Содержание к диссертации
Введение
1. Основные этапы геологических исследований юго-восточного сахалина 8
2. Тектоническое районирование южной части хоккайдо-сахалинской складчатой системы 19
3. Геологическое строение тонино-анивского полуострова 46
3.1. Тонино-Анивский террейн 46
3.1.1 Тектоностратиграфия Тонино-Анивского террейна 49
3.1.2 Структура Тонино-Анивского террейна 70
3.2. Озерский террейн 75
3.2.1 Тектоностратиграфия Озерского террейна 77
3.2.2 Островодужные диориты-гранодиориты 109
3.2.3 Структура Озерского террейна 119
3.3. Вавайский меланж и офиолиты 127
3.4. Мерейская шовная зона 132
3.5. Постаккреционные образования 144
4. Геологическое строение сусунаиского хребта 150
4.1. Западно-Сусунайский субтеррейн 150
4.1.1 Метаморфические серии 153
4.1.2 Структура Западно-Сусунайского субтеррейна 164
4.2. Восточно-Сусунайский субтеррейн 169
4.2.1Тектоностратиграфия Восточно-Сусунайского субтеррейна 169
4.2.2Структура Восточно-Сусунайского субтеррейна 186
4.3. Особенности метаморфизма Сусунайского террейна 196
4.4. Постаккреционные образования 206
5. Тектоническое развитие юго-восточного сахалина в мелу - палеогене 209
5.1. Модели формирования террейнов Юго-Восточного Сахалина 211
5.2. Меловая-палеогеновая геодинамика Южного Сахалина 241
Заключение 255
- Тектоническое районирование южной части хоккайдо-сахалинской складчатой системы
- Озерский террейн
- Мерейская шовная зона
- Восточно-Сусунайский субтеррейн
Введение к работе
Актуальность работы. Позднемезозойская-раннекайнозойская Хоккайдо-Сахалинская складчатая система является представительным объектом для изучения особенностей эволюции переходной зоны. Южный Сахалин является связующим звеном между структурами Сахалина и Хоккайдо, а его восточная часть характеризует наиболее сложно построенную зону сочленения океанических и окраинно-континентальных структур. В течение последних тридцати лет Юго-Восточный Сахалин редко являлся объектом комплексных тематических исследований, что до сих пор затрудняет проведение межрегиональной корреляции и сравнительно-тектонического анализа террейнов Дальнего Востока.
Представленные в работе материалы восполняют пробелы в геологической изученности Юго-Восточного Сахалина, а их систематизация на базе современных концепций тектонической расслоенности литосферы и терреинового анализа позволяет дополнить и усовершенствовать представления о строении и развитии Хоккайдо-Сахалинской складчатой системы.
Цели и задачи работы. Цели данного исследования' - создание тектонической модели Юго-Восточного Сахалина и развитие представлений об аккреционном строении континентального обрамления Азиатского континента.
Для достижения этих целей были выполнены следующие исследования:
Изучены опорные разрезы и ключевые участки развития мезозойских и палеогеновых стратифицированных и нестратифицированных подразделений Юго-Восточного Сахалина;
Проведен анализ состава, строения, возраста и условий формирования изученных подразделений и определена их тектоническая позиция в структуре региона;
На базе изученных вещественных и структурных признаков выделены разновозрастные тектоно-стратиграфические комплексы, определены
геодинамические обстановки их формирования и проведено тектоническое районирование с позиций террейнового анализа;
Сопоставлены выделенные тектоно-стратиграфические единицы Юго-Восточного Сахалина с одновозрастными и формационно близкими террейнами Хоккайдо и Центрального Сахалина и выполнена межрегиональная корреляция.
Разработана модель тектонического развития Юго-Восточного Сахалина в мелу- палеогене.
Научная новизна.
Проведено среднемасштабное тектоническое районирование Южного Сахалина с позиций террейнового анализа.
Установлено принципиальное отличие в строении северной и центральной частей Тонино-Анивского полуострова и кардинально пересмотрена стратиграфическая схема мезозойских и палеогеновых образований.
Впервые для Юго-Восточного Сахалина установлены фрагменты кампан-раннеэоценовой энсиматической островной дуги и доказана их аллохтонность.
Обоснована полихронная и полигенная природа метаморфических образований Сусунайского хребта и установлены различия в строении, степени и времени структурно-вещественных преобразований его западной и восточной частей.
Впервые выделены элементы палеогеновой Охотской континентальной окраины, торцово сочленяющейся на Южном Сахалине со структурами Япономорского звена Восточно-Азиатской континентальной окраины.
Выделены разновозрастные аккреционные, коллизионные и шовные сдвиговые структуры, образующие главный структурный каркас региона.
Фактический материал и методы исследований. Основной фактический материал собран автором совместно с коллегами из Сахалинской ГРЭ в течение 1990-1994 г.г. в процессе проведения геологического доизучения Южного Сахалина масштаба 1:200000. В 1995-1998 г.г. были проведены дополнительные совместные исследования с Н. Гочи (Япония), М.Л. Баженовым и Н.М. Левашевой, а так же Л.И. Фотьяновой.
В процессе полевых работ изучено более 25 опорных разрезов и ключевых
участков развития мезозойских-нижнепалеогеновых формационных
комплексов Юго-Восточного Сахалина. Камеральные работы включали анализ
региональных геофизических полей, дешифрирование МАКС,
петрографические исследования более 3000 шлифов, обработку количественных геохимических (120), химических (более 250) и микрозондовых (более 50) анализов магматических, метаморфических и осадочных пород, стереографический анализ структурных элементов, подготовку проб для геохронологических (Д.И. Головин, 25 обр.), микрофаунистических (Н.Ю. Брагин, Л.И. Казинцова, около 500 обр.) и палинологических (И.А. Сиверцева, более 100 обр.) исследований, построение литолого-структурных разрезов, карт и схем ключевых участков.
В работе использованы данные совместных с М.Л. Баженовым и Н.М. Левашевой палеомагнитных исследований по кампан-палеоценовым островодужным комплексам, с Л.И. Фотьяновой и МЛ. Серовой литолого-биостратиграфических исследований базальных частей кайнозойского разреза и с Н. Гочи петрологических исследований метаморфических пород.
В работе учтены фондовые и архивные материалы Сахалинской ГРЭ.
Практическая ценность. Представленные в работе материалы легли в основу блока серийной легенды Сахалинской серии листов Госгеолкарты-200 и четырех листов Государственной геологической карты РФ масштаба 1:200000 (второго издания). Полученные выводы позволяют уточнить особенности строения фундамента и нижней части осадочного чехла кайнозойских бассейнов Юго-Восточного Сахалина и прилегающего шельфа, что впрямую влияет на качество и достоверность прогноза их нефтегазоносности.
Основные защищаемые положения: 1. Тонино-Анивский террейн, сложенный позднемеловыми турбидитами и апт-сеноманским меланж-олистостромовым комплексом с тектоническими отторженцами юрско-раннемелового океанического вулканического плато,
формировался в структуре аккреционной призмы, маркировавшей Восточно-Азиатскую континентальную окраину.
Озерский террейн занимает аллохтонную позицию по отношению к Тонино-Анивскому террейну и сложен тектонически расслоенным позднепермско-раннемеловым океаническим комплексом, совмещенным в аккреционной структуре с кампан-раннепалеогеновыми образованиями энсиматической островной дуги и эпиокеанического окраинного моря.
Сусунайский террейн сложен полиметаморфическими образованиями с преобладанием мел-среднеэоценовых комплексов субдукционного генезиса, для которых характерно общее омоложение в восточном и северном направлении.
Рост аккреционного сооружения Юго-Восточного Сахалина проходил с апта по эоцен в разных геодинамических обстановках и прерывался эпохами-структурных перестроек на рубеже раннего и позднего мела, в раннем кампане," в раннем палеоцене и в среднем эоцене.
Апробация работы и публикации. Основные положения и отдельные" разделы работы представлялись на: Международной конференции по тектонике литосферных плит памяти Л.Н. Зоненшайна (Москва, 1998); заседании'* лаборатории тектоники приокеанических зон Геологического Института РАН (2000); IV международном симпозиуме «Мел Восточно-Азиатской континентальной окраины: стратиграфия, седиментация, тектоника» (Хабаровск, 2002); Международном научном симпозиуме «Структура, геодинамика и металлогения Охотоморского региона и сопряженных частей северо-запада Тихоокеанской плиты» (Южно-Сахалинск, 2002); Региональной научно-практической конференции «Проблемы развития и освоения минерально-сырьевой базы Сахалинской области» (Южно-Сахалинск, 2002); Тектоническом коллоквиуме Геологического Института РАН (2003).
По теме диссертации написан фондовый отчет, опубликовано 14 работ (8 в соавторстве) и 3 находятся в печати.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения, изложенных на 217 листах машинописного текста. Она содержит список литературы из 202 наименований, включает 1 таблицу, 4 табличных приложения, 33 фотографии и иллюстрирована 58 рисунками.
Работа над диссертацией проводилась под научным руководством доктора геолого-минералогических наук С.Д.Соколова, которому я искренне благодарен за многолетнее внимание, плодотворные консультации и советы. Я глубоко признателен сахалинским коллегам А.Н. Речкину и В.Г. Гальверсену, вместе с которыми были собраны и обработаны полевые материалы, моим научным партнерам М.Л. Баженову, Н.М. Левашевой, Л.И. Фотьяновой, Н.Ю. Брагину, СВ. Зябреву и Н. Гочи за плодотворное творческое сотрудничество, полезные советы и поддержку, а также И.А. Сиверцевой, Л.И. Казинцовой, Д.И. Головину, СМ. Ляпунову, выполнившим большой объем биостратиграфических, геохронологических и аналитических исследований. Я приношу свою благодарность Н.А. Богданову, В.К. Ротману, Б.А. Марковскому за обсуждение и конструктивную критику работы на разных этапах ее выполнения.
Большую помощь в оформлении работы оказали Е.В. Расщепкина, В.В. Ногина, И.П. Матвеева, Н.А. Павлухина. Всем им автор приносит глубокую благодарность.
Я искренне признателен коллегам по ФГУП «Дальморнефтегеофизика» за моральную и материальную поддержку на завершающем этапе подготовки диссертации.
Слова особой благодарности адресованы Жарову Э.В., благодаря неустанному вниманию и непрерывной поддержке которого эта работа была начата и достигла финала.
Тектоническое районирование южной части хоккайдо-сахалинской складчатой системы
В современных тектонических исследованиях структура Восточно-Азиатской континентальной окраины трактуется как коллизионно-аккреционная, сформировавшаяся в результате сложного сочетания в пространстве и времени аккреционных и коллизионных процессов, а так же трансформных перемещений как отдельных террейнов , так и их ансамблей (Зоненшайн и др., 1990; Натальин, 1991; Пущаровский и др., 1992; Богданов, Тильман, 1992; Рождественский 1993; Ханчук, 1993; Чехович, 1993; Isozaki, 1996; Maruyama et al., 1997; Парфенов и др., 1993, 1999; Соколов, 1992, 2003; Соколов и др. 1997; Тектоническая, 2000). Одну из ключевых позиций в структуре континентальной окраины занимают террейны разновозрастных аккреционных призм (рис. 2), фиксирующие время и механизмы континентального роста. Сопряженные с ними субдукционные, турбидитовые и островодужные террейны образуют латеральные ряды структур и позволяют реконструировать древние переходные зоны от континента к океану. В современной структуре континентальной окраины эти латеральные ряды в значительной степени нарушены в результате позднемезозойских крупноамплитудных сдвиговых перемещений вдоль окраины и кайнозойскими деструктивными раздвиго-сдвиговыми движениями при раскрытии глубоководных котловин Японского и Охотского морей. В меньшей степени эти движения усложнили структуры позднемезозойской-раннекайнозойской Хоккайдо-Сахалинской складчатой системы. Она протягивается на 1500 км дискордантно к простиранию современной переходной зоны от узла сочленения Японского и Курильского
глубоководных желобов к северо-западному углу Охотского моря. От сопряженных структур Восточно-Азиатской континентальной окраины складчатая система отделена впадинами окраинных морей, вуалирующими характер сочленения с этими структурами и нарушающими ее целостность. Абсолютное большинство исследователей разделяют представления о хорошо выраженной поперечной тектонической зональности складчатой системы, прослеживающейся от южных частей Хоккайдо до п-ва Шмидта на севере Сахалина. Южный Сахалин занимает центральную позицию в Хоккайдо-Сахалинской складчатой системе, являясь связующим звеном между структурами Хоккайдо и Центрального Сахалина. Наиболее полно тектоническая зональность представлена и изучена на Хоккайдо (рис. 3), где выделяется от пяти до семи тектонических поясов, отражающих последовательное наращивание континентальной окраины с середины юры до неогена (Niida, Kito, 1986; Kiminami et al., 1986, 1992; Dobretsov et al., 1994; Isozaki, 1996 и др.). Различия в количестве выделяемых тектонических единиц связаны с эволюцией взглядов на структуру и развитие Хоккайдо, а также различным понимаем значимости этих структур. В данной работе, руководствуясь принципами террейнового анализа и используя обширную литературу по геологии и тектонике Хоккайдо, с учетом решаемых в диссертации задач, выделено восемь террейнов, различающихся по строению, генезису, времени формирования и тектонической позиции. Поскольку в дальнейшем изложении они неоднократно будут упомянуты как при характеристике тектонических структур Южного Сахалина, так и анализе истории их развития, представляется важным дать краткую характеристику каждого террейна со ссылкой на известные литературные источники. Юго-запад Хоккайдо занимает юрский аккреционный террейн Ошима, образованный когерентными аркозовыми турбидитами и терригенными меланжами с экзотическими блоками известняков, яшм, базальтов океанических островов и кремнистых алевролитов, изменяющихся по возрасту от позднего карбона до юры (Kawamura, et al., 1986; Kiminami et al., 1992).
Аккреционный комплекс прорван раннемеловыми (120-96 млн. лет) гранитами субдукционно-коллизионной природы, сопоставимыми с породами окраинно-континентального плутонического пояса (Tsuchiya et al., 1986). Террейн Ошима сопоставляется с среднеюрско-берриасскими террейнами аккреционных призм Центрального Сихотэ-Алиня и о. Хонсю (Самаркинский, Северный Китакими, Мино-Тамба, Isozaki, 1996; Maruyama, 1997; Kemkin, Kemkina, 2002). Восточнее расположен линейный островодужный террейн Ребун-Кобато, часто включаемый в террейн Ошима (Kiminami et al., 1986, Niida, Kito, 1986). В его составе преобладают лавы и гиалокластиты толеитовых андезитов и базальтов и вулканогенно-осадочные породы, биостратиграфически датированные берриасом-барремом в горах Кобато на западе Хоккайдо (Nagata et al., 1986) и валанжином-барремом на о. Ребун (Ikeda, Komatsu, 1986). В то же время гиалокластиты нижней части вулканического комплекса Кобато датированы (К-Аг) 101.3+2.7 млн. лет (Takigami, 1984). Ограничения террейна и его основание нигде не обнажено, что оставляет варианты для тектонических интерпретаций. В большинстве предшествующих работ он рассматривался как фрагмент раннемеловой приконтинентальной островной дуги. Осевая часть Хоккайдо обычно рассматривается как тектонический пояс Сорачи-Иезо, в котором в сложных тектонических взаимоотношениях (см. рис. 1) находятся добарремские вулканогенно-кремнистые океанические комплексы (группа Сорачи), готерив (?) - баррем - палеоценовые флишевые, турбидитовые и мелководно-морские толщи (супергруппа Иезо), их метаморфизованные аналоги и многочисленные серпентинитовые меланжи с чешуями офиолитов и высокобарических пород (метаморфический пояс Камуикотан). В настоящей работе они рассматриваются как самостоятельные тектонические единицы, соответствующие по всем критериям определению террейна (Парфенов, 1995; Соколов, 1992, 2003). Согласно этому выделены террейны: Иезо (баррем -палеоценовый турбидитовый), Сорачи (добарремский океанического плато), и Камуикотан (мел-раннеэоценовый субдукционный метаморфический).
В основании террейна Сорачи распространены меланжированные толеитовые и субщелочные океанические базальты и красные яшмы, предположительно, юрского возраста, а верхнюю часть слагают зеленые кремни, кислые туфы, кремнеобломочные и вулканокластические породы, содержащие радиолярии титона - валанжина-готерива (Kito et al., 1986; Kito, 1987; Kiminami, 1992). Для верхней части группы характерны низкокалиевые щелочные базальты океанических островов (Niida, Kito, 1986). Петрогеохимическая характеристика базальтов основания предполагает их формирование в обстановке внутриокенического плато (Kimura, 1994; Tory, 1996; Maruyama, 1997). С породами группы пространственно ассоциируют серпентинитовые меланжи и крупные офиолитовые аллохтоны. Террейн Иезо сложен многокилометровой последовательностью терригенных осадков, имеющих цикличное строение и сформированных в условиях длительной проградации континентального склона палеобассейна к востоку (Kito et al.,1986; Kito 1987; Kiminami et al., 1992; Hirano et al., 1992; Ando, 1997). Террейн образован четырьмя стратиграфическими единицами (группами): Нижнее Иезо (готерив (?)-баррем - средний альб), Среднее Иезо (средний альб — турон-коньяк), Верхнее Иезо (турон-коньяк - кампан) и Хакобучи (Маастрихт - палеоцен). Прерывистыми выходами террейнов Сорачи и Камуикотан структура террейна Иезо разделена на две части, западная из которых является тектонотипом. Нижнее Иезо на некоторых участках согласно залегает на верхних частях группы Сорачи и имеет, в отличие от подстилающих вулкано- и кремнекластических пород, субаркозовый состав и практически не содержит синхронной пирокластики (Kito 1987; Kiminami et al., 1992). В тоже время остаются неопределенности в возрасте подошвы Нижнего Иезо, опускающимся по некоторым оценкам в верхний валанжин-готерив и перекрывающим возраста верхней части группы Сорачи (Kito, 1987; Kiyokawa, 1992; Kiminami et al., 1992). На границе Нижнего и Среднего Иезо, вдоль осевой части террейна зафиксирована структурная перестройка, выразившаяся в частичном размыве подстилающих отложений и накоплении турбидитов с офиолитовой кластикой (Kito et al., 1986; Nagata et al., 1987). Геодинамическая природа террейна трактуется как преддуговой прогиб Ребун-Монеронской дуги и Восточно-Сихотэ-Алиньского вулканического пояса. Вместе с тем, расхождение в возрасте островодужных комплексов и турбидитов Нижнего Иезо, а так же субаркозовый состав последних позволил прийти к выводу об их накоплении вблизи древнего аккреционного комплекса (Ошима или Северный Китаками) и вне влияния островной дуги (Kiminami et al., 1992).
Озерский террейн
Террейн обнажается в северной и северо-восточной частях полуострова. В его строении преобладают тектонически расслоенные позднепалеозойские-раннемеловые базальтово-яшмовые и туфо-кремнисто-терригенные океанические комплексы с тетической фауной, а среднемеловые-палеоценовые преимущественно терригенные толщи распространены более локально, на разных структурных уровнях и отчетливо различаются по составу, строению и генезису. Для восточной части террейна, выделенной как Чайкинский субтеррейн типичны ритмично построенные сантон (?) - кампан -палеоценовые толщи, фациально изменяющиеся от гемипелагических кремнистых алевропелитов до туфотурбидитов и туфогенных флишей с горизонтами олистостром. В западной части террейна, выделенной как Тунайчинский субтеррейн, развиты кампан-палеоценовые аргиллит-алевролитовые толщи с подчиненными прослоями глауконитовых песчаников. В паравтохтоне тектонически расслоенного океанического комплекса в обоих субтеррейнах распространены тектонические пластины альб-сеноманских субаркозовых турбидитов (рис. 8, 10). Они контрастируют с океаническим обликом толщ Озерского террейна, но сходны по составу с апт-сеноманскими когерентными турбидитами Тонино-Анивского террейна. Вместе с тем, они включены в структуру Озерского террейна и отделены от Тонино-Анивского аккреционного комплекса пограничной структурой Вавайского меланжа.
Структура Чайкинского субтеррейна образована относительно крутопадающими пакетами пластин западной-юго-западной вергентности, в то время как Тунайчинский субтеррейн имеет чешуйчато-надвиговую и покровную структуру северного падения (рис. 10, проф. II-II, Ш-Ш, рис. 20). Озерский террейн состоит из шести литогстратиграфических единиц, охватывающих возрастной диапазон от поздней перми до палеоцена включительно. Тектоно-стратиграфическая последовательность хорошо выдержана и наиболее полно изучена в Чайкинском субтеррейне (рис. 21). Апт?-сеноманская горбушинская толща субаркозовых турбидитов слагает структурно нижние пластины, подстилающиеся Вавайским меланжем. Они перекрыты тектонически расслоенным комплексом океанической коры Палео-Мезопацифика, состоящим из верхнепермских-среднетриасовых базальтов великанской толщи, среднетриасовых-юрских конденсированных яшм юнонской толщи и верхнетитонских-нижнемеловых туфосилицитов и туфогенных пород кедровской толщи. Разрез субтеррейна завершает пластина флишоидов и туфотурбидитов кампан-палеоценовой чайкинской толщи, прорванных палеоцен-раннеэоценовые диорит-гранодиоритами. Более представительные разрезы чайкинской толщи слагают крупные аллохтонные пластины в Вавайском меланже (рис.8). В Тунайчинском субтеррейне возрастным аналогом чайкинской толщи являются аргиллит-алевропелитовые толщи, стратиграфически перекрывающие океанический комплекс либо включенные в тектонические покровные структуры. Литостратиграфические подразделения Озерского террейна рассмотрены в последовательности от нижних структурных единиц к верхним и в сопоставлении их восточных (Чайкинский субтеррейн) и западных (Тунайчинский субтеррейн) разрезов.
Разрезы, характеризующие горбушинскую толщу (апт?-сеноман) ранее рассматривались в качестве стратотипических для нижней подсвиты новиковской свиты (Тарасевич, 1973, Тарасевич, Слодкевич, 1973). Толща сложена кварц-полевошпатовыми песчаниками, алевролитами и пачками их флишоидного переслаивания. Опорный разрез толщи (Чайкинский субтеррейн) изучен на охотоморском побережье полуострова между р. Перевальной и м. Грозный и расчленен зоной меланжа на две пластины. Южная вскрывается близко к простиранию пород и не представительна для описания. В северной пластине (от р. Горбуша до р. Перевальной) породы имеют северо-западное простирание и, согласно внутреннему строению, опрокинуты к юго-западу (рис. 22, 23). С севера на юг в опрокинутой последовательности залегают: Пачка 1. Кварц-полевошпатовые песчаники светло-серые гиганто-крупнослоистые с подчиненными прослоями алевропелитов. Из алевролитов выделены радиолярии широкого возрастного диапазона от верхов верхней юры — до верхов нижнего мела (определения Н.Ю. Брагина): Holocryptocanium. barbui Dumitrica. Мощность 330 м. Пачка 2. Чередование серых крупнослоистых кварц-полевошпатовых песчаников с тонкими прослоями черных алевролитов и пачек флишоидного переслаивания песчаников и алевролитов с подчиненными прослоями гравелитов и крупнозернистых песчаников с галькой кремней. В флишоидных пачках породы имеют градационную слоистость, проявленную в основании пачек. Для песчаников фиксируется обогащение алевролитовым материалом в видимой подошве слоев, более резкие контакты в кровле. Эти признаки указывают на опрокинутую последовательность напластования. Из алевролитов выделены радиолярии широкого возрастного диапазона от верхнего титона до верхов нижнего мела: Holocryptocanium. barbui Dumitrica, Pseudodictyomitra carpatica (Lozyniak). Мощность пачек изменяется от 10 до 60-70 м. Общая мощность средней части- 375 м. Пачка 3. Темные-серые до черных алевропелиты с линзовидными, будинированными прослоями песчаников и пачками флишоидного переслаивания песчаников и алевролитов с прослоями гравелитов с мелкой галькой черных алевролитов. Мощность 320 м. Общая видимая мощность разреза 1025 м. В Тунайчинском субтеррейне, на северо-западе полуострова толща обнажается в береговых обрывах к востоку от м. Юнона и в тектонических окнах под покровом яшм юнонской толщи (рис. 20). Здесь она сложена слаботуфогенными разнозернистыми до гравийной размерности высококварцевыми-полевошпатовыми песчаниками с прослоями туфоалевролитов, песчанистых алевролитов, псаммитовых и пелитовых туффитов. Из туфоалевролитов выделены радиолярии верхов нижнего мела (апт-альб)-сеномана (определения Л.И. Казинцовой): Holocryptocanium barbui Dumitrica, Thanarla veneta (Sguinabol). Характерной особенностью толщи является аркозово-литический щелочнополевошпатовый (до 10%) и плагиоклазовый (до 30-35%) с средне-кислоэффузивной и гранитной кластикой (до 35-40%) состав песчаников. Количество кварца изменяется от 15-20% в охотоморском разрезе толщи до 25-30% в северных и западных разрезах. Эти особенности находят отражение на вариационной диаграмме составов песчаников, выделяя поле горбушинских песчаников среди песчаников других толщ (рис. 16). Резкое преобладание кислоэффузивной и гранитной кластики характерно для песчаников нижних пачек толщи, тогда как в верхних частях распространены песчаники с альбитофир-яшмовым и андезибазальтовым составом обломков.
Рассмотренные особенности проявлены в химическом составе песчаников, обладающих умеренной до аномально высокой кремнистостью (70-78 %), низкой общей железистостью (2,5-3 %) и магнезиальностью (0,5-1,5%), высокой щелочностью ( 6 %) с преобладанием К над Na и более низкими в сравнении с песчаниками других толщ содержаниями окиси натрия (до 3 %).
Возраст толщи согласно бедным комплексам радиолярий определен поздним ранним мелом (апт (?) - альб) до сеномана включительно. Сравнительный анализ горбушинской толщи с одновозрастными подразделениями Хоккайдо-Сахалинской складчатой системы показал ее сходство по широкому развитию субаркозовых кварц-полевошпатовых песчаников с турбидитами группы Нижнее Иезо Центрального Хоккайдо (Kiminami et al., 1992) и с кварц-полевошпатовыми песчаниками, выделяемыми в основани остринской свиты Центрального Сахалина (Рождественский, 1983). Великанская толща (верхняя пермь-средний триас) слагает пластины в основании тектонически расслоенного палеоокеанического комплекса, структурно перекрывая породы горбушинской толщи. Она сложена метабазальтами, кластолавами гиалобазальтов и гиалокластитами с резко-подчиненными прослоями яшм.
Мерейская шовная зона
Субмеридиональная полоса терригенных меловых отложений шириной 4-6 км, протягивающаяся от побережья Анивского залива через бассейны рек Мерея, Комиссаровка, Подорожка, и включающая в северной части разрозненные выходы сургучных яшм, базальтов и туфов, габброидов и серпентинитов, рассматривалась ранее как восточный фланг Западно-Сахалинского террейна и его мезозойского основания, осложненый миоценовыми правыми сдвигами (Рихтер, 1986; Зябрев, 1992; Ханчук, 1993). Этот район является не только географическим местом сочленения Тонино-Анивского полуострова с южной частью острова Сахалин, но и узлом топографической разграфки, в котором соединяются 4 листа м-ба 1:200000. В результате, до последнего времени представления о геологическом строении этой весьма узкой полосы премущественно меловых отложений базировались на результатах различных полистных съемок 60-х годов (Семенов, 1970; Тарасевич, 1973; Тарасевич, Слодкевич, 1973; Саяпина, 1958) и единичных тематических исследований анивского побережья (Рихтер, 1986; Зябрев, 1992).
Своеобразие этой структуры было подмечено А.В. Рихтером, выделившим меловые отложения в Мерейско-Тымовскую структурно-фациальную зону, занимающую промежуточную структурную позицию между разрезами терригенного мела Западного Сахалина и хаотическими комплексами Тонино-Анивского полуострова. Им была показана сокращенная мощность меловых отложений (до 2000 м), в сравнении с западно-сахалинскими разрезами, их несогласное с размывом залегание на подстилающих вулканогенно-кремнистых толщах и широкое развитие в нижних частях разреза туфогенных образований. Алевролитовый состав отложений и единичные находки верхнемеловых аммонитов и иноцерам в верхней части, а также повышенная туфогенность низов, охарактеризованных редкими альб-сеноманскими радиоляриями позволили сопоставить эти подразделения с сеноман-кампанской быковской и альб-сеноманской найбинской свитами Юго-Западного Сахалина. Вулканогенно-кремнистые отложения, были отнесены к юрско-нижнемеловой новиковской свите (Тарасевич, Слодкевич, 1973; Государственная, 1995) либо выделялись в доверхнемеловой яшмово-базальтовый комплекс (Рихтер, 1986).
Последние геологические исследования (Государственная, 2001) установили более широкий мел-палеоценовый возрастной диапазон терригенных отложений, различное строение нижнемеловых разрезов в северной и южной частях структуры, широкое развитие глинисто-сланцевых меланжей и высокую степень тектонической дезинтеграции толщ с преобладанием сдвиговой тектоники. Эти материалы явились основанием для выделения Мерейской сдвиговой зоны, разделяющей структуры Тонино-Анивского п-ва и южной части о. Сахалин, хотя нижние части мелового разреза были сопоставлены с нерасчлененными айской и найбинской свитами Юго-Западного Сахалина. Мерейская зона была прослежена как структурное поднятие доверхнеэоценового фундамента через весь залива Анива в направлении пояса Идоннаппу Центрального Хоккайдо, где также установлено широкое развитие сдвиговой тектоники с ранними левосдвиговыми структурными парагенезисами и поздними правыми (Kiyokawa, 1992).
В данной работе, с учетом накопленного материала, Мерейская зона интерпретируется как сдвиговая сутура, с одной стороны отделяющая структуры аккреционных терреинов от структур континентальной окраины, а с другой, контролирующая северное перемещение терреинов вдоль окраины на протяжении позднего мела-раннего палеогена. В строении Мерейской зоны выделено три литостратиграфических единицы, имеющих черты сходства с одновозрастными толщами сопряженных терреинов, и зоны глинисто-сланцевого меланжа с широким спектром тектонических включений (рис. 36). Наиболее широко распространены верхнемеловые-палеоценовые алевропелиты, сходные с верхней единицей Тунайчинского субтеррейна и одновозрастными толщами на южном обрамлении Сусунайского хребта. Дотуронские породы разделены на туфотерригенную и кремнисто-глинистую толщи, распростроненные в южной» и северной частях зоны, соответственно, и разделенные зонами меланжей.
Туфотерригенная толща (нижний мел) обнажается в южной части Мерейской зоны, в тектонических блоках в бассейне р. Мерея и в береговой полосе зал. Анива к востоку от ее устья. Наиболее полно толща обнажена и изучена в уступах низких морских террас к востоку от устья р. Мерея (рис. 37). Границы и внутреннее стоение толщи осложнены напряженной тектоникой, что затрудняет ее стратификацию. Севернее взаимоотношения с алевропелитовой толщей предполагаются как согласные, но также осложненые тектоникой. Толща представлена чередованием алевролитов и аргиллитов с прослоями высококварцевых песчаников, кремнистых аргиллитов и крупнослоистыми пачками чередования вулканокластических и пирокластических пород. Среди туфотерригенных пород преобладают туфоаргиллиты с синхронной кисло-средней пирокластикой, псаммитовые туф фиты и витрофировые литокластические туфы преимущественно средне-кислого, реже основного состава. В подчиненном количестве встречаются линзы туфосилицитов. Туфоалевролиты и туфоаргиллиты образуют пачки переслаивания мощностью до 7-10 м и содержат будинированные прослои туффитов мощностью от 0,3 м до 3,5 ми туфов андезидацитов и андезитов от алевролитовых до псефитовых мощностью от 0,2 до 3 м. Туффиты и туфы относятся к малокварцевым (до 5%) обильноплагиоклазовым (30-35%) разностям с резким преобладанием (до 50-60%) обломков кисло-средних магматических пород и часто обильными радиоляриями в тонкозернистом кремнисто-хлоритовом цементе. Редко встречены разности обогащенные (до 45-50%) обломками гиалобазальтов. Остатки микрофауны в большинстве случаев из-за перекристаллизации имеют плохую сохранность. В нескольких точках из туфоаргиллитов и туфосилицитов выделены радиолярии баррема-альба и апта-альба (определения Н.Ю. Брагина): Holocryptocanium barbui Dum., Н. tuberculatum Dum., Dictyomitra sp., Tecosphaera sp., Porodiscus sp., Stylosphaera ex gr. lanceola Parana, Conocarposphaera sp.; Archaeosprongoprunum sp., Excentropylomma cenomana Dum., Cyrtocalpis operosa Tan., Lithocampe (?) sp., Theocampe sp. В восточной части выхода толщи, вблизи м. Юнона из туфоалевролитов выделены радиолярии берриаса-валанжина: Crolanium pythiae Shaaf., Zifondium cf. lassenensis Pessagno, Orbiculiforma sp., Acaeniotyle umbelicata Foreman, A. diafrogona Foreman, Alievium helenae Shaaf., Eucyrtis micropora Foreman, Ristola cf. altissima (Riist.), Emiluvia sp., Spongocapsula sp. Эти данные указывают на возрастной диапазон толщи в пределах всего раннего мела, параллелизуя ее с кедровской толщей Озерского террейна. Следует отметить весьма низкую кремнистость туфотерригенной толщи, что не характерно для неокомовых толщ не только Юго-Восточного Сахалина, но и Хоккайдо. Эта особенность остается недостаточно ясной и может быть связана как с аллохтонностью туфотерригенной толщи, так и с возможным переотложением неокомовых радиолярий в апт-альбские слои.
Будинированные слои туфов и туффитов часто представляют собой сильно сжатые до линзовидных замки реликтовых складок (рис. 37). В береговом разрезе фиксируется до трех разновременных структурных планов, более поздний из которых является главным и представлен сочетанием изоклинальных и опрокинутых к юго-востоку складок с крутым (20-60) погружением шарниров к юго-западу, сквозного кливажа и чешуйчатых сместителей северо-восточного простирания. Зоны нарушений имеют аккреционные уступы на плоскостях скольжения и сопровождаются гофрировкой, складками волочения и плойчатостью в прилегающих породах, однозначно указывающими на левосдвиговую природу деформаций. Более ранние деформации фиксируются по замкам изоклинальных складок, вторично изогнутых и будинированных в зонах левосдвиговых дислокаций. В бассейне р. Мерея установлено северо-восточное простирание толщи с изменением падения слоев от северо-западного до юго-восточного, что повторяет особенности берегового разреза. Постскладчатые деформации представлены зонами субмеридиональных правых сдвигов, расчленивших толщу на линейные и клиновидные блоки со смещенными частями разрезов.
Восточно-Сусунайский субтеррейн
Восточно-Сусунайский субтеррейн образован мезозойскими вулканогенными, кремнисто-терригенными и меловыми терригенными толщами, сохранившими черты стратификации и неравномерно метаморфизованными в пренит-пумпеллиитовой и зеленосланцевой фациях в самом конце позднего мела-раннем палеогене. Строение субтеррейна закономерно изменяется с юга на север. Это выражено как в смене состава, внутреннего строения и степени метаморфических преобразований разновозрастных толщ, так и в ориентировке структур и изменении структурного стиля деформаций. Метаморфизованные толщи собраны в несколько тектонических пакетов пластин, структура которых подчеркнута метаморфизованным терригенным меланжем, выделенным как симинскиймеланж (рис. 38, 39). Тектоностратиграфия Восточно-Сусунайского субтеррейна Восточно-Сусунайский субтеррейн сложен четырьмя лито-стратиграфическими толщами: анненской триасово-юрской метабазальтовой, онежской юрско-нижнемеловой метаяшмово-сланцевой, жуковской нижнемеловой метатуфо-базальтовой и шуйской альб-верхнемеловой метатурбидитовой. Метавулканогенно-кремнистые толщи более широко распространены в южной части субтеррейна, а метатерригенные преобладают в его северной части. Разрезы толщ изучены в разных пакетах пластин и суммированы в сводной тектоно-стратиграфической колонке (рис. 43).
К анненской толще (триас-юра) отнесены все крупные выходы метабазальтов. Ранее они включались в состав дербышевской свиты (Семенов, 1970), зеленосланцевой и зеленокаменной толщ (Егоров, 1969а), чапаевской, симинской и синявинской свит (по В.Ф. Евсееву). Метабазальты неравномерно распределены в структуре Восточно-Сусунайского субтеррейна (рис. 38). Крупные пластины метабазальтов слагают структурно нижние пластины в основании всех тектонических пакетов, а мелкие чешуи включены в симинский меланж, где обычно слагают линзовидные замки изоклинальных складок. В большинстве случаев пластины метабазальтов имеют тектонические контакты и ограничены синметаморфическими зонами разломов. Вблизи контактов породы разлинзованы, вторично рассланцованы и пронизаны зонами листоватых черных сланцев. Контакты стратиграфического типа метабазальты имеют, предположительно, с породами онежской толщей в южной части субтеррейна. В этих разрезах они быстро сменяются пачками сланцеватых метаяшм и кварцитов, без рассланцевания и разлинзования на контакте. Толща представлена метабазальтами и метадолеритами, местами переходящими в метагаббро. В зонах интенсивных деформаций породы преобразованы в зеленые ортосланцы. В центральной и северной частях субтеррейна метабазальты включают пачки рассланцованных гиалокластитов и зеленых парасланцев по ним. В южной части (район г. Майорская) содержат линзы и маломощные (до 10 м) пачки микрокварцитов, маркирующих по-видимому, верхнюю часть толщи. Толща имеет два типа разрезов, различающихся составом базальтов и породными ассоциациями. Первый распространен в центральной части субтеррейна (от широты м. Сима до широты м. Острый), а также слагает пластину метабазальтов м. Синявина (рис. 38). Второй развит в южной части субтеррейна и незначительно на широте м. Острый, где слагает тектонические пластины в основании Северо-Сусунайского тектонического пакета пластин.
В разрезах первого типа доминируют потоки темно-зеленых массивных афировых, реже порфировидных метабазальтов и пластины метадолеритов, метаморфизованные до альбит-эпидот-амфиболовых и хлорит-актинолитовых сланцев. Для этих разрезов характерно грубое чередование массивных разностей с линзовидными сланцеватыми зелеными сланцами по гиалокластитам и лавобрекчиям. В базальтах местами сохранена уплощенная шаровая отдельность. Кварцитовые прослои единичны при мощности до 1-2 м. Разрезы этого типа изучены во фронте Бахуринского пакета пластин, вдоль охотоморского побережья к северу от м. Бол. Быкова (рис. 38,44). Метабазальты смяты в крупные изоклинальные, опрокинутые к ЮЗ складки и надвинуты на кремнисто-терригенный разрез онежской толщи, относящейся уже к Симинскому пакету пластин. С юга на север и снизу вверх разрез следующий: 1. Зона контакта онежской и анненской толщ. Метаморфизованный тектонический меланж, состоящий из будированных и разлинзованных серых слюдистых кварцитов, зеленых пумпеллиит-хлоритовых ортосланцев с реликтами пироксенов (авгит), вишнево-бурых гематит-эпидот-хлоритовых ортосланцев и гематитистых кварцитов, зажатых в тонкосланцеватом мусковит-хлорит-альбит-кварцевом матриксе. Мощность 70 м. 2. Массивные, слаборассланцованные порфировидные метабазальты соссюрит-пумпеллиит-хлоритового состава с уплощенными катаклазированными порфиробластами пироксена (авгит). Участками породы интенсивно рассланцованы и перекристаллизованы до линзовидно-полосчатых бластотектонитов серицит-хлорит-стильпномелан-эпидотового состава. Мощность 180-200 м. 3. Чередование зеленых массивных и слаборассланцованных метабазальтов, с пакетами линзовидного чередования сланцеватых кварцитовидных ортосланцев, слюдистых кварцитов, гематит-альбит-хлоритовых и хлорит-стильпномелан-актинолитовых сланцев, голубовато-серых мусковит-хлорит-рибекитовых сланцев. Массивные ортосланцы и кварциты фиксируют замки изоклинальных, опрокинутых к ЮЗ складок. Сланцеватые разности слагают их крылья. Реконструируемая мощность не более 200 м. 4. Грубое чередование хорошо рассланцованных полосчатых и плойчатых альбит-хлорит-эпидотовых, гематитизированных вдоль метаморфической полосчатости сланцев с массивными светло-зелеными порфировидными метабазальтами. В эпидот-гематитовых сланцах по сланцеватости зажаты крупные (до 30 м) линзы чешуйчато-зернистых несланцеватых пумпеллиитактинолит-хлоритовых с Na-пироксенами ортосланцев и полосы голубовато-серых магнезиорибекит-альбит-кварцевых сланцев. Мощность около 100 м. 5. Амфиболизированные базальты, долериты и линзы габброидов, амфибол-пумпеллиитовых и стильпноменлан-кроссит-хлоритовых сланцев. Породы массивные несланцеватые с бластопорфировыми выделениями пироксена. Насыщены сетью кварц-карбонатных прожилков и интенсивно пиритизированы. Мощность около 100 м. 6. Чередование массивных слаборассланцованных метабазальтов с фрагментами подушечной отдельности и хлорит-пумпеллиитовых ортосланцев с реликтами пироксенов (преобладают) с интенсивно рассланцованными линзовидно-полосчатыми зелеными хлорит-актинолитовыми и бурыми хлорит-гематит-эпидотовыми сланцами. Массивные ортосланцы участками переходят в голубовато-серые тонкополосчатые хлорит-пумпеллиит-рибекитовые сланцы. В актинолитовых сланцах присутствуют линзы гранатовых амфиболитов, эпидот-роговообманковых сланцев и кварцитов с реликтовыми брекчиевыми текстурами. Мощность не менее 200 м. Общая мощность толщи не менее 600 м.
Южные (слой 2) и северные (слои 5 и 6) выходы массивных, порфировидных метабазальтов, могут соответствовать единому стратиграфическому уровню, сдвоенному в процессе расчешуивания толщи. В разрезах второго типа преобладают порфировидные и миндалекаменные метабазальты, чередующиеся с пачками зеленых и бурых парасланцев по гиалокластитам и туфобрекчиям. С ними часто ассоциируют будинированные горизонты пестроцветных и серых микрокварцитов и редкие линзы мраморов и мраморизованных известняков. Метабазальтовые пачки достигают мощности 200-300 м (г.Майорская,). Мощность кремнисто-известковых образований не превышает 20-25 м. Разрезы этого типа характеризуются грубым, ритмичным чередованием вышеназванных разностей с преобладанием метабазальтов, метаморфизованных в краевых частях пластин в пренит-пумпеллиитовой и зеленосланцевой фациях. В фронтальных частях пластин степень метаморфизма достигает высших субфаций пумпеллиит-актинолитовой фации с развитием Na-актинолитов, стильпомелана, редко лавсонита, рибекита (м. Острый).
