ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2015, том 463, № 3, с. 317–322 317 Одна из важнейших фундаментальных проблем современной геологии – выяснение палеогеогра фических, палеогеодинамических обстановок формирования и эволюции осадочных бассейнов, фрагменты которых, в частности, устанавливаются в террейнах древних орогенных поясов, аккрети рованных к восточной окраине континента Ев разия. Особое внимание привлекают террейны, представляющие собой фрагменты турбидитовых бассейнов, имеющих различное происхождение и геодинамическая типизация которых соответ ственно затруднена [1, 2]. Пример террейна такого типа – мелкайнозойский ЗападноСахалин ский, образованный толщами осадочных и вулка ногенноосадочных пород общей мощностью до 17000 м. Террейн протягивается полосой шириной до 70 км вдоль побережья Татарского пролива на 650 км. Его границы – ЗападноСахалинская, ТымьПоронайская системы разломов (рис. 1). Объектами изучения были альбдатские в различ ной степени дислоцированные отложения мощ ностью до 9000 м, среди которых широко развиты турбидиты, а также горизонты алевролитов, пес чаников, гравелитов, конгломератов [3]. Много численными исследованиями ([4, 5] и др.) уста новлено, что разрезы мела южной и северной ча стей террейна значительно различаются по мощностям и обстановкам осадконакопления. Отложения южной части (рис. 1) представлены преимущественно тонкообломочными терриген ными образованиями (алевролиты и менее песча ники), объединенными в айскую, найбинскую, быковскую, красноярковскую свиты. В основа нии разреза отложений северной части залегает берриасальбская вулканогеннокремнистая само хинская толща, формировавшаяся на различных участках океанической плиты [5]. Альбдатские терригенные отложения объединены в буюклин скую, побединскую, тымовскую, верблюжегор скую, арковскую, жонкьерскую, красноярковскую свиты. В их разрезах значительно увеличивается роль песчаных пород и присутствуют многочислен ные пачки ритмичного строения. Следует отметить минимальное влияние на процессы осадконакоп ления конседиментационного андезитоба зальтового вулканизма, который фиксируется главным образом на сеноманском и маастрихт ском уровнях разреза. Особенности строения разрезов меловых отло жений террейна свидетельствуют о накоплении осадков в морских обстановках – мелководных и значительно более глубоководных. О мелководно сти обстановок свидетельствуют текстурные осо бенности отложений, грубообломочные породы, остатки мелководной фауны, обильный раститель ный детрит, наблюдаемые переходы в континен тальные угленосные отложения. Среди относитель ГЕОЛОГИЯ ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ И ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ МЕЛОВЫХ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЗАПАДНОСАХАЛИНСКОГО ТЕРРЕЙНА © 2015 г. А. И. Малиновский, В. В. Голозубов, С. А. Касаткин Представлено академиком РАН Ханчуком 11.11.2014 г. Поступило 01.12.2014 г. На основании анализа и интерпретации результатов изучения вещественного состава терригенных пород устанавливаются источники питания и обстановки формирования меловых отложений За падноСахалинского террейна. Седиментация происходила вдоль границы континент–океан на фоне крупномасштабных левосторонних трансформных скольжений плиты Изанаги относительно ЕвроAзиатского континента при малой роли вулканических процессов. Основным источником ве щества была энсиалическая островная дуга, а также гранитнометаморфические породы зрелой континентальной окраины и фрагменты древних аккреционных призм, в строении которых участ вовали офиолиты и кремни. DOI: 10.7868/S0869565215210173 УДК [552.14:551.242.22] (571.64) Дальневосточный геологический институт Дальневосточного отделения Российской Академии наук, Владивосток E$mail: malinovsky@fegi.ru, mal44@mail.ru 5 318 ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК том 463 № 3 2015 МАЛИНОВСКИЙ и др. 40 км 1 7 2 8 3 9 4 10 5 11 6 12 47° 48° 49° 50° 51° с.ш. 141° 142° 143° 144° 145° C Южная часть Северная часть 1000 м 500 0 в.д. А ль б С ен ом ан Т ур он К он ья к С ан то н К ам п ан М аа с Д а н и й М аа ст ри хт Д а н и й тр и хт А ль б С ен ом ан Т ур он К он ья к С ан то н К ам п ан Б ер ри  ас A п т С ам о Б ую  хи н ск ая кл и н ск ая П об ед и н ск ая Т ы м ов ск ая В ер бл ю ж ег ор  ск ая А рк ов ск ая Ж он кь ер ск ая К ра сн оя рк ов ск ая залив Терпения ОХОТСКОЕ МОРЕ Т а т а р с к и й п р о л и в залив Анива З а п а д н о  С а х а л и н с к а я с и с т е м а р а з л о м о в Т ы м ь  П о р о н а й с к а я с и с т е м а р а з л о м о в Быков ЮжноСахалинск Холмск Углегорск Рис. 1. Схематическая геологическая карта ЗападноСахалинского террейна и литологостратиграфические колонки его южной и северной частей. Карта: 1 – меловые терригенные образования, 2 – палеоценплиоценовые терригенные и вулканогенные образова ния, 3 – террейны и перекрывающие комплексы Восточного Сахалина, 4 – разломы. Колонки: 5 – конгломераты, гра велиты, 6 – песчаники, 7 – алевролиты, аргиллиты, 8 – ритмичное переслаивание песчаников и алевролитов, 9 – ба зальты, 10 – туфы, туффиты, 11 – кремнистые, кремнистоглинистые породы, 12 – угли. но глубоководных отложений выделяются толщи двух типов [5]: 1) глубоководных илов, накапливав шихся в относительно спокойных условиях бассей новой равнины и нижней части континентального склона; 2) турбидитов, обладающих всеми харак терными для них признаками. Турбидиты нередко ассоциируют с конгломератами, гравелитами, гру бозернистыми песчаниками, формировавшимися высокоплотностными зерновыми и дебризными потоками. Такой генетический набор отложений К ра сн оя рк ов ск ая Б ы ко вс ка я Н ай би н ск ая А й ск ая ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК том 463 № 3 2015 ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ И ОБСТАНОВКИ 319 предполагает их накопление в широком спектре об становок подводного континентального склона, его подножья и на прилегающих участках бассей новой равнины. Основными агентами транспор тировки и отложения обломочного материала бы ли гравитационные потоки различной плотности, состава и происхождения. Полученные данные свидетельствуют о восточном направлении транспортировки кластики [5]. Относительно палеотектонической обстанов ки формирования меловых отложений террейна существуют разнообразные точки зрения. Тер рейн рассматривали как фрагмент краевой части Охотоморской плиты [6], аналог глубоководного желоба [7], фрагмент преддугового прогиба для МонероноСамаргинской островной дуги [5, 8]. По нашему мнению, модели, предусматриваю щие седиментацию в пределах одной из зон ак тивных окраин [5–8], для рассматриваемой ситуа ции маловероятны. Для разрезов мела ЗападноСа халинского террейна характерны крайне малая роль конседиментационного вулканизма, отсутствие структурных, текстурных признаков, которые поз волили бы отнести эти образования к надсубдукци онным аккреционным призмам. С перечисленны ми особенностями состава преимущественно позд немеловых отложений ЗападноСахалинского террейна резко контрастируют замещающие их по латерали наземные вулканиты ВосточноСихотэ Алинского вулканического пояса, фиксирующие активную окраину Андийского типа [1, 2]. С уче том этих обстоятельств, а также имеющихся дан ных о характере динамокинематических соотно шений континентальной и океанической плит в меловое время, высказано предположение о фор мировании отложений ЗападноСахалинского террейна на участке окраины, где субдукция сме нилась скольжением океанической плиты отно сительно края континента [2]. Цель нашей публи кации – проверить это предположение на основе анализа и интерпретации результатов изучения вещественного состава терригенных пород. Для определения состава областей питания и выяснения палегеодинамических обстановок фор мирования отложений ЗападноСахалинского се диментационного бассейна исследовали веще ственный состав песчаных и глинистоалевритовых пород. По породообразующим компонентам песча ники террейна – кварцполевошпатовые, полево шпатовокварцевые граувакки. Кварца в породах не более 40%, полевых шпатов до 60%, среди облом ков преобладают кремнистые, терригенные, эф фузивные породы, более редки кварциты, слюди стые сланцы. Палеогеодинамическая интерпре тация состава породообразующих компонентов на диаграмме Q–L–F [9] (рис. 2а) свидетельству ет, что осадконакопление происходило на актив ной континентальной окраине в бассейне, свя занном с крупными сдвиговыми дислокациями по трансформным разломам. Область же питания 20 40 60 80 GMMT 80 60 40 20 MF (б) Вулканические и глубоководные районы (a)Q 20406080L F 20 20 40 40 60 60 80 80 FA BA CA SS TE Тихого океана и окраинных морей Активные континентальные окраины, континентальные шельфы и склоны окраинных морей Пассивные и трансформные континентальные окраины Рис. 2. Геодинамическая интерпретация состава породообразующих компонентов (а) и тяжелых минералов (б) песча ников ЗападноСахалинского террейна. а – типы бассейновых обстановок. Бассейны пассивных континентальных окраин (ТЕ); бассейны активных конти нентальных окраин: осложненные сдвиговыми дислокациями по трансформным разломам (SS), сопряженные с окра инноконтинентальной магматической дугой (CA), с океанической вулканической дугой (FA – преддуговые, BA – за дуговые). Q – кварц, L – обломки пород, F – полевые шпаты. б – ассоциации тяжелых минералов. Суммы содержаний: MF – оливина, орто, клинопироксенов, зеленой роговой обманки; MT – эпидота, граната, синезеленых амфиболов; GM – циркона, турмалина, ставролита, дистена, силли манита, андалузита. 5* 320 ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК том 463 № 3 2015 МАЛИНОВСКИЙ и др. совмещала в себе сиалическую сушу и зрелую глу боко эродированную энсиалическую островную дугу, в которой эрозия достигла полнокристалли ческих батолитов, подстилающих вулканиты. Известно, что различным тектоническим об становкам седиментации свойственны свои ассо циации тяжелых минералов. Все тяжелые обло мочные минералы песчаников ЗападноСахалин ского террейна с известной долей условности можно разделить на две ассоциации. В преобла дающую сиалическую (в отдельных пробах до 90% всех минералов) входят типичные гранитно метаморфические минералы, %: циркон (до 80), гранат (до 40), турмалин (до 25), апатит (до 20), сфен (до 4). В фемическую ассоциацию, находя щуюся в подчиненном количестве (до 55%), вхо дят минералы вулканокластики, %: орто (до 4), клинопироксены (до 50), роговая обманка (до 30), хромит (до 35), магнетит (до 35). Анализ ассо циаций тяжелых минералов на диаграмме MF– MT–GM [10] (рис. 2б) свидетельствует, что они формировались под влиянием двух главных ис точников сноса. Источником фемической ассо циации были вулканиты энсиалической остров ной дуги, а сиалической – гранитнометаморфи ческие породы фундамента этой дуги и (или) зрелой континентальной окраины. Тип вулканических источников питания опре деляют по микрохимическому составу некоторых обломочных минералов. Клинопироксены из песчаников террейна на диаграмме [11] (рис. 3а) соответствуют базальтам островных вулканиче ских дуг и частично базальтам океанического дна, входящих в состав основания разреза террейна (самохинская толща [5]). Хромиты по содержа нию Ti делятся на два типа: низкотитанистые (TiO2 < 1%), источником которых могли быть маг матические породы офиолитов, и высокотитани стые (TiO2 > 1.5%), происходившие, вероятно, из щелочных внутриплитных базальтов. Гранаты по составу соответствуют в основном гранатам из метаморфических пород гранулитовой, амфибо литовой фаций и из кислых интрузивных пород [12] (рис. 3б). По химическому составу западносахалинские песчаники довольно однородны и в целом отно сятся к грауваккам. Состав, %: SiO2 61.83–76.82, TiO2 0.42–0.72, Al2O3 12.28–16.67, FeO + Fe2O3 1.57–7.93, MgO 0.65–2.94, CaO 0.17–3.21, Na2O 2.04–4.13, K2O 0.89–3.67. Палеотектоническая интерпретация химического состава песчаников, приведенная на диаграммах [13] (рис. 4), предна значенных для разделения песчаников из бассей нов различных тектонических обстановок, свиде тельствует о формировании песчаников в бассей не, связанном со сдвиговыми дислокациями по трансформным разломам. Глинистоалевритовые породы по химическому составу близки песчани кам, в них лишь несколько больше Al2O3 13.33– 19.23, TiO2 0.53–0.82, K2O 1.63–4.52, но меньше SiO2 59.28–68.58, Na2O 1.48–3.26%. Интерпрета –2.3 –1.0 –0.9 –0.8 –0.7 F1 –2.4 –2.5 –2.6 –2.7 F2 (a) Базальты Внутриплитные Базальты Внутриплитные 80 80 80 60 40 20 20 20 40 40 60 60 Mg Ca Mn (б) Метаморфизм Амфиболитовая М етам орф изм Гранулитовая Эклогитовая щелочные базальты островных дуг и океанического дна внутриплитные и океанического дна базальты низких давлений и гранитоиды вы соких давлений фация фацияфация Рис. 3. Дискриминационные диаграммы составов (а) клинопироксенов и (б) гранатов из песчаников ЗападноСаха линского террейна и их вероятных источников. F1 –0.012 · SiO2 – 0.0807 · TiO2 + 0.0026 · Al2O3 – 0.0012 · FeO – 0.0026 · MnO + 0.0087 · MgO – 0.0128 · CaO – 0.0419 · · Na2O; F2= –0.0496 · SiO2 – 0.0818 · TiO2 – 0.02126 · Al2O3 – 0.0041 · FeO – 0.1435 · MnO – 0.0029 · MgO – 0.0085 · CaO + + 0.0160 · Na2O. ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК том 463 № 3 2015 ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ И ОБСТАНОВКИ 321 ция химического состава глинистоалевритовых пород не противоречит сделанной по составу пес чаников [3]. Таким образом, строение и вещественный со став терригенных пород ЗападноСахалинского террейна свидетельствуют, что в альбдатское время мощные толщи отложений, среди которых достаточно велика роль гравитационных образо ваний, накапливались на шельфе, подводном континентальном склоне, у его подножия и на прилегающих участках бассейновой равнины. Седиментация происходила вдоль границы кон тинент–океан на фоне крупномасштабных лево сторонних трансформных скольжений плиты Изанаги относительно континента Евразия, при малой роли вулканических процессов. Область питания, поставлявшая обломочный материал в се диментационный бассейн террейна, вероятно, со четала в себе сиалическую сушу, сложенную гранит нометаморфическими и осадочными породами, и энсиматическую островную дугу, которой могла быть МонероноСамаргинская дуга, аккретирован ная к краю континента к моменту заложения этого бассейна. Кроме того, в состав питающей провин ции, вероятно, входили и фрагменты широко рас пространенных в СихотэАлине юрских аккреци онных призм, в строении которых участвовали офиолиты, кремни. Такой “смешанный” состав кластики, вероятно, является главным и характер ным признаком седиментации в бассейнах, связан ных с обстановкой скольжения литосферных плит, когда в область размыва попадают краевые части континентов и ранее аккретированные к ним фраг менты активных окраин [14]. Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 12–05–00119а и проекта ДВО РАН № 12–1–0–ОНЗ–07. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России / Под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2006. 981 с. 2. Голозубов В.В. Тектоника юрских и нижнемеловых комплексов северозападного обрамления Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 2006. 239 с. 1.6 4 8 12 1.2 0.8 0.4 A B C D Fe2O3* + MgO, % K 2O /N a 2 O 6 4 8 12 4 2 A B C D A l 2 O 3/ (C aO + N a 2 O ) 4 8 12 1.2 0.8 0.4 A B C D T iO 2, % 0.3 4 8 12 0.2 0.1 A B C D A l 2 O 3/ Si O 2 Рис. 4. Геодинамическая интерпретация химического состава песчаных пород ЗападноСахалинского террейна. Поля песчаников из бассейнов, сопряженных: А – с океаническими, В – с континентальными островными дугами, С – с активными, D – с пассивными континентальными окраинами. Fe2O – Feобщ.3* 322 ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК том 463 № 3 2015 МАЛИНОВСКИЙ и др. 3. Малиновский А.И. Осадочные бассейны, седимен тационные и постседиментационные процессы в геологической истории. Материалы VII Всерос сийского литологического совещания. Новоси бирск: ИНГГ СО РАН, 2013. С. 223–226. 4. Опорный разрез меловых отложений Сахалина (Найбинский разрез) / Под ред. З.Н. Пояркова. Л.: Наука, 1987. 196 с. 5. Зябрев С.В. // ДАН. 1987. Т. 292. № 1. С. 168–171. 6. Тютрин И.И., Дуничев В.М. Тектоника и нефтега зоносность северозападной части Тихоокеанско го пояса. М.: Недра, 1985. 174 с. 7. Меланхолина Е.Н. Тектоника северозападной Па цифики: соотношение структур океана и конти нентальной окраины // Тр. ГИН. 1988. В. 434. 216 с. 8. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и ост ровные дуги мезозоид СевероВостока Азии. Но восибирск: Наука, 1984. 192 с. 9. Maynard J.B., Valloni R., Yu H.S. TrenchForearc Ge ology: Sedimentation and Tectonics on Modern and Ancient Active Plate Margins. Oxford: Blackwell Sci. Publ., 1982. P. 551–561. 10. Nechaev V.P. // Mar. Geol. 1991. V. 97. P. 167–190. 11. Nisbet E.G., Pearce J.A. // Contribs Mineral. and Petrol. 1977. V. 63. P. 149–160. 12. Teraoka Y. // Bull. Geol. Surv. Jap. 2003. V. 54. № 5/6. P. 171–192. 13. Bhatia M.R. // J. Geol. 1983. V. 91. № 6. P. 611–627. 14. Малиновский А.И., Голозубов В.В. // Тихоокеан. гео логия. 2011. Т. 30. № 5. С. 35–52.