туфодиатомитами. Из алевролитов и туфодиатомитов выделены комплексы диатомей зон Lisitzinia kanayai, Lisitzinia inconspicua var. trilobata и Praecymatosira monomembranacea среднего эоцена и зоны Rylandsia conniventa верхней части среднего эоцена–нижней части верхнего эоцена (Цой, 2003; Цой, Шастина, 2005; Цой, 2011б, г). Нижний комплекс формировался преимущественно в верхнебатиальных условиях при высоких, близких к субтропическим, температурах поверхностных вод. На прилегающей суше в первой половине среднего эоцена были распространены полидоминантные широколиственные леса из листопадных и вечнозеленых пород с заметным участием теплолюбивых семейств, а климат был теплый влажный, близкий к субтропическому (Фрадкина и др., 1999). Средний эоцен характеризовался самым значительным климатическим оптимумом кайнозоя (Величко, 2005; Гладенков и др., 2005).

Верхний осадочный комплекс 1 (конец позднего миоцена–средний плейстоцен) с размывом и стратиграфическим несогласием залегает на нижнем осадочном комплексе. Он составляет основную часть осадочного заполнения седиментационной впадины Кроноцкого залива (Селиврстов, 1998). Его мощность достигает максимальных значений в южной части впадины (1,5-2 км). Этот комплекс, детально опробованный в Жупановском каньоне в интервале глубин 2080-145 м, представлен конгломератами, туфоконгломератами, туфогравелитами, туфами, песчаниками, туфопесчаниками, туфодиатомитами и алевролитами. В них обнаружены комплексы диатомей зон Neodenticula kamtschatica (6,43,9/3,5 млн лет) конца позднего миоцена–раннего плиоцена, Neodenticula koizumii (2,7/2,6–2,млн лет) позднего плиоцена и Proboscia curvirostris (1,0-0,3 млн лет) среднего плейстоцена.

Формирование верхнего осадочного комплекса происходило преимущественно в мелководных условиях (Bd=0,1-0,4), но в среднем плейстоцене произошло, вероятно, значительное углубление бассейна (Bd=0,7-0,8), что подтверждает предположение Н.И.

Селиврстова (1998) о нисходящих тектонических движениях в это время, приведших к значительному погружению обширных участков сформированного ранее шельфа.

5.3. Стратиграфия и условия формирования осадочного чехла островного склона КурилоКамчатского желоба В осадочном чехле островного склона Курило-Камчатского желоба выделено три разновозрастных осадочных комплекса: комплекс 3 (палеоцен–эоцен), комплекс (олигоцен–средний миоцен) и комплекс 1 (конец позднего миоцена–плейстоцен). В Восточно-Камчатском регионе все осадочные комплексы характеризуются присутствием разнообразных кремнистых микроископаемых (диатомеи, силикофлагеллаты, радиолярии). В Курильском регионе нижний комплекс 3 (палеоцен-эоцен?), залегающий на верхнемеловом фундаменте, представлен, в основном, «немыми» грубозернистыми породами, а кремнистые микроископаемые хорошей сохранности содержатся в породах осадочных комплексов 2 и 1.

Выделенные осадочные комплексы отражают основные этапы геологического развития островного склона Курило-Камчатского желоба и свидетельствуют о том, что ВосточноКамчатский и Курильский регионы развивались в кайнозое в разных седиментационных и тектонических режимах.

Палеоцен–эоцен (~ 58,7-34 млн лет) В Курильском регионе на подводном хребте Витязя в морских мелководных условиях накапливались преимущественно грубообломочные отложения, а в Восточно-Камчатском регионе осадки формировались в верхнебатиальных условиях при высоких, близких к субтропическим, температурах поверхностных вод.

Олигоцен–средний миоцен (~ 34-13,1 млн лет) В раннем олигоцене на хребте Витязя осадконакопление происходило в шельфовых условиях, но в позднем олигоцене–раннем миоцене в районе “сейсмической бреши” южного плато началось углубление бассейна седиментации. В среднем миоцене осадки формировались преимущественно в верхнебатиальных условиях при активном сносе осадков с близко расположенных прибрежных районов островных территорий. В ВосточноКамчатском регионе в районе Камчатского пролива осадки также накапливались в верхнебатиальных условиях.

Конец позднего миоцена–голоцен (~ 7,6-0,0 млн лет) В Восточно-Камчатском регионе в Кроноцком и Камчатском заливах на поверхности выравнивания, которая образовалась, вероятно, в позднем миоцене в результате глобального понижения уровня моря, преимущественно в шельфовых условиях откладываются туфогенно-осадочные, часто грубозернистые отложения. На границе раннего–среднего плейстоцена нисходящие тектонические движения привели к значительному погружению обширных участков сформированного ранее шельфа. В Курильском регионе осадки плиоцена–голоцена с размывом накапливаются на нижележащих осадочных комплексах.

Осадки этого возраста из нижних частей склонов хребта Витязя формировались в нижнебатиальных условиях при участии суспензионных потоков. В верхней части хребта вершины южного плато еще в среднем плейстоцене представляли, вероятно, островные территории. В плиоцен–плейстоценовое время на хребте Витязя активизировался подводный вулканизм (Леликов и др., 2008).

ГЛАВА 6. ТАКСОНОМИЧЕСКИЙ СОСТАВ КРЕМНИСТЫХ МИКРОВОДОРОСЛЕЙ И БИОСТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ КАЙНОЗОЯ СЕВЕРОЗАПАДНОЙ ПАЦИФИКИ ПО ДИАТОМЕЯМ И СИЛИКОФЛАГЕЛЛАТАМ Диатомеи и силикофлагеллаты кайнозоя ДВ окраинных морей и островного склона ККЖ изучались в течение длительного времени (Цой, Шастина, 1999, 2005), однако из-за изменений в систематике, описания новых видов последних лет необходимо было провести ревизию таксономического состава этих групп. Проведенная ревизия таксономического состава диатомей и силикофлагеллат позволила исключить синонимы, дать более объективную характеристику изученных флор и сравнить их с флорами других регионов. В приложении приведены таксономические ссылки с необходимой синонимикой, таблицы с полным видовым составом и процентным содержанием видов в изученных образцах.

Установлено 838 видовых и внутривидовых таксонов диатомей, из которых 4 вида новые для науки. Силикофлагеллаты представлены 147 видовыми и внутривидовыми таксонами.

Видовое богатство силикофлагеллат со среднего эоцена по плейстоцен уменьшилось почти в 10 раз, что свидетельствует о вымирающем характере этой группы.

В данной главе дано описание биостратиграфических зон по диатомеям и силикофлагеллатам, установленным в кайнозойском осадочном чехле Японского, Охотского морей и островного склона Курило-Камчатского желоба. Выделенные зональные комплексы в целом соответствуют комплексам зон северотихоокеанских шкал по диатомеям и силикофлагеллатам олигоцена–голоцена. Комплексы среднего–позднего эоцена, соответствующие зонам разных широт, впервые обоснованы для Северо-Западной Пацифики. Детальное изучение зональных комплексов диатомей и силикофлагеллат позволило установить дополнительные маркерные виды зон, что повышает надежность зон и расширяет возможность их применения.

По диатомеям описано 26 зон среднего эоцена–голоцена (~ 48,8-0,0 млн лет), из которых 3 зоны впервые установлены в Северо-Западной Пацифике, а 1 зона впервые описана для среднего–верхнего эоцена. На основе силикофлагеллат выделено и описано 14 зон, 10 подзон и слои с флорой. Палеогеновые комплексы силикофлагеллат, установленные в современной бореальной области, соответствуют в основном зонам тропической–субтропической шкалы (Bukry, 1981b, Perch-Nielsen, 1985). Комплексы силикофлагеллат раннего миоцена Японского и Охотского морей также близки по видовому составу комплексам зон этой шкалы, но практически полное отсутствие зональных видов рода Naviculopsis в отложениях окраинных морей не позволяет использовать зоны этой шкалы, поэтому были выделены слои с Dictyocha formosa (Цой, 2012а). Зоны по силикофлагеллатам неогена-плейстоцена в целом, соответствуют зонам, выделенным в Японском море и Северо-Западной Пацифике (Kobayashi, 1988; Ling, 1992). Несколько зон Х. Кобаяси (зоны Distephanus praetakanayagii, D. pseudocrux, D. parvus, D. staurocanthus), выделенных в разрезах суши юго-восточной части Японского моря, не установлены в одновозрастных осадках изученных нами регионов. Эти зоны, основанные на видах имеющих ограниченное стратиграфическое и географическое распространение, имеют, вероятно локальное значение.

Корреляция зон по диатомеям и силикофлагеллатам, установленных на основе проведенного исследования, представлена на рис. 12. В правой части рисунка показаны схематические сводные разрезы осадочного чехла Японского и Охотского морей и островного склона ККЖ, построенные на основе установленных зональных комплексов диатомей и силикофлагеллат. Отсутствие большинства зон среднего–верхнего миоцена на склонах Курильской котловины Охотского моря и на подводном хребте Витязя связывается с глобальным понижением уровня моря и тектонической активизацией, в результате которой отложения этого возрастного диапазона были, вероятно, эродированы (Цой и др., 2003;

Терехов и др., 2008). В большинстве разрезов Японского моря также не установлены зоны начала позднего миоцена, соответствовавшие по времени значительному падению уровня моря (~ 10,5 млн лет назад), что связано, вероятно, с размывом осадков.

Рис. 12. Зоны по диатомеям и силикофлагеллатам, представленные в осадочном чехле ДВ окраинных морей и островного склона ККЖ. 1 – неизмененные биокремнистые отложения с зональными комплексами; 2 – измененные кремнистые и терригенные отложения, в которых кремнистые микроископаемые единичны или не обнаружены Нижние части разрезов осадочного чехла окраинных морей, в которых кремнистые микроископаемые встречены единично или не обнаружены, датированы на основе палинофлоры. Находки переотложенных морских олигоценовых видов диатомей в нижне– и среднемиоценовых отложениях и олигоценовый возраст низов осадочного чехла периферии Японского моря свидетельствуют о существовании в олигоцене нормально морского бассейна в районе Японской котловины. В этом районе морской бассейн предположительно существовал в палеоцен–эоценовое время (e.g. Геология …, 1987; Тащи и др., 1999), но, к сожалению, доказать это пока не представляется возможным, так как нижняя часть осадочного чехла глубоководной котловины не опробована. Кремнистые микроископаемые появляются в массе в отложениях Японского моря в конце раннего миоцена (16,9 млн л.н.) во время первого климатического оптимума, сопровождавшегося глобальной трансгрессией.

В Охотском море возраст самых древних отложений осадочного чехла – поздний палеоцен–ранний эоцен. Они формировались в прибрежно-морских условиях в районе отрога Терпения. Морские мелководные эоценовые бассейны были распространены по периферии Охотского моря (Структура …, 1996; Геология …, 2002), но редкие диатомеи сохранились только в отложениях Западной Камчатки (Шешукова-Порецкая, 1967;

Невретдинова, 1982; Орешкина, 2009) и Восточного Сахалина (Цой и др., 2005). С олигоцена в отложениях Охотоморского региона распространены кремнистые отложения, в отложениях акватории Охотского моря самые древние кремнистые отложения, содержащие диатомеи и силикофлагеллаты хорошей сохранности, имеют позднеолигоценовый возраст (28,2-24,0 млн лет). В осадочном чехле островного склона ККЖ обнаружены самые древние комплексы диатомей и силикофлагеллат в Северо-Западной Пацифике. Это комплексы среднего– верхнего эоцена.

ВЫВОДЫ Настоящим исследованием решена крупная научная проблема, а именно, обоснован возраст и реконструированы условия формирования осадочного чехла ДВ окраинных морей и островного склона ККЖ, являющихся типовыми структурами зоны перехода от континента к океану в Северо-Западной Пацифике. Полученные конкретные результаты состоят в следующем.

1. Кайнозойские отложения окраинных морей и прилегающей части Тихого океана содержат богатую и многочисленную флору кремнистых микроводорослей (838 видовых и внутривидовых таксонов диатомей, 147 – силикофлагеллат). Силикофлагеллаты в кайнозое характеризовались видовым богатством и в определенные периоды значительной продуктивностью, сопоставимой с продуктивностью диатомей. Максимальное разнообразие и обилие силикофлагеллат отмечено в осадках окраинных морей конца раннего–начала среднего миоцена. Видовое разнообразие и численность силикофлагеллат начали сокращаться в позднем миоцене, но особенно резко – в позднем плиоцене–плейстоцене с началом значительного похолодания в Северном полушарии.

2. Проведенное исследование позволило впервые обосновать единую кайнозойскую зональную шкалу по силикофлагеллатам для Северо-Западной Пацифики, основанную на прямой корреляции с зональными диатомовыми комплексами. Установленные дополнительные маркерные виды силикофлагеллат позволили детализировать зональную шкалу по силикофлагеллатам и увеличить ее разрешающую способность. Детальность кайнозойских зональных шкал по силикофлагеллатам пока уступает таковым по диатомеям, но имеет самостоятельное значение для биостратиграфии, палеокеанологии и палеогеографии.

3. В кайнозойском осадочном чехле открытых районов ДВ окраинных морей и островного склона ККЖ выделено и описано 26 зон по диатомеям среднего эоцена–голоцена (интервал ~ 48,6-0,0 млн лет), в том числе в Японском море – 16 зон (16,9-0,0 млн лет), Охотском море – 14 зон (интервалы 28,2-14,9 млн лет и 7,6-0,0 млн лет), на островном склоне ККЖ – 17 зон (интервалы ~ 48,6-18,4, 14,9-11,5 и 6,4-0,0 млн лет), и 14 зон по силикофлагеллатам.

4. В осадочном чехле Японского моря отражены глобальные и региональные события позднего кайнозоя, связанные в основном с изменением климата, колебаниями уровня Мирового океана и активизацией тектонических процессов. Глобальные события, получившие отражение в изученных отложениях: 1) миоценовые (начала среднего и конца позднего миоцена) и плиоценовый (средний плиоцен) климатические оптимумы, сопровождавшиеся трансгрессиями; 2) похолодание, начавшееся в середине среднего миоцена, прогрессировало с конца позднего миоцена; 3) значительные падения уровня моря начала позднего миоцена (около 10,5 млн лет) и конца позднего плиоцена (~ 2,7/2,6 млн лет);

4) большая амплитуда и высокая частота колебаний условий в позднем плиоцене– плейстоцене, связанная с гляциоэвстатическими изменениями уровня моря, усиленными тектоническим подъемом периферии бассейна Японского моря. Региональные события: 1) охлаждающее влияние зимнего Восточно-Азиатского муссона на воды северо-западной части Японского моря со среднего миоцена; 2) влияние теплого течения с конца раннего– начала среднего миоцена (с 16,9-16,3 млн лет) на юго-восточную часть Японского моря; 3) возвышенные участки поднятия Ямато, расположенного в центральной части Японского моря, вплоть до среднего плейстоцена представляли собой островные территории и влияли на циркуляцию водных масс.

5. В конце позднего палеоцена–раннего эоцена в районе подводного отрога Терпения и прилегающей части Восточного Сахалина существовал мелководный относительно обособленный морской бассейн, который являлся, вероятно, одним из самых древних в Охотоморском регионе. В олигоцене–раннем миоцене в центральной части Охотского моря (трог Кашеварова) и в районе склонов Курильской глубоководной котловины осадконакопление происходило преимущественно в мелководных условиях. В неогене в Охотском море зафиксированы глобальные события: климатические оптимумы конца раннего–начала среднего миоцена и конца позднего миоцена, сопровождавшиеся трансгрессией. Основные региональные события связаны с активизацией тектонических процессов в Охотоморском регионе в средне–позднемиоценовое и плиоцен–плейстоценовое время, которые привели к формированию современного облика Курильской глубоководной котловины, трога Кашеварова, поднятию о. Сахалин.

6. Восточно-Камчатский и Курильский регионы островного склона Курило-Камчатского желоба развивались в кайнозое в разных седиментационных и тектонических режимах. В эоцене нижний осадочный комплекс Восточно-Камчатского региона формировался в верхнебатиальных условиях, а Курильского региона – в мелководных шельфовых условиях.

В олигоцене осадконакопление в этих регионах происходило преимущественно в мелководных условиях, но в конце олигоцена–раннем миоцене в Курильском регионе (в зоне “сейсмической бреши”) появились районы с относительно глубоководными, вероятно, верхнебатиальными условиями. Накопление верхнего осадочного комплекса (конец позднего миоцена–плейстоцен) в обоих регионах происходило с размывом подстилающих отложений, при этом условия осадконакопления сравниваемых регионов были разными: 1) в ВосточноКамчатском регионе осадки этого комплека формировались преимущественно в шельфовых условиях, но в начале среднего плейстоцена произошло значительное погружение участков обширного шельфа, и осадки стали накапливаться в более глубоководных условиях; 2) в Курильском регионе верхний комплекс формировался в нижнебатиальных условиях с участием суспензионных потоков.

7. В результате проведенного исследования установлено, что формирование осадочного чехла изученных окраинных морей и островного склона Курило-Камчатского желоба началось в основном в палеоцене в прибрежно-морских условиях, а кремнистые отложения стали накапливаться позже и в разное время: в Восточно-Камчатском регионе – в среднем эоцене, в Курильском регионе в раннем олигоцене, в Охотоморском регионе – в среднем эоцене, но более широко – в олигоцене, в Японском море – в конце раннего миоцена.

Основные публикации по теме диссертации Монографии и главы в монографиях 1. Цой И.Б. Силикофлагеллаты кайнозоя Японского и Охотского морей и КурилоКамчатского желоба. Владивосток: Дальнаука, 2011. 226 с.

2. Цой И.Б., Шастина В.В. Кремнистый микропланктон неогена Японского моря (диатомеи, радиолярии). Владивосток: Дальнаука,1999. 241 с.

3. Цой И.Б., Шастина В.В. Кайнозойский кремнистый микропланктон из отложений Охотского моря и Курило-Камчатского желоба. Владивосток: Дальнаука, 2005. 181 с.

4. Цой И.Б., Шастина В.В., Горовая М.Т., Ващенкова Н.Г. Стратиграфия неогеновых отложений материкового склона Корейского полуострова и Восточно-Корейской подводной возвышенности // Геологическое строение западной части Японского моря и прилегающей суши. Владивосток: Дальнаука, РАН. 1993. С.134-142.

5. Bersenev I.I., Tsoi I.B., Vashchenkova N.G., Gorovaya M.T. Paleogene, Neogene and Eopleistocene of the continental slope and shelf of the Japan Sea // Geology and Geophysics of the Japan Sea (Japan-Russia Monograph Series, vol. 1). Eds N. Isezaki, I.I. Bersenev, K. Tamaki et al.

Tokyo: Terrapub. 1996. P. 223-239.

6. Tsoi I.B., Vashchenkova N.G., Gorovaya M.T. Bersenev I.I., Ogasawara K. Neogene and Eopleistocene of submarine rises of the Japan Sea // там же. P. 263-281.

7. Леликов Е.П., Цой И.Б., Ващенкова Н.Г., Терехов Е.П., Съедин В.Т., Набиуллин А.А.

Геология и основные типы горных пород дна Японского моря. Владивосток: Дальнаука, 2006.

93 с.

8. Цой И.Б. Кайнозойский кремнистый микропланктон осадочного чехла Охотского моря (Курильская котловина) и островного склона Курило-Камчатского желоба // Дальневосточные моря России: кн. 3: Геологические и геофизические исследования /отв. ред.

Р.Г. Кулинич. М.: Наука, 2007. С. 200-222.

9. Цой И.Б., Вагина Н.К. Изменение среды северо-западной части Японского моря в позднем кайнозое // там же. С. 99-116.

10. Козыренко Т.Ф., Стрельникова Н.И., Хурсевич Г.К., Цой И.Б., Жаковщикова Т.К., Мухина В.В., Ольштынская А.П., Семина Г.И. Диатомовые водоросли России и сопредельных стран. Ископаемые и современные. Т. II, вып. 5, Под ред. Н.И. Стрельниковой, И.Б. Цой. – СПб.: Изд-во С.-Петерб. ун-та, 2008. 326 с.

11. Карнаух В.Н., Карп Б.Я., Цой И.Б., Ващенкова Н.Г., Бордиян О.В., Листровая И.А.

Строение шельфа и материкового склона залива Петра Великого (Японское море) по сейсмическим и геологическим данным // Современное состояние и тенденции изменения природной среды залива Петра Великого Японского моря. Гл. ред. В.А. Акуличев. М.: ГЕОС, 2008. С. 292-311.

Геологические и палеогеографические карты 1. Берсенев И.И., Безверхний В.Л., Цой И.Б., Горовая М.Т., Савин С.Ю. Японское море и Тихоокеанский шельф Японских островов. Неоген. Ранний миоцен-5.3в, средний миоцен5.4а, поздний миоцен-5.4в (палеогеографические карты). Атлас палеогеографических карт.

Шельфы Евразии в мезозое и кайнозое. Т. 2. Карты. Изд. Робертсон групп и Геол. ин-та АН СССР, 1992.

2. Леликов Е.П., Кулинич Р.Г., Астахов А.С., Емельянова Т.А., Цой И.Б., Иваненко П.А., Шмулев В.Г. Охотское море. Геология (3-20) (1:6000000) // Геология и полезные ископаемые шельфов России. Гл. ред. М.Н. Алексеев. М.: Научный мир, 2004. 108 с.

Статьи в рецензируемых журналах и изданиях 1. Хурсевич Г.К., Цой И.Б. Новый вид рода Actinostephanos Chur. (Bacillariophyta) из палеогеновых отложений Курило-Камчатского желоба // Альгология. 1992. Т. 2. № 2. С.

106-107.

2. Nechaev V.P., Sorochinskaya A.V., Tsoy I.B., Gorbarenko S.A. Clastic components in Quaternary sediments of the northwest Pacific and their paleo-oceanic significance // Marine Geology. 1994. № 118. P. 119-137.

3. Tsoy I.B., Ryaben'kaya I.О., Pletnev S.P. Quaternary biostratigraphy of the Northwest Pacific: RV Vinogradov Cruise 91-AV-19 Leg 4. Cooperative Program in the Geochemistry of Marine Sediments (GEMS). Open File Report 94-230. 1994. P. 249-262.

4. Wong C.S., Whitney F., Tsoy I.B., Bychkov A.S. The opal pump and subarctic carbon removal // Global Fluxes of Carbon and Its Related Substances in the Coastal Sea-OceanAtmosphere System // Proc. 1994 Sapporo IGBP Symposium. Eds S. Tsunogai et al. M & J International, Yokohama, Japan, 1995. P. 339-344.

5. Цой И.Б., Шастина В.В., Бирюлина М.Г. Сезонные потоки микропланктона в районе гайота Мейджи (Северо-Западная часть Тихого океана) // Биология моря. 1998. № 5. С. 296302.

6. Tsoy I.B., Wong C.S. Diatom fluxes and preservation in the deep North West Pacific // 14th International Diatom Symposium, Tokyo, Sept. 2-8, 1996. Proc. 14th Intern. Diatom Symp.

Koenigstein, Germany: Koeltz Scien. Books. 1999. P. 523-549.

7. Липкина М.И., Цой И.Б. О возрасте и генезисе фосфорной минерализации на Северном Ямато в Японском море // Тихоокеан. геология. 1999. № 4. C. 99-105.

8. Цой И.Б. Bacillariophyta нижнего и среднего миоцена северного склона ЮжноОхотской котловины (Охотское море) // Альгология. 2000. Т. 10. № 1. С. 91-105.

9. Akiba F., Hiramatsu Ch., Tsoy I.B., Ogasawara K., Amano K. Diatom biostratigraphy and geologic age of the Maruyama and Kurasi Formations, Southern Sakhalin, and their correlation to the Neogene of the Tenpoku Area, Hokkaido // Journal of Geography. 2000. V. 109. № 2 (969).

P. 203-217.

10. Цой И.Б., Шастина В.В. Кайнозойские комплексы кремнистого микропланктона из отложений хребта Терпения (Охотское море) // Тихоокеан. геология. 2000. Т. 19. № 4. С.

105-110.

11. Цой И.Б. Олигоценовые диатомовые комплексы из отложений островного склона Курило-Камчатского желоба // Океанология. 2002. Т. 42. № 2. С. 267-280.

12. Baranov B.V., Werner R., Hoernle K. A., Tsoy I. B., van den Bogaard P., Tararin I. A.

Evidence for compressionally-induced high subsidence rates in the Kurile Basin (Okhotsk Sea) // Tectonophysics. 2002. V. 350. № 1. P. 63-97.

13. Цой И.Б. Эоценовые диатомеи и силикофлагеллаты из отложений Кроноцкого залива (Восточная Камчатка) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2003. Т. 11. № 4. С. 72-87.

14. Цой И.Б., Терехов Е.П., Горовая М.Т., Шастина В.В., Можеровский А.В.

Кайнозойское осадконакопление на западном склоне Южно-Охотской котловины Охотского моря // Тихоокеан. геология. 2003. Т. 22. № 4. С. 19-34.

15. Карнаух В.Н., Карп Б.Я., Цой И.Б. Сейсмостратиграфия осадочного чехла и процессы осадконакопления на возвышенности Первенца и ее окрестностях (Японское море) // Океанология. 2005. Т. 45. № 1. С. 126-139.

16. Цой И.Б., Терехов Е.П., Шастина В.В., Горовая М.Т., Можеровский А.В. О возрасте отложений котиковской серии полуострова Терпения (Восточный Сахалин) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2005. Т. 13. № 6. С. 77-88.

17. Ващенкова Н.Г., Терехов Е.П., Цой И.Б. Вещественный состав и условия образования плиоцен-плейстоценовых отложений Курильской котловины (Охотское море) // Океанология. 2006. Т. 46. № 5. С. 735-744.

18. Горбаренко С.А., Цой И.Б., Астахов А.С., Артемова А.В., Гвоздева И.Г., Аннин В.К.

Изменения палеосреды северного шельфа Охотского моря в голоцене // Стратиграфия.

Геол. корреляция. 2007. Т. 15. № 6. С. 134-150.

19. Кулинич Р.Г., Карп Б.Я., Баранов Б.В., Леликов Е.П., Карнаух В.Н., Валитов М.Г., Николаев С.М., Колпащикова Т.Н., Цой И.Б. О структурно-геологической характеристике «сейсмической бреши» в центральной части Курильской островной дуги // Тихоокеан.

геология. 2007. Т. 1. № 26. С. 5-20.

20. Карнаух В.Н., Карп Б.Я., Цой И.Б. Сейсмостратиграфия осадочного чехла и процессы осадконакопления на шельфе и материковом склоне залива Петра Великого (Японское море) // Океанология. 2007а. Т. 47. № 2. С. 282-291.

21. Карнаух В.Н., Карп Б.Я., Цой И.Б. Структура фундамента и сейсмостратиграфия осадочного чехла северной части Японской котловины в районе возвышенности Тарасова (Японское море) // Океанология. 2007б. Т. 47. № 5. С. 691-704.

22. Lelikov E.P., Tsoy I.B., Terekhov E.P., S'edin V.T., Vashchenkova N.G., Nabiullin A.A.

Geology and dredged rocks from the Sea of Japan Floor: Part 1 // New Concepts in Global Tectonics Newsletters. 2007. № 45. P. 5-20.

23. Lelikov E.P., Tsoy I.B., Terekhov E.P., S'edin V.T., Vashchenkova N.G., Nabiullin A.A.

Geology and dredged rocks from the Sea of Japan Floor: Part 2 // New Concepts in Global Tectonics Newsletter. 2008. № 46. P. 4-18.

24. Леликов Е.П., Цой И.Б., Емельянова Т.А., Терехов Е.П., Ващенкова Н.Г., Вагина Н.К., Смирнова О.Л., Худик В.Д. Геологическое строение подводного хребта Витязя в районе «сейсмической бреши» (тихоокеанский склон Курильской островной дуги) // Тихоокеан.

геология. 2008. Т. 27. № 2. С. 3-15.

25. Цой И.Б., Вагина Н.К. Палеонтологическая характеристика верхнекайнозойских осадков и изменение среды в районе залива Петра Великого (Японское море) // Тихоокеан.

геология. 2008. Т. 27. № 3. С. 81-98.

26. Терехов Е.П., Цой И.Б., Ващенкова Н.Г., Можеровский А.В., Горовая М.Т. Условия осадконакопления и история развития Курильской котловины (Охотское море) в кайнозое // Океанология. 2008. Т. 48. № 4. С. 615-623.

27. Цой И.Б. Значение батиметрического диатомового индекса (Bd) для восстановления палеоглубин окраинных морей Северо-Западной Пацифики в кайнозое // Новости палеонтологии и стратиграфии: Вып. 10-11: Приложение к журналу «Геология и геофизика», т. 49, 2008. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2008. С. 476-480.

28. Цой И.Б., Обрезкова М.С., Артемова А.В. Диатомеи поверхностных осадков Охотского моря и северо-западной части Тихого океана // Океанология. 2009. Т. 49. № 1. С.

141-150.

29. Карнаух В.Н., Цой И.Б. Сейсмическая стратиграфия и условия формирования осадочного чехла Японского моря в районе возвышенности Богорова // Океанология. 2010.

Т. 50. № 4. С. 590-607.

30. Usoltseva M.V., Tsoy I.B. Elliptical species of the freshwater genus Aulacoseira in Miocene sediments from Yamato Rise (Sea of Japan) // Diatom Research. 2010. V. 25. № 2. С. 397-415.

31. Цой И.Б. Силикофлагеллаты среднего-позднего эоцена Кроноцкого залива (Восточная Камчатка) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2011. Т. 19. № 1. С. 88-101.

32. Цой И.Б. Силикофлагеллаты олигоцена-раннего миоцена подводного хребта Витязя (островной склон Курило-Камчатского желоба) // Альгология. 2011. № 1. С. 111-125.

33. Терехов Е.П., Цой И.Б., Можеровский А. В., Вагина Н.К. Плиоценовые отложения о.

Шикотан (Малая Курильская гряда) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2011. Т. 19. № 3.

С. 96-110.

34. Леликов Е.П., Цой И.Б., Вагина Н.К., Емельянова Т.А., Терехов Е.П., Худик В.Д.

Геологическое строение трога Кашеварова (центральная часть Охотского моря) // Тихоокеан. геология. 2011. Т. 30. № 5. С. 22-35.

35. Ващенкова Н. Г., Горовая М. Т., Можеровский А. В., Цой И. Б. Об осадочном чехле и позднекайнозойской истории развития хребта Окусири (Японское море) // Стратиграфия.

Геол. корреляция. 2011. Т. 19. № 6. С. 89-104.

36. Терехов Е.П., Можеровский А.В., Цой И.Б., Леликов Е.П., Ващенкова Н.Г., Горовая М.Т. Верхнемеловые и кайнозойские комплексы вулканогенно-осадочных пород подводного хребта Витязя (островной склон Курило-Камчатского желоба) и история его развития // Тихоокеан. геология. 2012. Т. 31. № 3. С. 24-31.







© 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.