WWW.MASH.DOBROTA.BIZ
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - онлайн публикации
 


Pages:   || 2 |

«ОТЛОЖЕНИЯ ЗАПАДНОЙ КАМЧАТКИ АКАДЕМИЯ Н А У К СССР ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ В. И. Г Р Е Ч И Н МИОЦЕНОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ЗАПАДНОЙ КАМЧАТКИ (СЕДИМЕНТАЦИЯ И КАТАГЕНЕЗ) ...»

-- [ Страница 1 ] --

В. И. ГРЕЧИ Н

МИОЦЕНОВЫЕ

ОТЛОЖЕНИЯ

ЗАПАДНОЙ

КАМЧАТКИ

АКАДЕМИЯ Н А У К СССР

ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

В. И. Г Р Е Ч И Н

МИОЦЕНОВЫЕ

ОТЛОЖЕНИЯ

ЗАПАДНОЙ КАМЧАТКИ

(СЕДИМЕНТАЦИЯ И КАТАГЕНЕЗ)

Труды, вып. 282

И ЗД АТЕЛЬСТВО «Н А У К А »

М ОСКВА

УДК 552.55 551.782 (571.66) Academ y of Sciences of the USSR Order of the Red Banner of Labor Geological Institute V. I. G r e c h i n

MIOCENE DEPOSITS

OF THE W EST KAMCHATKA

(SEDIMENTATION AND CATAGENESIS)

Transactions, vol. Ш В работе характеризуются состав, строение, условия накопления и катагенетические преобразования третичных туфово-кремнистых комплексов, широко распространенных по периферии'северной части Т и хого океана. Наибольшее внимание уделено кремнезему. Де­ тально описаны разрезы, основные типы пород и породообразующих компонентов: терригекный и пирокластический материал, свободный кремнезем, глинистое вещество .


У ста­ навливается, что кремнезем, в том числе пелитоморфный, изначально имел преимущест­ венно органогенную природу. Е г о роль в осадконакоплении соизмерима с ролью терригенного и пирокластического компонентов. В катагенезе происходит постепенное уничто­ жение органогенной структуры и преобразование минеральной формы кремнезема; выде­ ляются три вертикальные зоны: опаловая, кристобалитовая и кварцевая (халцедоновая) .

Вулканическое стекло замещается монтмориллонитами я цеолитами. Установленные на примере миоценовых отложений Западной Камчатки закономерности характерны для всех молодых туфово-кремнистых комплексов периферии северной части Тихого океана. Тип осадконакоплении в миоцене был близок к седиментации в современных окраинных морях этого региона .

Р аб от а рассчитана на широкий круг литологов, а также геологов, занимающихся изу­ чением третичных формаций Д альн его Востока .

Редакционная коллегия:

академик А.В. Пейве (главны й редактор), В.Г. Гербова, А.В. Крашенинников, П.П. Тимофеев Ответственный редактор И.В.Хворова

E ditorial board:

Academ ician A.V. Peive (Editor-in-chief), E.G. Gerbova, A.V. Krasheninnihov, P.P.Timofeev R espon sible editor

–  –  –

Изучение осадконакопления в зоне перехода от океана к континенту имеет важ­ ное значение для понимания истории развития данной специфической области.С этой точки зрения большой интерес представляют очень широко распространен­ ные по периферии северной части Ти хого океана третичные морские вулканоген­ но-осадочные формации, в которых существенную роль играют туфово-кремнис­ тые комплексы. В таких комплексах продукты вулканической деятельности пред­ ставлены пирокластическим материалом, который встречается и в виде гом о­ генных пепловых пластов, и как примесь в других породах. Кремнистые же породы представлены не только органогенными (существенно диатомовыми) разновидностями, но и пелитоморфными, лишенными органических остатков или сохранившими лишь реликты органогенной структуры. О происхождении пелитоморфных разновидностей кремнистых пород существуют разноречивые представ­ ления .





До последнего времени в большинстве районов Советского Д альнего Восто­ ка туфово-кремнистые комплексы не привлекали особого внимания литологов, видимо, и з-за их монотонности и внешнего однообразия, а между тем изучение этих отложений важно и для правильного понимания особенностей кайнозойской истории периферических частей океана и для познания вулканогенно-осадочного литогенеза. Это изучение важно еще и потому, что проблема кремнезема оста­ ется одной из интереснейших в геологии и до сих пор вызывает всевозможные дискуссии .

Данная работа является попыткой в какой-то мере восполнить пробел в ли­ тологическом изучении туфово-кремнистых комплексов. Представлялось важным детально охарактеризовать строение и вещественный состав, выяснить условия накопления и изучить постседиментаиионные преобразования столь широко рас­ пространенных по периферии северной части Ти хого океана образований. Особое внимание уделено изучению кремненакопления, выяснению значения свободного кремнезема в формировании отложений, установлению его генезиса и катагенетическим преобразованиям. В основу работы положено детальное литологи­ ческое изучение морских миоценовых (в объеме, принятом Охинским стра­ тиграфическим совещанием 1 9 5 9 г. ) отложений Западной Камчатки, на приме­ ре которых и разбираются наиболее характерные особенности туфово-кремнис­ тых комплексов .

Для познания геологии Западной Камчатки большое значение имели работы М.Ф. Два ли, Б.Ф. Дьякова, И.Б. Плешакова, Н.М. Маркина, К.Н. Миронова, А.П. Ильиной, Л.В. Криштофович, Ю.Г. Друшица и других сотрудников ВНИГРИ .

Большой вклад в изучение региона внесли также геологи Камчатского террито­ риального геологического управления В.П. Вдовенко, Л.П. Грязнов, Н.Ф. Данилеско, Е.П. Кленов, П.А. Коваль, Т.В. Моррз, К.М. Севостьянов и многие дру­ гие. В последние годы здесь проводили исследования сотрудники Академии Наук: В.В. Меннер, А.Р. Гептнер, Ю.Б. Гладенков, В.Н. Синельникова, Л.И.Ф оть­ янова, А.И. Челебаева и другие. Большинство опубликованных исследований по Западной Камчатке носит стратиграфический характер, и стратиграфия третич­ ных отложений для это го региона разработана в целом довольно хорошо. Лито­ логическое же изучение третичных отложений проводилось по существу лишь сотрудниками ВНИГРИ (Т.В. Ухиной и др.) и в основном для целей нефтяной геологии. Литолого-фациальному анализу третичных толщ посвящены работы Б.Ф. Дьякова ( 1 9 5 7 ). Ю.Н. Пэигоренко и Л.В. Криштофович с соавторами (1 9 6 7 ) .

Настоящая работа, обобщающая результаты литологических исследований миоценовых отложений за период с 1 9 6 6 по 1 9 7 1 г., выполнена в лаборато­ рии вулканогенно-осадочных формаций Геологического института АН С С С Р под руководством доктора геолого-минералогических наук И .

В. Хворовой, которой автор искренне благодарен за большую помощь. Хотя работа и посвящена глав­ ным образом Западной Камчатке, в ней испрлъзовались также материалы, по­ лученные автором при изучении миоценовых отложений Восточной Камчатки (о. Карагинский и п-ов Ильпинский) и Северного Сахалина, а также некоторые литературные данные по формации Монтерей в Калифорнии и третичным форма­ циям Японии. Кроме традиционных полевых наблюдений, детального петрографи­ ческого изучения пород в шлифах и механического анализа проб проводилось исследование вещественного состава пород и отдельных фракций химическим, рентгеноструктурным, ИК-спектроскопическим, термическим и электронно-мик­ роскопическим методами. Все виды анализов выполнены в лабораториях ГИН АН С С С Р. Автор глубоко признателен сотрудникам химической лаборатории и ее руководителю Э.С. Залманэон, работникам шлифовальной мастерской и со т­ рудникам других лабораторий: Т.Г. Елисеевой, А.Л. Соколовой, Т.В. Д алм атову, З.Н. Шальневой, выполнившим большой объем аналитических работ. П ользу­ ясь случаем, автор выражает благодарность Н.В. Ренгартен, Л.Н. Ботвинкиной, А.Р. Гептнеру, М.А. Певзнеру, В.Н. Синельниковой, М.Н. Шапиро, участ­ никам совместных работ на Камчатке Ю.Б. Гладенкову и Л.И. Фотьяновой и другим товарищам за советы и помощь в проведении исследований, а также М.Г. Барановой и Е.М. Киреевой за помощь в оформлении работы .

ГЛАВА ПЕРВАЯ

ОБЩИЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ЗАПАДНОЙ КАМ ЧАТКИ

Полуостров Камчатка расположен в пределах Тихоокеанского подвижного поя­ са, представляющего собой систему молодых складчатых сооружений, остров­ ных дуг и прогибов, которая в виде почти непрерывного кольца охватывает центральную впадину Тихого океана. Общим вопросам строения и развития Тихоокеанского пояса или е го частей в пределах Советского Дальнего Восто­ ка посвящены работы Н.С. Шатского ( i 9 6 0 ), П.Н. Кропоткина и Г.М. Власо­ ва ( i 9 6 0 ), П.Н. Кропоткина ( 1 9 6 1 ), Б.А. Петрушевского ( 1 9 6 4 ), Ю.М.Пущаровского ( 1 9 6 4 ), П.Н. Кропоткина и К.А. Шахварстовой ( 1 9 6 5 ), М.С. Мар­ кова с соавторами ( 1 9 6 7 ) и других ученых .

Складчатая область Камчатки, сформировавшаяся преимущественно в л о зд немеловое и кайнозойское время, по существующим представлениям, входит в современную геосинклинальную систему Восточной Азии, развивающуюся в зоне сочленения крупнейших сегм ентов земной коры - Азиатского материка и Тихого океана. Главной особенностью области является ее тектоническая активность, сопровождаемая в настоящее время землетрясениями и вулкани­ ческой деятельностью. К западу от Камчатки располагается котловина О хотского, к востоку - Берингова морей; на продолжении структур Камчатки к ю гозападу располагается Курильская островная гряда; на ю го-востоке КурилоКамчатский глубоководный желоб отделяет ее от ложа Тихого океана .

В строении Камчатки участвуют разнообразные комплексы пород - от древ­ них метаморфических до современных осадочных и вулканических. Т ела разно­ возрастных интрузивных пород разнообразного состава здесь многочисленны, но невелики по размерам. Доверхнемеловые метаморфические породы, прорван­ ные гранитоидными интрузиями, распространены на незначительных площадях и представлены гнейсами, различными кристаллическими сланцами, филлитами, метаморфиэованными эффузивами. Эти образования, по мнению большинства ис­ следователей, имеют докембрийский и (или) палеозойский возраст и являются древним кристаллическим фундаментом .

Верхнемеловые образования, отвечающие началу нового крупного этапа в развитии области, распространены более широко. Они представлены различны­ ми терригенными, кремнисто-сланцевыми, туфово-кремнистыми толщами, а также очень широко распространенными эффузивно-кремнистыми формациями .

Верхнемеловые эффузивные породы - это спилиты, базальтовые и андезитовые порфириты, кварцевые кератофиры: интрузии - диориты, гранодиориты, габбро, диабазы, пироксениты, перидотиты, дуниты и другие породы .

Наиболее широко распространены палеоген-неогеновые образования, общая мощность которых достигает 1 0 0 0 0 м. Представлены они мощными толщами терригенных, нередко флишевых' отложений, туфово-кремнистыми толщами, эффузивными и пирокластическими образованиями. Присутствуют как морские, так и континентальные фации, нередко угленосные. Палеогеновые эффуэивы базальты и андезиты: среди неогеновых, кроме того, развиты андезито-дациты, дациты, липариты, альбитофиры. Неогеновые интрузивные и субвулканиче­ ские тела разнообразны по составу, это - габбро, диориты, гранодиориты, гра­ ниты, монцониты и другие щелочные породы .

Основные представления о тектоническом строении Камчатки и ее райониро­ вании изложены в работах И.Б. Плешакова ( 1 9 3 8 ), М.Ф. Двали ( 1 9 5 5 ), Б.ф. Дьякова ( 1 9 5 5 ), В.И. Тихонова ( 1 9 5 9 ). М.Б. Беловой с соавторами ( 1 9 6 1 ), А.В. Горячева ( 1 9 6 6 ) и других исследователей. В т. XXXI 'Геологи и С С С Р ' (1 9 6 4 ), содержащем наиболее полный обзор геологического строения полуострова, принята тектоническая схема Г.М. Власова и В.А. Ярмолюка ( 1 9 5 9 ). Согласно этой схем е (рис. 1), в пределах Камчатки выделяются три структурно-фациальные зоны, развивавшиеся унаследованно от позднего мела до конца неогена и различающиеся тектоникой, вулканизмом и седиментацией .

Западно-Камчатская структурно-фациальная зона соответствует краевому проги­ бу Камчатской складчатой области, Центрально— Камчатская - является внут­ ренней вулканической дугой, Восточно-Камчатская зона может быть отнесена к внешней складчатой д уге. Четвертичные вулканиты образуют два пояса Срединный и Восточный, наложенные на более древние структуры .

В современной структуре З а п а д н о - К а м ч а т с к а я з о н а обособляется как крупный прогиб, заполненный в основном третичными вулканогенго-осадочными и осадочными отложениями, во многих местах перекрытыми мощным чехлом четвертичных образований^ .

Этот прогиб, неогеновый разрез которого является основным объектом моего исследования, протягивается вдоль охотского побе­ режья Камчатки от мыса Лопатка до Камчатского перешейка и прослеживает^ ся далее вдоль побережья Пенжинской губы. Максимальная ширина прогиба дос­ тигает 1 7 0 км. К востоку от него располагается Камчатско-Корякский антикли норий, где имеются выходы древних кристаллических пород фундамента, а весь разрез от верхнего мела до современных отложений включительно пред­ ставлен эффузивными и эффузивно-пирокластическими образованиями, связанны­ ми с подводным и главным образом субаэральным вулканизмом. С запада про­ гиб ограничивается впадиной Охотского моря .

В Западно-Камчатском прогибе выделяются структуры второго порядка: Т и гильское, Кинкильское поднятия, Большерецкая, Паланская и Парапольская впадины. Поднятия отличаются от типичных антиклинориев горстовым характе­ ром общей структуры и развитием структур облекания; для впадин характерны пологие дислокации .

Тигильское поднятие расположено в бассейнах рек Белоголовой, Хайрюзовой, Квачины и Тигиля. Сложено оно преимущественно палеоген-неогеновыми, в меньшей степени верхнемеловыми породами .

Кинкильское поднятие находится на продолжении восточной ветви Тигилъског о поднятия, в бассейнах рек Паланы, Лесной, Подкагерной, протягиваясь вдоль берега Охотского моря, и выражено выходами меловых и палеогеновых пород среди неогеновых .

Большерецкая впадина протягивается вдоль западного побережья Камчатки почти от мыса Лопатка до бассейна р. Хайрюэовой. Выполнена впадина преи­ мущественно неогеновыми, а в северной части и палеогеновыми отложениями, смятыми в пологие брахиформные складки .

Паланская впадина располагается к востоку от Тигильского поднятия, в верховьях рек Хайрюэовой, Тигиля, Воямполки и др. Заполнена она главным образом верхнемиоценовыми и плиоценовыми отложениями, смятыми в пологие складки, и на значительной площади перекрытыми четвертичными лавами .

^ В основу краткой характеристики Западно-Камчатского прогиба положены данные, приводимые в X X X I томе 'Геологи и С С С Р ' (1 9 6 4 ). Палеонтологичес­ кое обоснование возраста характеризуемых в этой главе отложений, кроме того, дано в решениях Охинского стратиграфического совещания (Решения..., 1 9 6 1 ), в соответствии с которыми описываются стратиграфия региона, а также в многочисленных работах отдельных авторов: Л.В. Криштофович ( 1 9 6 1 ), А.П. Ильиной ( 1 9 6 3 ), Л.В. Криштофович и А.П. Ильиной (1 9 6 0 .

1 9 6 1 ), М.Ф. Двали ( 1 9 5 7 ), Б.Ф. Дьякова ( 1 9 5 5 ), Ю.Г. Друшица (1 9 6 0, 1 9 6 7 ), Н.М. Маркина ( 1 9 6 1 ), Н.М. Маркина с соавторами (1 9 5 8, I 9 6 0, 1 9 6 9 ) и других исследователей .

Р и с. 1. Тектонические районы Камчатки (В ласов и др., 1 9 6 3 ) 1 - границы тектонических районов; 2 - границы структурно-фациальных зон; 3 - границы наложенных вулканических поясов; 4 и 5 - прогибы; 6 срединные массивы и выступы фундамента; 7 - Срединный вулканический пояс;

8 - Восточный вулканический пояс; 9 - Центрально-Камчатский глубинный раз­ лом. I - Западно-Камчатская структурно-фациальная зона; II - ЦентральноКамчатская структурно-фациальная зона; III - Восточно-Камчатская структур­ но-фациальная зона; С - Срединный массив древних пород; X - Хавывенский выступ; Г - Ганальский выступ; ЛП - Лесновское поднятие; ТП - Тигильское поднятие; ХП - Хайрюзовское поднятие; П - Парапольская впадина; ПВ Паланская впадина; Б - Большерецкая впадина; ВК - Восточно-Камчатский прогиб; ТШ - Тюшевский прогиб Парапольская впааина заходит в пределы Камчатского полуострова своим южным окончанием, занимающим площадь бассейна р. Пусток и Камчатского перешейка. Пологоскладчатые неогеновые образования, выполняющие впадину, на площади Камчатского перешейка перекрыты рыхлыми четвертичными отложения В геологическом строении Западной Камчатки участвуют разнообразные мор­ ские и континентальные вулканогенно-осадочные образования, от меловых до современных включительно .

Меловая система. Верхний отдел. Отложения этого возраста самые древние на Западной Камчатке. По остаткам ископаемой фауны и флоры они датируются сеноманом - сеноном. Однако в некоторых м естах возможно присутствие среди них альбских отложений. Верхнемеловые отложения распространены на ограни­ ченных площадях, обнажаясь в ядрах антиклинальных структур в пределах Т и гильского и Кинкильского поднятий. В районе г. Омгон и в междуречье Б елого­ ловой и Морошечной обнажается так называемая омгонская толща, представ­ ленная темными слабо метаморфизованными песчаниками, алевролитами и аргил­ литами с небольшим количеством мелкогалечных конгломератов. Местами о т ­ мечаются линзы и маломощные пласты каменных углей. В верхах появляются вулканогенные породы - лавы основного состава, туфы, кремнисто-туфогенные породы. Мощность толщи более 1 0 0 0 м. Развитые на остальной территории вфХ не меловые образования отличаются большей ролью вулканогенного материа­ ла и кремнистых пород. Выделяются две серии. Нижняя, лесновская, мощностью более Z 5 0 0 м представлена чередованием зеленоватых песчаников и черных алевролитов и аргиллитов: в верхней части ее появляются прослои туфов и т у фогенно-кремнистых пород. Верхняя, ирунейская, серия мощностью также более 2 5 0 0 м имеет преимущественно вулканогенно-кремнистый состав. Сложена она главным образом измененными андезитовыми порфиритами, лито-кристаллокластическими туфами и разнообразными туфогенно-кремнистыми сланцами .

Палеогеновая система. Отложения этого возраста залегаю т на верхнемело­ вых образованиях с размывом и угловым несогласием и подразделяются на тагильскую (палеоцен - нижний олигоцен) и ковачинскую (средний - верхний олигоцен) серии .

Т и г и л ь с к а я с е р и я представлена комплексом мелководных морских и частично континентальных отложений, распространенных на площади Ти ги льск ого и Кинкильского поднятий в сходных фациях. Сложена она конгломератами, песчаниками, алевролитами и аргиллитами, местами содержащими линзы и плас­ ты углей. Преобладают грубообломочные и песчанистые породы. Серия отлича­ ется невыдержанностью состава и изменчивостью мощностей отдельных свит .

Максимальная общая мощность серии достигает 3 5 0 0 м. К югу от Т и ги льск ог о поднятия мощность сокращается, и в Большерецкой впадине отложения серии, видимо, отсутствуют .

К о в а ч и н с к а я с е р и я сложена туфоаргиллитами и алевролитами с большим количеством карбонатных конкреций. От нижележащих отложений тагильской серии она отличается заметным количеством пирокластического материала;

имеются прослои глинизированных туфов. В некоторых районах серия обогаще­ на песчаным материалом и неотличима от пород тагильской серии, а аргилли­ ты (особенно в верхних частях серии) часто похожи на вышележащие миоце­ новые породы. Поэтому и взаимоотношения серии с подстилающими и перекры­ вающими отложениями не всегда устанавливаются однозначно. Мощность серии на площади Тигильского поднятия достигает 2 0 0 0 м. В районе Кинкильского поднятия и ближайшей часта Паланской впадины ковачинская (возможно, час­ тично и вышележащая воямпольская) серия замещается эффузивами свиты Кин­ кильского м ы са*. Кроме преобладающих в составе свиты базальтов, андезитов и их туфов здесь встречаются экструзивные купола андезитов, дацитов, липа­ ритов и трахитов. На большей части Большерецкой впадины отложения ковачинской серии, вероятно, отсутствуют .

1 Положение этой свиты в разрезе остается не совсем ясным. Некоторые ис­ следователи (Друщиц, I 9 6 0 ) склонны считать ее среднемиоценовой .

Р и с. 2. Схематическая карта выходов неогеновых отложений на Камчатке (составлена по материалам геологических съемок К Т Г У ) Вулканогенно-осадочные и осадочные образования: 1 - верхний миоцен - плиоцен; 2‘ нижний - средний миоцен. Вулканогенные образования: 3 - кислого, 4 - среднего, 5 основного, 6 - смешанного состава; 7 - неогеновые интрузивные тела; 8 - границы меж­ ду литолого-стратиграфическими комплексами; 9 - фациальные границы внутри литолого­ стратиграфических комплексов; 10 - разломы Таблица 1

–  –  –

Неогеновая система. Отложения этого возраста наиболее широко распрост­ ранены во всех частях Западно-Камчатского прогиба (рис. 2 ), на нижележа­ щих образованиях залегаю т несогласно. По принятой в настоящей работе схеме (табл. 1 )^ подразделяются на воямпольскую (нижний - средний миоцен) и кавранскую (верхний миоцен - плиоцен) серии .

В о я м п о л ь с к а я с е р и я представлена довольно однообразным комплексом преимущественно морских отложений, в составе которых значительная роль приРасчленение неогена дается на схем е, принятой в "Геологии С С С Р ", т. XXXI (1 9 6 4 ). Следует отметить, что в последние годы наметилась тенденция к пересмотру возраста характеризуемых отложений (Гладенков, 1 9 7 0, 1 9 7 1 6 ;

Гладенков, Синельникова, 1 9 7 2 ; Синельникова, Друщиц, 1 9 7 1 и д р.). По­ добные представления получили признание на состоявшемся в 1 9 7 4 г. в г. Петропавловске— Камчатском межведомственном стратиграфическом совеща­ нии (материалы его к моменту сдачи книги в печать не опубликованы). Со­ гласно принятым на этом совещании схемам стратиграфический диапазон от­ ложений, описываемых в этой книге как миоценовые (от аманинской до какертской свит и их аналогов) становится олигоцен — среднемиоценовым .

надлежит пелитоморфным кремнистым породам. Наиболее распространены опоки, туфоаргиллиты (в той или иной степени кремнистые), туфопесчаники и туфоалевролиты с глинисто-кремнистым цементом. Очень многочисленны, хотя и маломощны, прослои пепловых туфов. Наибольшая мощность серии достигает 2 0 0 0 м; на площади Тигильского поднятия литологический состав ее хорошо выдержан. Лишь в отдельных участках происходит сокращение мощностей не­ которых горизонтов и смена преобладающих пелитоморфных пород песчанис­ тыми. В целом роль песчанистого материала в осадках увеличивается от цент­ ральных частей прогиба к Срединному хребту .

В Большереикой впадине с севера на юг происходит постепенное замещение морских относительно глубоководных отложений части воямпольской серии при­ брежно-морскими и лагунно-континентальными, главным образом песчанистыми угленосными отложениями, содержащими пластовые тела базальтов. На самом юге Большереикой впадины, по данным С.Е. Апрелкова и Л.П. Грязнова, ана­ л о г воямпольской серии (вероятно, верхней ее части) является вулканоген­ но-осадочная толща, сложенная андезитами, их туфами и туфобрекчиями, туффитами и туфопесчаниками, среди которых встречаются прослои опоковидных пород .

В Паланском районе (Кинкильское поднятие и прилегающие части Паланской и Парапольской впадин) воямпольская серия представлена 600 -м етровой тол­ щей мелкозернистых песчаников и аргиллитов, среди которых местами присут­ ствуют угленосные отложения. Здесь же серия, возможно, частично замеш ается эффузивами свиты Кинкильского мыса .

К а в р а н с к а я с е р и я за лега ет на воямпольской с размывом и местами с несогласием, отличается большой пестротой: фациальный и литологический сос­ тав отложений, их мощности сильно варьируют в разных частях прогиба. Мак­ симальные мощности серии достигают 2 5 0 0 м .

На площади Тигильского поднятия развиты главным образом морские фа­ ции: как прибрежно-морские, представленные грубообломочными конгломера­ тами и песчаниками, так и относительно глубоководные, представленные туфодиатомитами и диатомитами с прослоями витрических туфов. В верхах серии появляются лагунно-континентальные фации (пески, глины, туфы) с лигнитами .

В Большереикой впадине отмечается пестрая перемежаемость морских, лагунных и континентальных фаций. Морские фации вверх по разрезу исчеза­ ют вовсе. Отложения представлены конгломератами, песчаниками, часто содер­ жащими большое количество пирокластического материала (очень характерна пем за ), туфоалевролитами и туфоаргиллитами с остатками диатомовых, туфами, лигнитами .

По направлению к Срединному хребту в составе серии начинают преобладать витрические туфы й туффиты, грубообломочные туфы и лавобрекчии, которые в Срединном хребте переходят в континентальные вулканогенные образования. На крайнем юге впадины осадочные отложения серии также зам е­ щаются преимущественно вулканическими толщами, представленными базальта­ ми, андезитами, их туфами и туфобрекчиями, а также дацитами, липаритами, их туфами, игнимбритами .

В районе Кинкильского поднятия и смежных частей Паланской и Параполь­ ской впадин кавранская серия сложена конгломератами, песчаниками, алевроли­ тами и туфодиатомитами с прослоями туфов. В верхних частях появляются плас­ ты лигнитов. Возможно, в некоторых местах угленосна и нижняя часть серии .

Отложения центральных частей впадин остаются почти совершенно не изученны­ ми. В их восточных бортовых частях при приближении к Срединному хребту наблюдается постепенный переход морских вулканогенно-осадочных отложений в вулканогенные образования, связанные преимущественно с субаэральным вул­ канизмом и представленные андезитовыми, андезито-дацитовыми, липаритовыми лавами и их туфами .

В целом состав продуктов магматической деятельности, проявившейся на Западной Камчатке в неогене, отвечает положению региона в пределах пояса андезитового вулканизма .

ГЛАВА ВТОРАЯ

ЛИТОЛОГО-СТРАТИГРАФ ИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

МИОЦЕНОВЫХ ОТЛОЖ ЕНИИ

Неогеновые отложения лучше всего изучены на площади Тигильского поднятия, где они слагаю т крылья антиклинальных складок, в ядрах которых обнаж ются верхнемеловые и палеогеновые породы (рис. 3 ). Здесь в морских береговых обрывах имеются прекрасные, почти непрерывные разрезы третичных отложе­ ний, хорошо охарактеризованных ископаемой фауной. Стратиграфическая после­ довательность выделяемых свит, обычно литологически отчетливо различающих­ ся, несомненна. Правда, для корреляции более дробных подразделений (толщ, пачек и т.д.) не удается найти достаточно надежных, выдерживающихся на зна­ чительных площадях признаков, так как подобное расчленение основывается на та­ ких непостоянных особенностях, как частота туфовых прослоев, количество конк­ реций, изменение относительного количества обломочного материала, окраска и т.п .

Летально изучена та часть разреза третичных отложений, которая решением Охинского совещания отнесена к миоцену и включает свиты от аманинской до какертской. Ниже приводятся обобщенные характеристики разрезов, основанные на детальном послойном изучении .

ТОМИЛИНСКАЯ АНТИКЛИНАЛЬ

Стратотипическим для Западной Камчатки служит разрез Точилинской анти­ клинали 1, обнажающийся в морских береговых обрывах к северо-востоку от устья р. Тигиль, между устьями рек Аманина и Этолона (рис. 4 ). Этот раз­ рез описывался многими исследователями: М.Ф. Двали, Б.Ф.Дьяковым, И.Б.П лешаковым, Н.М. Маркиным и др. Их данные и положены в основу расчлене­ ния разреза на свиты. На юго-западном крыле Точилинской антиклинали (к се­ веро-востоку от устья р. Гакх) миоценовые отложения без видимого несогла­ сия залегаю т на белесых туфоаргиллитах ковачинской серии .

Воямпольская серия (нижний— средний миоцен)

А м а н и н с к а я с в и т а выделяется только в пределах Точилинской антикли­ нали. Сложена туфоаргиллитами, которые, в отличие от большинства аналогич­ ных пород других частей разреза, имеют темную окраску, и маломощными про­ слоями туфов. В туфоаргиллитах содержится много обугленного детрита, пири­ та, встречается редкая мелкая "плавающая" галька. Обильны карбонатные^

В дальнейшем для краткости будет называться Точилинским разрезом .

Состав аутигенных карбонатов очень сложен и его детальная характеристи­ ка требует специальной большой работы. Обычно в конкрециях или карбонатизированных пластах присутствуют одновременно несколько разных по сос­ таву минералов. Они микроэернистые, реже крупнокристаллические. Преобла­ дают кальциты с различной изоморфной примесью Fe и Mg, реже железистые доломиты, вплоть до анкеритов. Некоторые данные о составе карбонатов при­ ведены в статье, посвященной методике окрашивания карбонатов (Ш теренберг и др., 1 9 7 2 ) .

Р и с. 3. Геологическая схема западного побережья Камчатки между устьями рек Квачина и Этолона (составлена по материалам ВНИГРИ и КТГ У) 1 - рыхлые четвертичные образования. Кавранская серия, верхняя подсерия (плионен): 2 - эрмановская свита, 3 - этолонская свита. Кавранская серия, нижняя подсерия( верхний миоцен): 4 - какертская свита, 5 - Ильинская свита .

Воямпольская серия, лухлинекая подсерия (средний миоцен): 6 - кулувенская свита, 7 - вивентекская свита, 8 - утхолокская свита. Воямпольская серия, рассошинская подсерия (нижний миоцен): 9 - утхолокская и гакхинская свиты нерасчлененные, 10 - гакхинская свита, 11 - аманинская свита; 12 - мело­ вые и палеогеновые образования; 13 - интрузивные тела; 14 - геологические границы согласные и несогласные; 15 - разрывные нарушения; 16 - направле­ ние падения пластов конкреции и геннойши (в виде бипирамидальных кальцитовых образований или их ср о стк о в ), отмечаются редкие пиритовые конкреции.

В разрезе чередуются две разновидности туфоаргиллитов:

1 ) светлые голубовато— серые плитчатые кремнистые и 2 ) тем н осерые (иногда почти черные) мелкошебенчатые со скорлуповатой о тд ель ­ ностью, относительно более глинистые (слабо кремнистые), содержащие боль­ шую примесь песчано— алевритового материала .

Прослои туфов в свите имеют небольшую мощность ( 0, 0 5 - 0, 2 5 м ). Их пер­ вичный состав затушеван интенсивно развитыми глинизацией и карбонатизаиией .

Судя по реликтам структур и первичных компонентов, большинство из них крисВыделяются три толши (снизу вверх):

Мощность, м

1. Туфоаргиллиты, содержащие незначительную примесь алевропсаммитового материала и редкую мелкую "плавающую" гальку .

В виде пачек мощностью по 5 - 1 5 м чередуются темные и свет­ лые разновидности (сла бо кремнистые и кремнистые). Редкие тонкие (0,0 5 - 0,2 м ) прослои рыхлых глинизированных и единич­ ные - крепко сцементированных карбонатом туфов.

Немногочис­ ленные разрозненные обычно шаровидные ( 0, 0 2 - 0, 5 м) карбо­ натные конкреции, иногда приуроченные к отдельным горизонтам:

единичные пиритовые конкреции: разрозненные геннойши, особен­ но многочисленные в верхней части

2. Туфоаргиллиты, подобные слагающим толщу 1 и отличающиеся более частым (пачки по 1 -3 м) переслаиванием светлых и тем­ ных разностей. Частые прослои ( 0, 0 5 - 0, 1 м ) рыхлых и редкие крепко сцементированных туфов; очень многочисленные шаровид­ ные карбонатные конкреции, обычно мелкие ( 0, 0 5 - 0, 1 м ), реже более крупные; скопление геннойш и

3. Туфоаргиллиты, аналогичные слагающим толщу 1. Содержат нем­ ногочисленные карбонатные конкреции, образующие скопления в некоторых пачках; редкие маломощные (0,0 5 м ) прослои рыхлых гли­ низированных и карбонатизированных туфов; скопления геннойши... 50 Г а к х и н с к а я с в и т а за лега ет на аманинской согласно, без следов размы­ ва. В основании можно выделить прослой ( 0, 6 м ) туфоаргиллитов, обогащен­ ных песчанистым и гравийным материалом.- Сложена она однообразным комп­ лексом перекристаллизованных опок и кремнистых туфоаргиллитов, которые, в отличие от темноцветных пород аманинской свиты, имеют светло-серую, жел­ товато-серую и серую окраску, а при выветривании становятся белесыми. Так­ же присутствует обугленный растительный детрит и мелкая редкая "плавающая" галька. С поверхности и по трещинам породы часто покрыты бурыми налетами гидроокислов железа и корочками гипса. Характерна тонкая полосчатость и зза чередования крепких плитчатых (по 0, 1 - 0,3 м ) и листоватых (по 0,0 1 м) разностей .

В свите содержатся частые прослои рыхлых глинизированных и карбонати­ зированных туфов, и по внешнему виду и по составу аналогичных туфам ам аР и с. 4. Р а зр ез миоценовых отложений Точилинской антиклинали и диаграммы его особенностей Знаки на колонке: 1 - туфодиатомиты; 2 - песчанистые туфодиатомиты;

3 - опоки; 4 - перекристаллизованные опоки; 5 - кремнистые туфоаргиллиты;

6 - слабо кремнистые туфоаргиллиты; 7 - алевритистые и псаммитово-алевритистые кремнистые туфоаргиллиты; 8 - алевритистые и псаммитово-алеври— тистые слабо кремнистые туфоаргиллиты; 9 - глинисто-кремнистые туфопесчаники и туфоалевролиты; 10 - кремнисто-глинистые туфопесчаники и туфоалевролиты; 11 - песчаники и туфопесчаники; 12 - гравелиты и конгломераты .

Знаки на диаграммах: 13 - диаграмма I - содержание различного материа­ ла в породах (б е з туфов) в %: а - пирокластического, б - терригенного и в - пелитоморфного + органогенно-кремнистого; 14 - диаграмма II - распре­ деление туфов: график - отношение суммарной мощности туфовых пластов к мощности вмещающей их свиты или ее части в %, цифры: числитель - число туфовых пластов, знаменатель - их суммарная мощность в м; 15 - диаграмма III - распределение карбонатных образований : а - относительное количество рассеянных конкреций, б - горизонты конкреций, в - карбонатизированные плас­ ты, г - геннойши; 16 - диаграмма IV - относительная роль свободного крем­ незема и зоны преобладания: а - кварца (халцедона), б - кристобалйта, в опала; 17 - диаграмма V - изменение относительной глубины осадконакопления нинской свиты, но чаше и лучше сохраняющих реликты пепловой структуры и первичных компонентов. Редкие прослои крепко сцементированных карбонатом туфов, содержащие и терригенный материал, встречаются в верхних частях сви­ ты, где появляются, кроме того, единичные прослои скорлуповатых туфов, ха­ рактерных для вшележащих отложений. В разрезе свиты чередуются пачки и толщи, незначительно различающиеся количеством обломочной примеси, ролью глинистого вещества в пелитовой м ассе пород, а также частотой туфовых про­ слоев, количеством конкреций ^ разнообразной формы и размеров .

Выделяются следующие толщ и-:

Мощность, м

4. Светло-серы е и серые перекристаллизованные опоки с редкими прослоями кремнистых туфоаргиллитов, которые отличаются от перекристаллизованных опок большей примесью алевро-псаммитового и глинистого материала. Породы тонкополосчаты и з-за присутствия частых (ч ерез 0, 1 - 0,3 м ) тонких (по 0, 0 1 - 0, 0 2 м ) обычно более темных листоватых разностей. Полосчатость толщи подчеркивается прослоями ( 0, 0 1 - 0, 1 м ) рыхлых глинизирован­ ных туфов, расположенных через 1 -5 м. Сравнительно редко рас­ сеяны конкреции

5. Частое переслаивание перекристаллизованных опок и кремнистых туфоаргиллитов, содержащих примесь алевро-псаммитового мате­ риала. Так же, как и в толще 4, имеются маломощные прослои туфов, но более редкие (ч ер ез 2 - 1 0 м ). Многочисленны карбо­ натные конкреции, единичны карбонатизированные пласты^.... 63

6. Тонкополосчатые перекристаллизованные опоки с многочисленны­ ми некрупными (0,1 м ) шаровидными карбонатными конкреция­ ми. Нечастые прослои ( 0, 0 1 - 0, 2 м ) рыхлых глинизированных и карбонатизированных т у ф о в

7. Тонкополосчатые кремнистые туфоаргиллиты, содержащие не­ равномерно распределенную примесь алевро-псаммитового мате­ риала. Иногда имеют неотчетливую скорлуповатую отдельность .

Более частые и более мощные (д о 0,4 м ), чем внизу, прослои как рыхлых, так и уплотненных глинизированных и карбонатизи­ рованных алевро-пелитовых туфов, нижние части которых неред­ ко сложены псаммитовым материалом. Имеются редкие карбона­ тизированные пласты мощностью до 1 м. В нижней половине много, в верхней мало некрупных карбонатных конкреций....1 1 0 - 1 3 0

8. Полосчатые кремнистые туфоаргиллиты, содержащие неравномер­ но распределенную примесь алевро-псаммитового материала, с относительно редкими прослоями глинизированных туфов. Харак терны многочисленные конкреции, как мелкие разнообразной фор­ мы, так и в особенности крупные (до 1 - 3 м в поперечнике) шаровидной и караваеобразной формы

Выше разрез надстраивается по северо-восточному крылу антиклинали. И зза отсутствия каких бы то ни было четко выделяющихся маркирующих горизон­ тов возможно некоторое перекрытие разрезов, описанных на разных крыльях антиклинали .

Здесь и далее ( в том числе и в других разрезах) состав конкреций карбо­ натный .

Принята сквозная нумерация толщ по всему разрезу, совпадающая в тексте и на колонке (см. рис. 4 ) .

Здесь и далее карбонатизированными пластами называются очень характерные для изученных отложений образования. Они представляют собой пластовые тела сплошной карбонатизации, захватывающей туфовые слои и на некоторую толщину соседние с ними породы .

2 ш 17 Мощность, м

9. Однообразные полосчатые кремнистые туфоаргиллиты, содержа­ щие неравномерно рассеянную примесь алевритового и псамми­ тового материала ( внизу бо'льшую, чем вверху), мелкую 'плаваю­ щую' гальку и растительный детрит. Породы светлые голубова­ то-серые, иногда с зеленоватым оттенком, с пятнистой бурой окраской на поверхности, при выветривании становятся белесыми .

Нечастые (через 2 - 5 - 1 0 м) прослои голубоватых, желтых и зе­ леноватых рыхлых (в редких случаях скорлуповатых) глинизиро­ ванных кристалло-витрокластических алевро-пелитовых туфов (0,0 5, реже 0, 1 -0,4 м ), единичные прослои зеленоватых псам­ митовых преимущественно кристалло-литокластических туфов с примесью терригенного материала в нижних частях. Немного­ численные шаровидные (диаметром 0,0 5 -0,2, реже до 0,5 м) и лепешковидные (0,5 х, 1,0, редко до 3 м) конкреции, иногда приуроченные к хорошо выраженным горизонтам; встречаются карбонатизированные пласты мощностью до 0,3 м

10. Кремнистые туфоаргиллитв! с более частыми прослоями рыхлых туфов; рассеянные шаровидные (0,1 м) и лепешковидные (до 2 м) конкреции, геннойши, карбонатизированные пласты; в верх­ ней части увеличивается примесь алевро-псаммитового мате­ риала

У т х о л о к с к а я с в и т а связана с гакхинской постепенным переходом, но заметно отличается от нее и от вышележащих отложений большой ролью об­ ломочного материала. Характерны для свиты своеобразные кремнисто-глинис­ тые туфоалевролиты. Это слабо сцементированные зеленовато-серые породы, состоящие на 5 0 -7 0 % из обломочного (главным образом терригенного) мате­ риала алевритовой и псаммитовой размерности, многочисленной беспорядочно распределенной гальки, валунов и глыб. В пелитовой массе основная роль принадлежит глинистому веществу, свободный кремнезем находится в подчи­ ненном количестве. Распространены также кремнистые туфоаргиллиты, похожие на аналогичные породы гакхинской свиты, но отличающиеся гораздо большим количеством обломочного материала (в том числе и валунно-галечного), рас­ пределенного крайне неравномерно (от 1 0 -1 5 до 50% в разных участках, в среднем - около 2 0 -2 5 % ) .

Очень часты прослои туфов толщиной 0, 1 -0,3 м и более мощные, от 0,5 до 2,5 м. Широко развиты монтмориллонитизация и цеолитизация туфов. Для них характерна прямая градационная слоистость. В вертикальном разрезе туфовых пластов наблюдается дифференциация материала как по крупности (от псаммитовых до пелитовых снизу вверх), так и по соотношению слагающих компонентов (снизу вверх уменьшается относительная роль хрнсталло- и литокластов и увеличивается - витрокластов). Обычно нижняя, псаммитовая, часть отчетливо обособляется от верхней, алевро-пелитовой. По составу туфы анде­ зитовые и дацитовые, но в нижних частях некоторых пластов присутствует кристалло-литокластический материал базальтового (андезито-базальтового) состава. В некоторых случаях происходит усложнение нормальной стратифи­ кации туфов. Иногда оно выражено в появлении внизу пласта слоя тонкообло­ мочного витрокластического материала. Гораздо чаше в основании туфовых пластов залегает маломощный (максимум до 0,1 м) слой, имеющий независи­ мую от вышележащей части пласта градационную слоистость и состоящий из смеси пирокластического, окатанного тефрогенного и собственно терригенного материала, заключенного в пелитовую массу. Многие туфовые пласты, особен­ но их нижние части, карбонатизированы. Пелитовые витрокластические туфы име­ ют характерный облик. Они скорлуповатые, с поверхности зеленые и темно­ зеленые, на свежих сколах светлые с розоватым и голубоватым оттенком, при высыхании окраска быстро выравнивается .

Для свиты очень характерно обилие конкреций и геннойши как в виде оди­ ночных бипирамидальных образований, так и в особенности в виде друэовидных сростков .

Выделяются следующие толщи:

Мощность, м

11. Туфоалевролиты кремнисто-глинистые, серые и темно-серые с зеленоватым оттенком, с поверхности нередко буроватые, при выветривании не выбеливаются. Породы некрепко сцементиро­ ваны, легко рассыпаются в труху. Характерна большая нерав­ номерно распределенная примесь псаммитового материала, га ль ­ ки и валунов, растительного детрита. Содержат очень многочис­ ленные шаровидные конкреции диаметром 0, 1 - 0,2 м и более редкие крупные уплощенной формы прослои кристалло-витрокластических и кристалло-литокластических туфов мощностью 0, 0 1 м, расположенные через 1, 5 - 2, 0 м и мощностью 0, 2 м - через 7 - 9 м. В самой верхней части псаммитовоалевритистые слабо кремнистые туфоаргиллиты. Они более креп­ ко сцементированы, содержат меньшее количество конкреций .

Внизу ( 2 0 м ) - кремнистые алевритистые туфоаргиллиты, похо­ жие на породы гакхинской с в и т ы

1 2. Кремнистые туфоаргиллиты: внизу - темно-серые и серые с з е ­ леноватым оттенком, псаммитово-алевритистые, содержащие обильную примесь грубообломочного материала: вверху - похо­ жие на кремнистые туфоаргиллиты гакхинской свиты. Через 2 -5 м - прослои рыхлых глинизированных и карбонатизированных кристалло-витрокластических и кристалло-литокластических ту­ фов мощностью 0,0 1 - 0,2 м. Немногочисленные конкреции, раз­ розненные геннойши, редкие карбонатизированные пласты............. 58

13. Кремнистые псаммитово-алевритистые туфоаргиллиты, серые, при выветривании белесые, довольно массивные, со значительной при­ месью грубообломочного материала, растительного детрита, с хо­ дами илоедов. Часто переслаиваются с тонкими (до 0,1 м ) и особенно характерными мощными ( 0, 5 - 2,6 м ) пластами туфов: в нижних частях пластов они псаммитовые, в верхних - алеврито­ вые и пелитовые, обычно слабо сцементированные, зеленовато­ серые и темно-зелены е, иногда светло-серы е. Кроме того, в толще содержатся редкие шаровидные (0,1 м ) конкреции............. 25

14. Туфоалевролиты, подобные толще 11, также содержащие обильную неравномерно распределенную примесь псаммитового материала, гравия, гальки и валунов, растительного детрита. Рассеянные шаровидные (0, 0 1 - 0, 3 м ) и лепешковидные конкреции, многочис­ ленные геннойши и друзовидные сростки их. Прослои туфов ( 0, 1 м ) часты (ч ерез 2 - 3 м ) внизу и вверху, более редки (ч ерез 5 - 1 0 м ) в средней части. Вверху толши появляются прослои бо­ лее плотных, голубовато-серы х кремнистых туфоаргиллитов, содер­ жащих значительно меньшую примесь псаммитового материала, обильную только в пределах отдельных пластов

15. Переслаивание кремнистых туфоаргиллитов и туфов. Туфоаргиллиты содержат неравномерно распределенную незначительную примесь алевритового и псаммитового материала в виде мелких изометричных линзочек и гнезд, рассеянную гальку и гравий, иногда обра­ зующих гнездовидные скопления. Толща имеет полосчатый облик и з-за чередования плитчатых и листоватых разностей, присутствия маломощных прослоев некрепко сцементированных туфоаргиллитов, обогащенных песчанистым материалом, и очень частых туфовых пластов. Нижняя часть многих туфовых прослоев сложена псам­ митовым материалом, верхняя - алевритовым и пелитовым. Т у

–  –  –

В и в е н т е к с к а я с в и т а за лега ет на утхолокской согласно. Отличается пре­ обладанием серых и светло-серы х (иногда темноокрашенных) опок, имеющих при выветривании характерные белесые, кремовые, липоватые, фиолетовые тона .

Для свиты характерны частые пласты туфов с прямой градационной слоистостью .

Нижние части их псаммитовые кристалло-витрокластические (с редкой примесью литокластов, с пемзой, но без примеси терригенного м атериала), верхние алевропелитовые витрокластические. По составу, как и большинство туфов раз­ реза, андезитовые и дацитовые. Характерны также частые карбонатизированные пласты и горизонты гигантских (до 3 к 7 м ) конкреций .

Мощность, м

16. Кремнистые туфоаргиллиты, похожие на породы нижележащей толши и содержащие обычно незначительную примесь алеврито­ вого и псаммитового материала в виде мелких линзочек, в частом переслаивании с туфами мощностью 0,1 - 0,5 м. К более мощным (д о 1 м ) прослоям обычно приурочены карбонатизиро­ ванные пласты н т горизонты гигантских (д о 5 - 7 м ) конкреций .

В основании прослой ( 0,6 м ) туфоаргиллитов, обогащенных гра­ вием и г а л ь к о й

17. Опоки, содержащие единичные маломощные линзовидные прослои, обогащенные гравийным и песчаным материалом, и тонкие про­ слои некрепко сцементированных туфоаргиллитов с примесью а лев ро-псаммитового материала (в верхней части такие прослои встречаются чашеХ Многочисленные прослои (0, 0 5 - 0, 5 м ) туфов, нечастые карбонатизированные пласты и горизонты крупных че­ чевицеобразных конкреций

К у л у в е н с к а я с в и т а связана с вивентекской постепенным переходом. В целом отличается сильным увеличением роли обломочного (в частности, терри­ ген н ого) материала, обычно распределенного очень неравномерно. Наблюдает­ ся постепенное увеличение количества обломочного материала вверх по разре­ зу. Характерно присутствие в некоторых горизонтах многочисленной беспоря­ дочно рассеянной гальки и мелких валунов, обугленного растительного детрита .

Породы окрашены в серый и зеленовато-серы й цвет, при выветривании стано­ вятся белесыми. Большинство пород содержит свободный кремнезем, а отдель­ ные разности отличаются друг от друга количеством обломочных компонентов и связаны постепенными взаимопереходами. В целом роль обломочного материа­ ла увеличивается вверх по разрезу. В нижней части свиты очень многочислен­ ны туфовые пласты, в верхней они редки. Туфы аналогичны встречающимся в вивентекской свите и отличаются очень небольшой ролью псаммитового ма­ териала. Отмечаются карбонатизированные пласты и рассеянные конкреции .

Можно вьщелить следующие толши:

Мощность, м

18. Опоки, подобные нижележащим, в частом переслаивании (ч е ­ р ез 0,5 - 1, 0 м ) с туфами. Появляются прослои массивных голубовато-серы х алевритистых и песчанистых кремнистых ту­ фоаргиллитов. Имеются отдельные горизонты некрупных конкре­ ций. В основании з а лега ет характерный пласт ( 2, 5 м ) белого пе лито во го и псаммитового туфа с б и о т и т о м

19. Глинисто-кремнистые песчанистые туфоалевролиты, неотчетливо полосчатые и з-за неравномерного распределения песчанистой примеси и разных тонов окраски: содержат беспорядочно расМощность, м сеянную гальку и обугленный растительный детрит. Переслаи­ ваются с алевритистыми кремнистыми туфоаргиллитами. В ниж­ ней части встречаются маломощные прослои опок; частые (ч е ­ рез 1 -3 м ) прослои ( 0, 0 2 - 0, 4 м ) пелитовых и алевритовых кристалло-витрокластических туфов. В нижней половине отме­ чаются редкие горизонты крупных чечевицеобразных конкреций и немногочисленные рассеянные шаровидные, в верхней - час­ тые карбонатизированные пласты

20. Глинисто-кремнистые алевритистые туфопесчаники, содержащие большое количество рассеянной гальки и растительного детри­ та. Частые прослои ( 0, 1 - 0,4 м ) туфов и единичные карбонати­ зированные пласты; в верхней части прослой ( 0, 2 5 м ) пелициподового ракуш ника

21. Глинисто-кремнистые алевритистые туфопесчаники с неотчетливо выделяющимися прослоями псаммито-алевритистых туфоаргиллитов. Породы содержат рассеянную гальку и обугленный расти­ тельный детрит. Характерны частые прослои туфов (мощностью до 0, 1 м ) и частые карбонатизированные пласты, придающие толще полосчатый в и д

22. Глинисто-кремнистые алевритистые туфопесчаники, м елко-, реже среднезернистые, с большим количеством рассеянной гальки, з е ­ леновато-серые, иногда буроватые. Толща неотчетливо полосча­ та и з-за чередования относительно более и менее темных раз­ ностей, не выдержанных по простиранию карбонатизированных пластов и редких прослоев туфов мощностью 0, 1 - 1,5 м............. 5 0 - 5 5

23. Туфопесчаники, темно-серы е до черных с зеленоватым оттен­ ком, мелкозернистые, содержат большое количество рассеян­ ной гальки. Кверху постепенно переходят в глинисто-кремнис­ тые алевритистые туфопесчаники. Внизу очень многочисленные конкреции, кверху их количество уменьшается. В средней части прослой туфа мощностью 0, 4 м

24. Кремнистые псаммитово-алевритистые туфоаргиллиты, светло­ серые, при выветривании становятся белесыми, довольно креп­ кие, содержат рассеянную гальку. В толще имеются разрознен­ ные шаровидные конкреции, особенно многочисленные в верхней части. Прослои ( 0, 3 - 0, 4 м ) скорлуповатых пелитовых и алеври­ товых туфов, единичные внизу и более частые (ч ер е з 3 - 5 м) вверху. К прослоям туфов иногда приурочены крупные чечевице­ образные конкреции

2 5. Кремнисто-глинистые алевритистые туфопесчаники, мелкозернис­ тые до среднезернистых, серые с синеватым или зеленоватым оттенком, при выветривании становятся слегка белесыми. Содер­ жат рассеянную гальку разнообразных пород, растительный д ет­ рит, рассеянные шаровидные ( 0, 3 м ) и горизонты уплощенных конкреций; встречаются прослои ( 0, 1 - 0,3 м ) скорлуповатых пе­ литовых и алевритовых кристалло-витрокластических туфов. О к о ло ! ОО Кавранская серия. Нижняя подсерия (верхний миоцен) И л ь и н с к а я с в и т а в Точилинском разрезе за лега ет на кулувенской б ез углового несогласия, но возможно, с некоторым размывом, отличается от всех других свит грубообломочным составом и преобладанием плохо сортиро­ ванного, хорошо окатанного терригенного материала, среди которого, возмож­ но, присутствует тефрогенный и вулканотерригенный. Свита сложена темными зеленовато-серы ми песчаниками, гравелитами, конгломератами, образующими мелкие и крупные линзовидные тела. Переходы между отдельными разностями нечеткие. Многочисленны шаровидные конкреции. Отмечаются лишь редкие про­ слои туфов, по составу близких туфам в других частях разреза. Отличаются тем, что прямая градационная слоистость в них нередко нарушается внутрисловны­ ми размывами, присутствием линзовидной и косой споистости, замывом грубого материала в тонкий .

Отчетливо выделяются следующие толши:

Мощность, м

2 6. Песчаники, мелко- и среднезернистые, неравномерно обогащен­ ные гравийным материалом; содержат отдельные горизонты ( 0, 1 - 0,4 м ) с обильной галькой. Рассеяны шаровидные кон­ креции. В основании пласт (1 м) конгломерата, залегающий на неровной поверхности туфа в кровле толши 2 5

2 7. Конгломераты, гравелиты и песчаники, содержащие неравно­ мерно распределенный гравийно-галечный материал. Выделя­ ются пачки, нижние части которых сложены переслаиванием этих пород с преобладанием грубообломочных разностей, а верхние - более однородными м елко- и среднезернистыми песчаниками, содержащими лишь отдельные горизонты, обога­ щенные галькой, и белесыми кремнисто-глинистыми туфопесчаниками. В породах присутствуют рассеянные шаровидные и горизонты уплощенных конкреций. В нижней части прослой ( 0, 6 м) т у ф а

28. Песчаники средне- и мелкозернистые с неравномерно рас­ пределенным (как в составе разных слоев, так и в пределах одного слоя ) гравийно-галечным материалом; местами пере­ ходят в белесы е кремнисто-глинистые туфопесчаники; содер­ жат рассеянные конкреции и редкие прослои туфов. В верхней части-прослои и линзы гравелитов и к о н гл о м ер а т о в............. 48 К а к е р т с к а я с в и т а за лега ет на ильинской согласно. Отличается преобла­ данием желтовато- и голубовато-серы х туфодиатомитов с прослоями кристалловитрокластических и витрокластических андеэито-дацитовых и дацитовых туфов, в отличие от всех нижележащих почти не затронутых вторичными изменениями .

В свите присутствуют лишь единичные карбонатизировнные пласты и неболь­ шое количество конкреций. В верхних частях свиты происходит постепенное увеличение количества обломочного материала и его крупности .

Мощность, м

29. Алевро-псаммитовые кремнистые туфоаргиллиты, желтоватосерые и светло-серы е, при выветривании - белесы е. Примесь алевро-псаммитового материала распределена неравномерно, встречается '’плавающая' галька, обугленный растительный детрит. В разрезе чередуются светло-серы е, сцементирован­ ные, обычно слабо песчанистые разности и темно-серые не­ крепко сцементированные, обогащенные глинистым или псамми­ товым материалом. В нижней части содержатся редкие ма­ ломощные (до 0,4 м ), в верхней - более частые (через 1,5 м ) прослои кристалло-витрокластических туфов, по типу вторичных преобразований, близких к туфам из нижележащих частей разреза. В верхней же части появляются пачки ту­ фодиатомитов мощностью 5—10 м и прослои неизмененных ту­ фов

30. Туфодиатомиты, желтовато-серы е и эеленовато-сеоы е, в сухом состоянии светло-серы е и голубоватые, при выветривании беле­ сые, комковатые. Содержат неравномерно распределенную при­ м есь псаммитового материала, редко рассеянную мелкую 'плава­ ющую'' гальку, обугленный растительный детрит и разрозненные Мощность, м конкреции. Чередуются пачки (по 5 -2 0 м и более)то менее, то более песчанистых разностей. Нечастые (через 5 - 1 0 м) прослои (0,1, редко до 1,0 м) рыхлых белых и светло-серых неизмененных кристалло-витрохластических туфов

31. Туфодиатомиты, серые с зеленоватым оттенком (при выветри­ вании становятся белесыми), замусоренные неравномерно рас­ пределенной примесью псаммитового материала, гальки и гра­ вия. Содержат довольно частые (через 5 м) прослои (по 0,2 — 0,4 м) рыхлых серых и светло-серых мелкопсаммитовых и пелитовых кристалло-витрокластичесхих туфов

32. Глинисто-кремнистые туфопесчаники, желто-серые и серые (при выветривании - белесые), мелко-среднезернистые, нерав­ номерно обогащенные рассеянной галькой и гравием. Содержат единичные прослои ( 0, 2 -1,5 м) белого пелитового т у ф а............ 90 Выше залегают косослоистые конгломераты плиоценовой этолонсхой свиты .

Суммарная мощность миоценовых отложений в Точилинском разрезе 2 5 4 5 м .

РАЗРЕЗ МЕЖДУ УСТЬЯМИ РЕК МАЙНАЧА И ТИГИЛЬ

К юго-западу от района Точилинской антиклинали происходит сокращение мощности миоценовых отложений, особенно нижней их части. Состав же отло­ жений, хотя и испытывает некоторые изменения, в целом остается близким .

Сокращение мощности нижних частей миоцена при незначительном изменении состава отложений наблюдается уже в ближайшем к юго-западу хорошем непрерывном разрезе, вскрывающемся в морских береговых обрывах западнее устья р. Тигиль на юго-восточном крыле антиклинальной структуры, ядро кото­ рой сложено меловыми и палеогеновыми породами. Здесь, в 1,5 км западнее устья р. Майнача, миоценовые отложения граничат с подстилающими песчаника­ ми палеогена по тектоническому контакту .

Нижняя песчанистая толща относимых к миоцену отложений, по мнению некоторых исследователей, является фациальным аналогом аманинской свиты .

При описании разреза она условно включена в состав гакхинской свиты .

Описание разреза дается снизу вверх (рис. 5 ) .

Воямпольская серия (ниж ний— средний миоцен)

Г а к х и н с к а я с в и т а сложена в общем теми же породами, что и в Точилин­ ском разрезе, однако отличается присутствием толщ и маломощных горизонтов, обогащенных обломочным материалом, и общим сокращением мощности. Наря­ ду с интенсивно глинизированными, слабо карбонатными туфами, имеющими об­ лик рыхлой слабовяэкой глины, здесь уже в самых низах появляются туфы, характерные для более высоких частей Точилинского разреза (от верхов гак­ хинской свиты и выше). Это - скорлуповатые кристалло-витрокластические туфы, у которых нижние части слоев часто сложены псаммитовым материалом .

Сильно развитые процессы глинизации и цеолитизации не уничтожили пепловую структуру .

Первичный состав туфов, видимо, тот же что и в Точилинском разрезе, андезитовый и дацитовый .

–  –  –

/00% Л7 Р и с. 5. Разрез миоценовых отложений между устьями рек Майнача и Ти ги ль и диаграммы его особенностей Условные обрзначения см. на рис. 4

–  –  –

т--------- г 0 /0 Z ff% Яертг/л'сглймбгк /meu/ma/f 4-00# /•'

Выделяются следующие толщи:

Мощность, м

1. Туфопесчаники зеленовато-серы е, с поверхности буроватые, слабо сцементированные, средне- и мелкозернистые, иногда алевритистые, содержащие мелкую редкую хорошо окатанную гальку. В нижней части характерно присутствие большого ко­ личества глауконита. Имеются неотчетливо выделяющиеся про­ слои глинисто-кремнистых туфопесчаников, содержащих до 50% глинисто-кремнистого цемента. Встречаются единичные тонкие (0,0 5 м ) прослои глинизированного пелитового туфа, нечастые (через 2 - 5 м ) горизонты эллипсоидальных карбонатных конкре­ ций, а также редкие рассеянные эллипсоидальные и шаровидные известково-песчанистое конкреции размером 0, 1 - 0,2 м. В верх­ ней части песчаники имеют неотчетливо выраженную скорлуповатую отдельность.... •

2. Кремнистые туфоаргиллиты и перекристаллиэованные опоки, с е ­ рые и светло-серы е, при выветривании становятся белесыми, с поверхности иногда буроватые, полосчатые и з-за частого чере­ дования светлых плитчатых (по 0, 1 - 0,3 м ) и более темных листоватых (по 0,0 1 - 0,0 2 м ) разностей. Содержат очень нез­ начительную примесь пирокластического и терригенного материа­ ла алевритовой и псаммитовой размерности. Верхнюю часть тол­ щи (около 15 м ) и маломощный прослой ( 2 м ) в средней части слагают кремнистые туфоаргиллиты с обильной ( до 3 0 -5 0 % ) примесью обломочного материала, рассеянной гальки и обуглен­ ного растительного детрита. В толще имеются довольно частые прослои рыхлых или скорлуповатых сильно глинизированных и карбонатизированных пелитовых туфов ( 0, 0 5 - 0, 4 м ), редко рассеян­ ные эллипсоидальные и шаровидные конкреции, а также карбонатизированные п л а с т ы

3. Слабо кремнистые туфоаргиллиты, содержащие большую (д о 30% ) примесь обломочного материала алевритовой и псаммитовой раз­ мерности, большое количество хорошо окатанной беспорядочно рассеянной гальки и обугленный растительный детрит. Породы зеленовато-серы е, слабо сцементированные, легко рассыпа­ ются в мелкую щебенку. В толще содержатся частые (обычно через 0,3 - 0,7 м ) тонкие ( 0, 0 5 - 0, 1 м ) прослои рыхлых глини­ зированных и карбонатиэированных пелитовых туфов, единичные прослои уплотненных туфов и особенно характерные многочис­ ленные шаровидные конкреции диаметром 0, 2 - 0, 3 м

3. Чередование туфов и кремнисто-глинистых алевритистых туфо­ песчаников. В нижней половине преобладают туфопесчаники з е ­ леновато-серые, содержащие гальку и обугленный раститель­ ный детрит. В верхней - туфы (пласты до 2 м ) тем н о-зеле­ ные, на свежем сколе часто белесые, пелитовые и мелкопсам­ митовые, местами карбонатизированные, уп лотн ен н ы е............. Около 1 0

5. Кремнистые туфоаргиллиты, тонкополосчатые, светло-серы е, белесые при выветривании, содержащие незначительную при­ месь алевро-псаммитового пирокластического и терригенного материала. Имеются пачки ( 1 0 - 2 0 м ) перекристаллизованных опок, почти лишенных обломочной примеси, а также редкие ма­ ломощные прослои кремнистых туфоаргиллитов, обогащенных об­ ломочным материалом. В толще содержатся нечастые тонкие (обычно 0,1 м ) прослои глинизированных кристалло-витрокластических туфов. Характерны также горизонты крупных чечеви­ цеобразных конкреций, отдельные карбонатизированные пласты и пачки ( 1 0 - 2 0 м ) с обильными шаровидными конкрециями.. 1 2 0 - 1 2 5

–  –  –

У т х о л о к с к а я с в и т а здесь также сокращается в мощности по сравнению с Томилинским разрезом. Залегает она на гакхинской согласно и отличается от нее и вышележащей вивентекской свиты в общем теми же особенностями, что и в Томилинском разрезе .

Выделяются следующие толщи:

Мощность, м

7. Слабо кремнистые алевритистые туфоаргиллиты, темные з ел е­ новато-серые, комковатые, некрепкие, легко рассыпаются в м ел­ кую щебенку: содержат рассеянную гальку, обугленный расти­ тельный детрит и незначительную примесь песчанистого мате­ риала. Характерны частые (ч ер ез 0, 5 - 0, 7 м, вверху - реже) тонкие (0,0 5 - 0,1 м) прослои буро-желтых глинизированных п елитовых и алевритовых кристалло-витрокластических туфов, нечастые карбонатизированные пласты, многочисленные разно­ го размера геннойши, а в верхней части и многочисленные шаровидные конкреции

8. Кремнистые туфоаргиллиты, содержащие значительную (д о 1 5 неравномерно распределенную примесь алевро-псаммитового пирокластического и терригенного материала, рассеянную гальку. Породы, в отличие от нижележащих, крепко сцементиро­ ваны, нередко полосчатые, светлоокрашенные, при выветривании становятся белесыми. Частые прослои зеленых скорлуповатых туфов (с псаммитовым материалом в нижних частях и прямой градационной слоистостью ) мощностью 0, 1 - 0,2 м, редкие кар­ бонатизированные пласты и многочисленные в нижней части ша­ ровидные конкреции

9. Глинисто-кремнистые алевритистые туфопесчаники (с рассеянной галькой и обугленным растительным детритом) в частом чере­ довании с кристалло-витрокластическими туфами толщиной 0, 1 м. Кроме того, три более мощных пласта туфа: 1,7 : 2,0 ;

0, 2 м

В и в е н т е К с к а я с в и т а так же, как в Точилинском разрезе, отличается преобладанием опок и имеет почти такую же мощность .

Выделяются следующие толщи:

Мощность, м

10. Опоки светло-серы е (при выветривании приобретают характер­ ные белесые, кремовые, бежевые, коричневатые, фиолетовые тона), тонкополосчатые, иногда тонкогоризонтальнослоистые .

Значительная примесь обломочного материала, главным обра­ зом псаммитовой размерности, в виде мелких линзочек содер­ жится только в некоторых маломощных горизонтах. Чередуют­ ся пачки опок (по 1 5 - 2 0 - 3 0 м ) с очень частыми прослоями туфов и пачки с более редкими туфами. Имеются нечастые го­ ризонты крупных чечевицеобразных конкреций и в нижней час­ ти карбонатизированные п л а с т ы

11. Тонкополосчатые опоки, в целом похожие на нижележащие. От­ личаются тем, что чаще содержат несколько большую неравно­ мерно распределенную примесь обломочного материала. Встре­ чаются отдельные маломощные (0,5 - 1 м ) прослои кремнистых туфоаргиллитов, обогащенных алевро-псаммитовым пирокласти

–  –  –

К у л у в е н с к а я с в и т а связана с вивентекской постепенным переходом, слс жена подобными развитым в Точилинском разрезе породами и также характе­ ризуется постепенным увеличением роли обломочного материала вверх по раз- .

реэу.В отличие от Точилинского разреза,здесь гораздо меньше туфовых прослоев,

Выделяются следующие толщи:

Мощность, м

12. Опоки с примесью кластического материала и алевритистые кремнистые туфоаргиллиты, слабо отличающиеся друг от друга количеством обломочного материала, фарфоровидным изломом у опок и землистым у туфоаргиллитов. Содержат частые тонкие (0,0 5 м ) прослои листоватых разностей, обычно с еще боль­ шей обломочной примесью, редкие прослои (по 0,5 м ) глинис­ то-кремнистых туфопесчаников. В нижней части прослои туфопесчаников имеют мощность от 1 до 3,5 м. Отмечаются еди­ ничные горизонты крупных чечевицеобразных конкреций и про­ слой т у ф а

1 3. Подобные нижележащим опоки и кремнистые туфоаргиллиты (преобладают опоки с примесью кластического м атери ала) .

Характерны частые прослои глинисто-кремнистых туфопесча­ ников, мощных (д о 8 м ) внизу и маломощных ( 0, 5 м ) в ос­ тальной части. Кроме того, отмечаются нечастые прослои кристалло-витрокластических туфов и редкие горизонты круп­ ных чечевицеобразных конкреций

14. Кремнистые туфоаргиллиты, серые, белесые при выветривании .

Внизу со сравнительно небольшой примесью алевритового ма­ териала, а вверху - алевритистые (содержат и неравномерно распределенную примесь m-а,. итового м атери ала). Часты про­ слои слабо сцементированных туфоаргиллитов, содержащих еще большую примесь обломочного материала. Отмечаются редкие прослои туфа ( 0, 0 1 - 0, 4 м ) и горизонты крупных конкреций.. 90

15. Алевритистые кремнистые туфоаргиллиты, содержащие незна­ чительную примесь и псаммитового материала, Количество обломочного материала увеличивается кверху, и породы посте­ пенно переходят в глинисто-кремнистые алевритистые туфопесчаники. Характерно большое количество шаровидных конкре­ ций: отмечаются редкие прослои т у ф а

1 6. Алевритистые глинисто-кремнистые туфопесчаники, местами обогащенные галькой. Серые, при выветривании становятся белесыми, довольно однородные. Лишь условно можно выде­ лить горизонты с преобладанием терригеиного материала над пирокластическим или горизонты с преобладанием глинис­ то-кремнистой основной массы над обломочными компонентами .

Отмечаются редкие прослои туфов. Характерны многочисленные шаровидные конкреции

17. Алевритистые глинисто-кремнистые туфопесчаники с многочис­ ленными шаровидными конкрециями. От нижележащей толщи от­ личаются отсутствием туфовых прослоев, а также тем, что ко­ личество и крупность обломочного материала увеличиваются вверх по разрезу, где появляются прослои конгломератовидных туфопес­ чаников, похожих на породы ильинской с в и т ы

–  –  –

И л ь и н с к а я с в и т а связана с кулувенской постепенным переходом. По сравнению с Точилинским разрезом здесь увеличивается ее мощность, более от­ четливо проявляется ритмичность строения .

Выделяются следующие толщи:

Мощность, м

18. Конгломераты, средне- и мелкозернистые туфопесчаники, рит­ мично переслаивающиеся. Имеют темную, зеленовато-серую окрас­ ку, иногда бурые с поверхности. Отмечаются редкие маломощ­ ные прослои алевритистых глинисто-кремнистьк туфопесчаников, содержащих рассеянную гальку. Много шаровидных конкреций... 70

19. М елко- и среднезернистые глинисто-кремнистые туфопесчаники .

Содержат рассеянную гальку и гравий, образующие скопления в пределах отдельных горизонтов. Отмечаются нечастые про­ слои кремнистых сильно алевритистых туфоаргиллитов, отдель­ ные прослои кристалло-витрокластических туфов, редкие карбонатизированные пласты. Характерно обилие шаровидных кон­ креций

2 0. Конгломераты, туфопесчаники и алевритистые кремнистые туфоаргиллиты, ритмично переслаивающиеся. Характерны многочис­ ленные шаровидные конкреции. Отмечаются единичные прослои кристалло-витрокластического туфа и редкие карбонатиэированные п л а с т ы

К а к е р т с к а я с в и т а залегает на илъинской согласно. Сложена туфодиатомитами с прослоями неизмененных (в отличие от развитых во всех нижележа­ щих свитах) витрокпастических туфов .

Выделяются следующие толщи:

Мощность, м

2 1. Туфодиатомиты, желтые и голубовато-серы е, при выветривании становятся белесыми. Содержат неравномерно распределенную примесь пирокластического (в меньшей степени терригенного) материала алевритовой и псаммитовой размерности, редко рас­ сеянную "плавающую' гальку и обугленный растительный детрит .

Чередуются пачки туфодиатомитов, более или менее обогащен­ ных обломочным материалом. Нечастые прослои белых рыхлых витрокпастических туфов и горизонты плоских карбонатных кон­ креций. Д о устья ключа Половинки (в 15 км к западу от устья р. Ти ги ль) в с к р ы т о

Д алее в восточном направлении в морских береговых обрывах имеются лишь отдельные разрозненные выходы вышележащих частей какертской свиты, по которым невозможно составить непрерывный послойный разрез. В соста­ ве свиты здесь имеются туфодиатомиты, глинисто-кремнистые туфопесчаники и маломощные слои туфов. Суммарная мощность какертской свиты оценивается в 4 0 0 - 6 0 0 м .

Таким образом, общая мощность миоценовых отложений в этом разрезе около 2 0 0 0 - 2 2 0 0 м .

БУХТА КВАЧИНА

–  –  –

чина, на меловых отложениях, представленных переслаиванием серых песчани­ ков и черных аргиллитов, с резким угловым несогласием залегаю т (рис. 6 ) :

Мощность, м

1. Песчаники мелкозернистые, серые с зеленоватым оттенком, не­ крепко сцементированные, содержащие рассеянную гальку, обуг­ ленный растительный детрит и углисты е линзочки. В песчаниках неотчетливо выражена горизонтальная слоистость, а внизу они пологокосослоисты. В нижней части толщи имеются горизонты плоских карбонатных конкреций, в средней - многочисленные, в верхней - редко рассеянные шаровидные конкреции. Отмечаются единичные карбонатиэированные пласты. В основании залегает пласт (2,5 м ) конгломерата

2. Однообразные, неотчетливо слоистые м елк о- и среднезернистые туфопесчаники, зеленовато-серы е, с рассеянной галькой и о б у г­ ленным растительным детритом. Характерны маломощные прослои (0,2 -0,3 м ) и линзы конгломератов, карбонатизированные пласты и горизонты карбонатных конкреций. В осно­ вании за лега ет пласт ( 9 - 1 0 м ) светло-зелен ы х туфопесчаников 60 Нижняя из этих двух толщ относится к палеогену, а верхняя, по мнению некоторых исследователей, уже может принадлежать миоцену,.но, по представ­ лениям большинства других, также еще имеет палеогеновый возраст (принад­ лежит к ковачинской серии). На песчаниках согласно залегаю т отложения воямпольской серии .

Гакхинская и у т х о л о к с к а я с в и т ы в этом разрезе имеют очень не­ большую мощность и не разделяются. Здесь отсутствую т характерные для стратотипа высококремнистые разности пород, хотя многие породы содержат то или иное количество свободного кремнезема. Характерны скорлуповатые глинизированные и цеолитизированные кристалло-витрокластические туфы.

Вы­ деляются следующие толщи:

Мощность, м

3. Переслаивание глинисто-кремнистых туфопесчаников, кремнистых туфоаргиллитов, в различной степени песчанистых и алевритистых, кристалло-витрокластических скорлуповатых туфов. В о сн о ­ вании - кремнисто-глинистые туфопесчаники с глауконитом. От­ мечаются редкие горизонты плоских конкреций и единичные кар­ бонатиэированные пласты

4. Переслаивание глинисто-кремнистых туфопесчаников и кристалловитрокластических туфов. Мощность слоев 0, 1 - 0,5 м. В верхней части появляются прослои кремнистых туфоаргиллитов, силь­ но обогащенных алевро-псаммитовым материалом. Внизу харак­ терно обилие шаровидных карбонатных конкреций. Отмечаются карбонатизированные пласты и горизонты крупных чечевицеобразных конкреций

В и в е н т е к с к а я с в ит а, как и в других разрезах, сложена преимуществен­ но опоками с прослоями туфов Выделяется одна толща .

Мощность, м 5. 0*ен ь однообразные опоки, полосчатые и з-за чередования св етлои темноокрашенных разностей, при выветривании приобретают ха­ рактерные бежевые, лиловые кремовые, фиолетовые, белесы е тона .

Содержат довольно частые прослои (0, 0 5 - 0, 1 м ) некрепко сце­ ментированных более глинистых и с большей примесью алевропсаммитового материала разностей. Имеются также редкие про­ слои глинисто-кремнистых алевритистых туфопесчаников. Харак­ терны горизонты гигантских чечевицеобразных и менее крупных плоских карбонатных конкреций. Чередуются пачки опок с очень частыми и пачки с редкими прослоями кристалло-витрокластических туфов. В самом верху преобладают кремнистые туфоаргиллиты, сильно обогащенные алевро-псаммитовым м а т е р и а ло м

Кулувенская с в и т а, так же как и все нижележащие, имеет сокращен­ ную мощность. Число туфовых пластов гораздо меньше, чем в Томилинском разрезе. В остальном же состав и строение свиты близки к стратотипу .

Выделяются следующие толщи:

Мощность, м

6. Кремнистые туфоаргиллиты, серые, при выветривании - белесые, крепкие; обогащены неравномерно распределенной (в виде мелких гнезд и линзочек) примесью алевро-псаммитового пирокластичес­ кого и терригенного материала. Содержат частые маломощные прослои некрепко сцементированных зеленовато-серы х глинисто­ кремнистых алевритистых туфопесчаников с большим количеством гальки. Число и мощность прослоев туфопесчаников увеличивают­ ся вверх по разрезу. Кверху становится больше и обломочного материала в туфоаргиллитах. В отличие от толщи 5 имеются лишь редкие прослои глинизированных кристалло-витрокластических ту­ фов. Отмечаются частые горизонты некрупных плоских карбонат­ ных конкреций, единичные горизонты гигантских чечевицеобраэных конкреций и пачки с обильными некрупными шаровидными конкрециями

7. Глинисто-кремнистые туфопесчаники с прослоями некрепко сце­ ментированных разностей, обогащенных галькой. В нижней части прослои кремнистых туфоаргиллитов, обогащенных алевро-псам­ митовым материалом. Количество обломочного материала в по­ родах в целом увеличивается вверх по разрезу. Отмечаются очень редкие прослои неизмененных кристалло-витрокластических туфов и пачки с большим количеством шаровидных конкреций................ 9 5 -1 0 0

8. Переслаивание серых, белесых при выветривании глинисто-крем­ нистых алевритистых туфопесчаников и темных, зеленоватосерых конгломератовидных туфопесчаников

–  –  –

Приведенные разрезы показывают, как (в общ ем-то незначительно) меняет, ся литологический состав миоценовых отложений при локальных сильных изме­ нениях их мощности в отдельных участках Западно-Камчатского прогиба. Это прежде всего относится к воямпольской серии. Локальные сильные сокращения мощности особенно характерны для ее нижней части. В целом же воямпольская серия отличается выдержанностью литологического состава (преобладают пели»

томорфные кремнистые породы - опоки и кремнистые туфоаргиллиты с про­ слоями. туфов) и большой ( 1 5 0 0 - 2 0 0 0 м ) мощностью на значительных пло­ щадях Запади о-Камчатского прогиба. Лишь местами в ней возрастает роль опок, а по направлению от центральных частей прогиба к Срединному хребту нередко при сохранении больших мощностей отложений в них существенно уве­ личивается роль обломочного материала. В Центрально-Камчатской зоне мор­ ские отложения воямпольской серии, видимо, замещаются субаэральными эффу­ зивно-пирокластическими образованиями .

Кавранская серия, общая мощность которой в отдельных м естах ЗападноКамчатского прогиба также, вероятно, достигает 1 5 0 0 - 2 0 0 0 м, отличается от воямпольской большей изменчивостью литологического состава, фаций и мощности в пределах прогиба. Но всюду в тонкообломочных породах серии отмечается то или иное количество остатков диатомовых, часто присутствуют туфодиатомиты. По направлению к Срединному хребту вулканогенно-осадочные отложения кавранской серии, как и воямпольской, видимо, замещаются суб­ аэральными эффузивно-пирокластическими образованиями .

ГЛАВА ТРЕТЬЯ

ТИПЫ ПОРОД И РОЛЬ ОСНОВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮ Щ ИХ

КОМПОНЕНТОВ В ИХ ФОРМИРОВАНИИ

Главнейшими породообразующими компонентами миоценовых отложений За­ падной Камчатки служат: 1 ) обломочный терригенный материал; 2 ) продукты эксплозивной вулканической деятельности (пирокластический м атериал); 3 ) а ллотигенное и аутигенное глинистое вещество; 4 ) свободный кремнезем (в виде сохранившихся остатков кремневых огранизмов и скрытокристаллического или очень тонко раскристаллизованного вещества-*-) .

Генетически разнородный материал во многих породах присутствует совме­ стно, в самых разных соотношениях. Кластический материал нередко даже в пределах одного слоя сильно неоднороден и по размеру частиц. Неравномерно распределены и различные постседиментационные новообразования. В настоя­ щее время нет единой общепринятой классификации таких многокомпонентных пород (одновременно и по генезису и по размеру слагающих компонентов) .

При изучении миоценовых отложений Западной Камчатки представлялось важ­ ным оценить роль и возможность совм естного участия в их формировании г е ­ нетически разнородного материала, а также показать наиболее общие и харак­ терные особенности возникающих пород. В названиях пород, применяемых в данной работе, не всегда выдерживаются единые классификационные признаки, но по мере возможности учитываются присутствие генетически разнородного материала (особенно кремнезема) и е го относительная роль .

В зависимости от соотношения основных породообразующих компонентов выделяются следующие группы пород: терригенные, пирокластические, кремнис­ тые и породы смешанного состава .

Терригенные породы .

В изученных разрезах эти породы имеют ограничен­ ное распространение. Они встречаются только в ильинской свите и представ­ лены конгломератами, гравелитами, крупно- и среднезернистыми песчаниками тем но-зеленого цвета, образующими обычно невыдержанные пласты, крупные и мелкие линзовидные тела. Отдельные гранулометрические разновидности терригенных пород связаны постепенными взаимопереходами. В большинстве из них присутствует обломочный материал от алевритового до галечного, и они отличаются друг от друга только количественным соотношением различных фракций. Изменение характера обломочного материала по гранулометрическим фракциям более или менее постоянно в большинстве пород .

Гравийно-галечный материал представлен хорошо окатанными обломками разнообразных пород, среди которых незначительно преобладают эффузивные, преимущественно основного - среднего состава (андезиты, андезито-базальты, реже базальты, гиалобазальты ) и более кислые (дациты, реже липариты) .

В одном и том же пласте встречаются обломки эффузивов, различающихся и по составу, и по структурам, и по степени гидротермальных изменений (они часто окварцованы). Среди других пород в обломках преобладают яшмы, яш­ мовидные породы, аргиллиты, в том числе кремнистые, присутствуют пес­ чаники, алевролиты, различные сланцы, туфы, кварцитовидные, жильные, очень Обломочный кварц и обломки кремнистых пород, сложенные не связанным в алюмосиликаты кремнеземом, рассматриваются в составе торригенного ма­ териала .

3 ИЗ! 33 редко интрузивные породы (в том числе гранитоидные). Встречаются кварц гравийно-галечной размерности и очень редко гравийные зерна пироксена, ро­ говой обманки. Для конгломератов характерно присутствие плохо окатанных обломков пород из подстилающих свит - опок, туфодиатомитов, витро- и крнгталло-витрокластических скорлуповатых туфов, карбонатизированных пород .

В песчаной фракции обломки в различной степени окатаны. Кроме характер­ ных для гравийно-галечного материала обломков различных пород присутству­ ют и обломки кристаллов, составляющие до 30% (иногда больше) фракции .

Это главным образом плагиоклазы разной основности, но с сильным преобла­ данием олигоклаз-андезинов, в различной степени затронутых вторичными изме­ нениями, небольшое количество кварца и очень редкие калишпаты. Присутству­ ют также пироксены (главным образом моноклинные, ромбические редки) и амфиболы, изредка встречаются биотит, кальпит и окатанное вулканическое стекло .

Алевритовый материал отличается от более крупного тем, что несет лишь слабые признаки окатанности, а также подчиненным количеством в его соста­ ве обломков пород. Легкая фракция - преобладающие плагиоклазы и немного кварца. Тяжелая фракция - зеленые и бурые роговые обманки, ильменит;

встречаются гранат, сфен, хромит, пироксен, флюорит, циркон и некоторые дру­ гие минералы .

Условно отнесение к терригенному материалу окатанных обломков неизме­ ненных плагиоклазов и цветных минералов, неизмененных эффузивов со стек­ ловатой основной массой, вулканического стекла. Так как и продукты синх­ ронной вулканической деятельности, и породы, слагающие размываемые вулка­ нические постройки, и более древние вулканогенные образования, по-видимому, были близки по составу, то приведенная ассоциация может быть тефрогенной или быть частью вулканомиктового или собственно терригенного ма­ териала. В смеси не представляется возможным отличить один от другого этот генетически разнородный, прошедший стадию переноса и обработки ма­ териал .

В породах много обугленных кусочков древесины, содержится большое ко­ личество целых и битых известковых раковин пелиципод и гастропод, иногда образующих скопления; нередко обильны карбонатные конкреции .

Цементом, выполняющим поры между обломками в песчаниках (рис.7, 8 ), служит глинисто-цеолитовое вещество, состоящее из монтмориллонита и гей ландита (клиноптилолита) (см. ниже рентгенограммы фракции 0, 0 0 1 - р и с.2 8 и рентгеноструктурную характеристику цеолитов - табл. 8, обр. 1 6 ). Посколь­ ку монтмориллонит с клиноптилолитом являются характерными продуктами преобразования вулканического стекла (как это будет показано ниже), можно предполагать, что в терригенных породах первичной связующей массой м огла быть очень тонкая фракция вулканического стекла (витрокластика). Цеолит с монтмориллонитом, кроме того, замещают осколки вулканического стекла, сохранившие характерный габитус или окатанные, а около некоторых плагио­ клазов имеются выделения анальцима. Иногда цемент более поздний, "вторич­ ный", карбонатный (см. рис. 7, Б ) .

Для грубообломочных терригенных пород характерно отсутствие свободно­ го кремнезема как в виде остатков кремневых организмов, так и в виде скрытокристаллического вещества. Но он появляется, правда, в незначитель­ ном количестве, в средне- и особенно мелкозернистых песчаниках, а в туфопесчаниках, с которыми терригенные породы связаны постепенным перехо­ дом, уже служит главной составной частью обильного глинисто-кремнисто­ го цемента. Для терригенных пород ильинской свиты не характерна столь ти­ пичная для остальных частей разреза ассоциация с витрокластическими туфами .

Пирокластические породы. Они представлены туфами, образующими частые, мощностью от 0,0 1 до 2,5 м (в некоторых разрезах до 6,5 м ) прослои в толщах других пород, от которых туфы отличаются целым рядом особеннос­ тей. Пластический материал, слагающий туфы, характеризуется отсутствием окатанности. Для туфов характерна особая, лишь им свойственная текстура .

Р и с. 7. Песчаники ильинской свиты А - с пленочным и поровым глинисто-цеолитовым цементом, шлиф, ник. 2, увел, около 1 3 5 ; Б - с вторичным карбонатным цементом, шлиф, ник. 1, увел, около 1 35 Они отличаются от других пород типом и интенсивностью постседиментационных преобразований .

Пирс-тастический материал, слагающий туфы, представлен главным образом вулканическим стеклом, меньшая роль принадлежит кристалло- и еще меньшая литокластам. Размерность его колеблется от псаммитовой до преобладающей алевро-пелитовой. Наблюдается относительное обогащение псаммитовой фракции кристалло- и в меньшей степени литокластами, а в более тонких фракциях су­ щественно преобладает вулканическое стекло. Чаше всего оно бесцветно, иноР и с. 8. Монтмориллонит-клиноптилолитовый цемент в песча­ никах ИЛЬИНСКОЙ свиты А и Б - шлифы, ник. 1, увел, около 4 2 0. А - виден анальцим около плагиоклаза гда буроватое или зеленое, довольно часто и з-за растворения приобретает расплывчатые очертания. В туфах вивентекской свиты много белой волокнистой пемзы. Стекло только в верхних частях разреза не затронуто постседиментационными преобразованиями. Ниже оно обычно замещается агрегатом монт­ мориллонита и цеолита (клиноптилолита) .

Кристаллокласты имеют оскольчатые или кристаллографические формы. Пре­ обладают плагиоклазы, очень свежие, обычно не затронутые вторичными из­ менениями, за исключением широко развитой анальцимизации (анальцим выде­ ляется в виде прерывистых оторочек или по трещинам в кристаллах). Харак­ терны олигоклаэ-андезины (№ 2 5 - 4 0 ), более основные (до № 6 0 ) отмеча­ ются редко, главным образом в утхолокской свите и в некоторых пластах аманинской. Цветные минералы - роговая обманка, пироксен и биотит - в некоторых пластах встречаются все вм есте, но чаще какой-либо один или два из них. Очень редки в туфах единичные зерна оплавленного кварца .

Литокласты представлены неправильной формы обломками эффузивов, по со ­ ставу близкими к андезиту, в различной степени раскристаллизованными, но чаще всего со стекловатой основной массой. Гораздо реже встречаются андезито-базапьты и базальты или дациты. В каждом конкретном пласте туфа со­ став литокластов очень однообразен .

Иногда в туфах отмечается небольшое количество панцирей диатомей, а также небольшая примесь терригенного материала, приуроченная обычно к ниж­ ним частям прослоев .

Основные минералы тяжелой фракции туфов те же, что и в описанных вы­ ше терригенных породах (т.е. амфиболы, пироксены, ильм енит). Кроме того, иногда до 85% тяжелой фракции составляет биотит. Характерно присутствие циркона и особенно апатита (до 1 5 % ) .

В табл. 2 приведены химические анализы кристалло-витрокластических и витрокластических туфов, в различной степени измененных постседиментационными процессами Насколько можно судить по сохранившимся фрагментам вулканического стекла в измененных туфах и основности плагиоклазов (№ 2 5 во всех туфах), их первичный состав,так же как и неизмененных туфов (обр. 2 ), развитых в какертской свите, был близким к андезито-дацитовому .

Только кристалло-литокластические туфы утхолокской свиты сложены более основным материалом .

Вторичные преобразования сильно меняют химический состав туфов. По его изменению от менее к более преобразованным разностям можно судить о том, что этот процесс сопровождается высвобождением значительного количе­ ства кремнезема. Вторичные преобразования накладывают отпечаток и на внешний облик туфов. Неизмененные разности представляют собой рыхлый очень тонкозернистый "песок" белого или серого цвета. Очень характерен об­ лик витрокластических туфов, замещенных агрегатом монтмориллонита и цеолитов. Они скорлуповаты е,темно-зеленые с поверхности, на свежих сколах белесые с голубоватым или сиреневатым оттенком. При высыхании окраска вы­ равнивается. Ошнь сильно преобразованные туфы слабо карбонатны, имеют вид слабовязкой, слабо песчанистой глины .

Прослеживание характера и интенсивности постседиментационных преобразо­ ваний сверху вниз по разрезам и сравнительное изучение неизмененных и пре­ образованных туфов помогают примерно восстановить первичный состав и соот­ ношение различных компонентов пирокластического материала .

Более всего распространено такое соотношение слагающих туфы компонен­ тов (витро-, кристалле- и литокластов), которое позволяет называть их кристалло-витрокластическими и витрокластическими, имеющими преимущественно алевро-пелитовую размерность. Под микроскопом пепловая структура пород ви­ дна очень отчетливо даже в туфах с интенсивно развитыми монтмориллонитизацией и цеолитизацией, а в еще более измененных туфах характерны спутанно­ струйчатые текстуры глинистых минералов (рис. 9 ) .

В вертикальном разрезе очень многих туфовых пластов присутствует и бо­ лее крупный материал, а также наблюдается дифференциация материала как по крупности слагающих компонентов, так и по их соотношению. Наиболее типично для туфов прямое градационное распределение материала в пласте, свидетельПоследовательность приводимых в таблицах анализов слева направо (табл. 2— ) или сверху вниз (табл. 6 ) отвечает относительному положению проанализированных образцов сверху вниз для каждого разреза. Кроме то­ го, их положение в разрезах rfоказан о на колонках (см. соответствующие рисунки) .

Таблица 2 Химический состав туфов (вес.%)

–  –  –

Обр. 2, 5, 10 - какертская свита; обр. 13 — ильилская свита; обр. 18, 22 — кулуве!

свита; обр. 44, 50 - гакхинская свита, Томилинский разрез. Обр. 74 - свита мыса 11лос ствующее о дифференциации частиц по размеру и весу в процессе прохожде­ ния через толщу морской воды в спокойных условиях. Туфовые пласты имеют отчетливо выраженное двучленное строение (рис. 1 0, А ). Нижние части их сло ­ жены псаммитовым материалом, представленным витрокластами и кристаллокластами (преобладают последние), т.е. это витро-кристаллокластические туфы .

Иногда присутствует незначительная примесь литокластов, в вивентекской и вы­ шележащих свитах в туфах часто много пемзы. Только в составе некоторых туфовых пластов утхолокской свиты литокласты (андезито-базальты ) вм есте с кристаллокластами (плагиоклазы до № 6 0 ) играют значительную роль и обра­ зуют преимущественно кристалло-литокластические и лито-кристаллокластические туфы. Эта нижняя часть туфовых пластов часто имеет четко выраженную тонкую горизонтальную слоистость (см. рис. 1 0,В ), как правило, на фоне по­ степенного уменьшения крупности пластического материала от псаммитового до алевритового (см. рис. 1 0, Б ), сопровождающегося изменением соотноше­ ния слагающих компонентов: уменьшается относительное количество ли то- и кристаллокластов и увеличивается роль витрокластов .

Верхняя же часть туфовых пластов сложена тонким алевропелитовым пре­ имущественно витрическим материалом с небольшим количеством кристалло­ кластов. Она обычно отчетливо обособляется от нижней и в ней почти не за­ метно слоистости .

Мощность нижней, псаммитовой, части редко достигает половины мощности в сего пласта, обычно она гораздо меньше, а нередко псаммитовый материал и вовсе отсутствует в строении туфовых прослоев .

Номер образцов

–  –  –

100,04 100,18 99,67 99,55 99,91 99,81 99,56 99,57 скан свита; обр. 24, 30, 31, 32 - вивентекская свита; обр. 34, 3 9 - утхолокская кого, обр. 77 — пестроцвотная свита, о. Карагинский .

Нижние контакты туфов с вмещающими породами слабоволнистые, резкие (см. рис. 1 0,Г ); под микроскопом видно внедрение пеплового материала в нижележащие отложения. Верхний контакт отражает постепенный, но быстрый переход через тонкие горизонты туффитов в вышележащие породы .

В некоторых случаях наблюдается усложнение подобной нормальной града­ ционной слоистости, связанное с несколькими причинами .

1. Ниже пласта туфа с описанной прямой градационной слоистостью за лега ­ ет еще один пласт, обычно алевропелитовый, витрокластический, который лишь в редких случаях в нижней части также состоит из псаммитового материала .

Такое усложнение связано с двукратным близким по времени поступлением больших масс пирокластического материала .

2. В туфах ильинской свиты, верхней части кулувенской и нижней части какертской свит горизонтальная слоистость нарушается внутрисловными раз­ мывами, присутствием в некоторых частях прослоев следов оползания осадка, линэовидной и косой слоистости, замывом в тонкообломочный пепловый осадок более грубого как пирокластического, так и терригенного материала (рис. 1 1 ). Такие нарушения свидетельствуют об относительной подвижности придонной воды .

3. Своеобразны туфы, в наиболее типичном виде и чаше в сего встречающие­ ся в утхолокской свите. Они имеют трехчленное строение. В этих пластах ни­ же туфа с нормальной тонкой градационной слоистостью, состоящ его из двух частей (псаммитовой и пелитовой), за лега ет третий слой, сложенный крупноПсаммитовым кристалло-литокластическим материалом, состоящим из смеси .

Ь О Р и с. 9. Крнсталло-витрокластическне туфы. Шлифы, увел, около 4 2 0 А - внтрокластическая структура в глинизированном и цеолитизированном туфе, ник. 1; Б - то же, ник. 2; В - текстуры гли­ нистых минералов в интенсивно глинизированном туфе, ник. 2 в Р и с. 10. Характер слоистости в туфах. Прошлиф., нат. вел .

пелитовая; Б - уменьшение зернистости в А - прямая градационная слоистость, видны нижняя псаммитовая часть и верхняя биотита; Г - нижний контакт с алевритопсаммитовой части снизу вверх; В - слоистость подчеркивается ориентировкой частичек песчанистым кремнистым туфоаргиллитом пирокластического, окатанного терригенного и тефрогенного материала (вклю­ чая обломки осадочных и метаморфических пород). Обломки заключены в пелитовую массу и сортированы гораздо хуже, чем в перекрывающем туфе, но все же весьма отчетливо постепенное уменьшение их крупности снизу вверх до мелкопсаммитовой размерности. Эти части туфовых пластов очень напоминают туфовые турбидиты, описанные для ирендыкской и улутауской свит Южного Урала (Хворова, Ильинская, 1 9 6 1 ; Хворова, Елисеева, 1 9 6 3, 1 9 6 5 ) .

Псаммитовые части туфовых пластов и з-за их наибольшей проницаемости для движения минерализованных вод часто бывают карбонатизированы. Но не­ редко карбонатиэация захватывает не только весь туфовый пласт, но на неко­ торую толщину и соседние породы: в результате образуется единый 'п л а с т ', который легко принять за пелитоморфный известняк .

Кремнистые породы. Формально эти породы миоцена Камчатки след ует от­ носить к группе пород смешанного состава, но они рассматриваются особо, та* как отличаются высокой кремнистостью. На примере этих пород можно восста­ новить первичную природу кремнезема и характер его постседиментационного изменения. Кремнистые породы по форме нахождения в них кремнезема можно свести к трем основным типам (Гречин, 1 9 7 1 ) .

Первый тип - это породы, в которых свободный кремнезем присутствует в виде опаловых панцирей диатомовых водорослей, лишь частично перекристаллизоваиных. Второй тип - породы, сложенные скрытокристаллическим или слабо раскристаллизованным кремнеземом, в основном кристобалитом. Третий тип породы, в которых кремнезем присутствует также в виде скрытокристалличес­ кого или очень тонко раскристаллизованного вещества, но преимущественно в форме кварца (халцедона), Между этими типами существуют переходные разности .

Первый тйп кремнистых пород представлен д и а т о м и т а м и и т у ф о д и а т о м и т а м и, распространенными в какертской свите. Под названием "туфодиатомиты" в настоящей работе понимаются породы, состоящие из смеси органогенных остатков, пирокластического и терригенного материала, пелитовой опалово-глинистой массы. Распределение всех этих компонентов в преде­ лах одного слоя и даже одного куска породы очень неравномерно, поэтому давать более точные номенклатурные наименования представляется нецелесо­ образным, а используемый термин достаточно точно определяет породу как смесь различного материала с преобладанием органогенно-кремнистого и пеп­ лового компонентов. Чистые диатомиты в миоцене Камчатки встречаются ред­ ко; почти всегда присутствует та или иная примесь некремнистого материала .

Туфсщиатомиты и диатомиты - легкие породы, желто-серые, голубоватые, при выветривании становятся белесыми, имеют землистый излом. Слоистость в них выражена неотчетливо, пластический материал либо равномерно рассеян, либо образует небольшие гнездовидные скопления или мелкие, неправильной формы линзочки. Отмечаются следы взмучивания, ходы илоедов (рис.1 2,А ) .

Рис. 12. Слоистые тексту­ ры. Прошлиф., нат. вел .

А - в туфодиатомитах;

Б - в опоках, содержащих обильную примесь псамми­ тового материала

–  –  –

Органогенно— кремнистая составляющая (2 0 -80 % ) туфодиатомитов (рис. 1 3 ) представлена в основном панцирями диатомовых, небольшим количеством спикул губок, единичными радиоляриями. Некоторые панцири диатомей несут еле .

ды растворения. По краям они как бы размыты, не имеют четких контуров и сливаются с пелитовой кремнисто— глинистой массой .

Многочисленны выделения пирита, частично или полностью выполняющие внутреннюю полость диатомей. При растворении кремневой скорлупки они оста, ются в виде характерных шариков или их сростков, имеющих вид слепка с внутренней поверхности панциря. Пирокластический материал (1 0 -3 0 % ) алев­ ритовой и псаммитовой размерности представлен вулканическим стеклом, кристаллами плагиоклаза (реже пироксена, биотита, роговой обманки) и угловаты­ ми обломками эффузивов, преимущественно среднего состава. Терригенная же примесь состоит из хорошо окатанных обломков (в том числе гравийно-галеч­ ной размерности) различных, нередко окиарцованных эффузивов, туфов, мета­ морфических и осадочных пород .

Рис. 13. Туфодиатомиты. Шлифы, ник. 1,увел. около 925 Рис. 14. Опоки. Шлифы, ник. 1, увсл. около 9 2 5 И Лс'литонпи масел1 (20-50".,), представляющей гобой агрегат тончайших че­ шуек глинистых минералов и частично раскристал.чн. юванпого опала, иногда различимы остатки диатомовых и вулканического стекла. По-видимому, основ­ ная часть пелитовой массы и образовалась от разложения мельчайшего диато­ мового детрита. Участие в сложении пелитовой массы продуктов разложения вулканического стекла возможно, но нельзя не отметить, что в ассоциирующих с туфодиатомитами пепловых туфах оно совершенно не затронуто процессами постседиментационного преобразования. Глинистые минералы, по данным рентгеноструктурного изучения, представлены,наряду с преобладающим монтморил­ лонитом, хлоритом и смешанослойными образованиями типа гидрослюда монтмориллонит (см. ниже рис. 28, обр. 1 2 ) .

В табл. 3 приведены химические анализы туфодиатомитов. Содержание S i09 в них колеблется от 72 до 62%, А190^ соответственно от 8,7 до 15%. Эти колебания связаны с изменением относительного количества обломочного и Глинистого материала .

В т о р о й тип - это породы, в которых свободный кремнезем присутствует в виде скрытокристаллического или слабо раскристаллизованного вещества, преимущественно кристобалита. Наиболее чистые разности этих пород - опотКи~ особенно типичны для вивентекской свиты. Это тонкопористые хрупкие Породы с характерным фарфоровидным обликом, обычно тонкополосчатые. Они светлые, кремовых, лиловатых, голубоватых оттенков (иногда встречаются и темноокрашенные разности), при выветривании становятся белесыми. В не­ которых случаях опоки имеют очень тонкую параллельную горизонтальную слоистость, но обычно слоистые текстуры в них Неотчетливо выражены. Чаще псего это мелкая неправильно-линзовидная микрослоистость, обусловленная при­ месью кластического материала, который обычно беспорядочно рассеян в масТ аблица 3 Химический состав туфодиатомитов (вес. %)

–  –  –

с е породы. Иногда такая линзовидная микрослоистость обусловлена скоплением растительного детрита. В некоторых случаях видны микроотюлзневые текстуры (см. рис. 1 2,Б ). Состоят опоки из однородной кремнистой скрытокристалли­ ческой массы, содержащей незначительную примесь глинистых минералов и мельчайших фрагментов вулканического стекла. В отдельных участках породы хорошо видна органогенная структура. Обычно же о ней свидетельствую т лишь остатки перекристаллизованных диатомей или их нерастворившиеся части, а также многочисленные, характерной шаровидной формы выделения пирита, по­ добные таким же образованиям в туфодиатомитах, где они выполняют внут­ ренние полости панцирей диатомей (рис. 1 4 ). Довольно часто в породах име­ ется различное количество (обычно меньшее, чем в туфодиатомитах) примеси пирокластического материала алевритовой размерности, представленного вул­ каническим стеклом со следами растворения или цеолитизированного, кристал­ лами плагиоклаза (№ 2 5 - 4 0 ), редко - пироксеном, биотитом, роговой обман­ кой. Обломочная терригенная примесь в породах почти отсутствует. Содержа­ ние глинистых минералов в опоках очень незначительно, поэтому рентгено­ структурного их изучения не проводилось. Но в ассоциирующих с ними Номера образцов 5{ 68 71

–  –  –

кремнистых туфоаргиллитах, отличающихся от опок только большей ролью гли­ нистого вещества в пелитовой м ассе, определяется тот же комплекс глинис­ тых минералов, что и в туфодиатомитах (см. ниже рис. 2 8, обр. 2 3, 1 9 ) .

Химические анализы опок приведены в табл. 4. Содержание SiOo меняется от 72 до 85%, от 4 до 9%. Колебания связаны с изменением содержа­ ния обломочного материала, количество глинистого вещества остается постоян­ но незначительным .

Третий т и п представлен породами, которые первые исследователи тре­ тичных отложений Западной Камчатки (например, И.Б. Плешаков, Б.Ф. Дьяков) На основании только микроскопического изучения считали кремнистыми и называ­ ли кремнистыми сланцами. В дальнейшем сотрудники ВНИГРИ (Т.В.Ухина, 1 9 5 7 ;

Н.М.Маркин, К.Н.Миронов, 1 9 5 8 ; и др.), проведя определение форм кремнезема м е­ тодом растворимости и неверно отождествив содержание растворимого кремнезе­ ма о содержанием свободного кремнезема, стали называть эти породы аргиллитами и алевролитами, и из геологической литературы исчезло представление об их крем­ нистости. Проведенное различными методами изучение этих пород подтвердило пер­ воначальную точку зрения об их существенно кремнистом составе .

Таблица 4 Химический состав опок (в ес. %)

–  –  –

Обр. 2 6, 2 7, 2 8 - вивентекская свита, Томилинский разрез; обр. 5 9, 6 0, 61 свита, обр. 67 - гакхинская свита, бухта Квачина; обр. 7 6 - пестроцветная

–  –  –

образом многочисленные выделения сульфидов железа, аналогичные встречающим­ ся в туфодиатомитах и опоках и передко сохраняющие форму панцирей циатомей .

В кремнистых туфоаргиллитах (рис. 1 5 ) много мельчайших изотропных (или почти изотропных) трудноопределимых образований. Только при больших увеличениях удается установить, что часть из них представляет собой остатки полурастворявшихся (видимо, перекристаллиэованных) панцирей диатомей, а Другая - остатки вулканического стекла, скорее всего замешенного цеолитом .

Кремнистые туфоаргиллиты отличаются от перекристаллиэованных опок лишь незначительным увеличением количества глинистого вещества в пелитовой мас­ се, подавляющая роль в сложении которой принадлежит, однако, свободному кремнезему. В них присутствует также чуть большая примесь обломочного ма­ териала, представленного в основном вулканическим стеклом и неизмененными кристаллами плагиоклаза (пирокластический м атериал), обломками эффузивов, осадочных и метаморфических пород (терригенный м атериал). Обломочный Кварц крайне редок. Для нижних частей разреза (аманинская свита и низы г акхинской) характерно присутствие в кремнистых породах тонкораспыленног о карбоната .

4 «3 1 Р и с. 15. Кремнистым туфоаргиллит (аманинская свита). Шлиф, ник. 1, увел, около 9 2 5 Слоистость в кремнистых породах гакхинской свиты неотчетлива. Иногда она выражена в чередовании по 2 - 5 см относительно темных и светлых раз­ ностей, имеющих нечеткие границы между собой (рис. 1 6, А ). Кроме того, видны тонкие (миллиметры ) разноориентированные линзочки скоплений расти­ тельного детрита, а также мелкие гнезда обломочного материала. В кремнис­ тых туфоаргиллитах аманинской свиты слоистость неправильная пологоволнис­ тая, как бы растрепанная, очень тонкая (см. рис. 1 6,Б ), обычно слабо вы­ раженная. Более отчетливо она видна там, где подчеркивается скоплением тончайшего органического детрита (более темный цвет) или несколько отли­ чающимся по гранулометрии осадком. В кремнистых туфоаргиллитах аманинской свиты отмечаются следы жизнедеятельности илоедов (рис. 1 7 ) .

Во фракции 0,0 0 1 мм в перекристаллизованных опоках содержится очень м ало глинистых минералов (во фракцию попадает главным образом аутигенный кварц). Все же в них и в кремнистых туфоаргиллитах низов разреза рентгеноструктурным анализом устанавливается присутствие хлорита и смешанослойных образований типа гидрослюда - монтмориллонит (см. ниже рис. 2 9, обр.49, 5 5 ), в верхах гакхинской и в утхолокской свите - монтмориллонита, хлорита и смешанослойных образований (гидрослюда - монтмориллонит, хлорит - вер­ м икулит) .

Химические анализы перекристаллизованных опок и кремнистых туфоаргиллитов приведены в табл. 5. Содержание SiC2 в зависимости от относительно­ г о количества обломочной и глинистой примеси колеблется от 8 6 до 70%, а Al^Og — от 4 до 10% соответственно. Листоватые разности содержат гораз­ до меньше Si0 2 » чем сами перекристаллизованные опоки (ср., например, ана­ лизы обр. 4 9 и 5 1 ). В этой же таблице приведены анализы алевритистых кремнистых туфоаргиллитов (обр. 3 6 ) и их аналогов, сильнее обогащенных глинистым веществом (обр. 8 4 и 8 7 с о. Карагинского и п-ова Ильпинского), характеризующихся низкими содержаниями кремнезема .

Сравнительное изучение охарактеризованных трех типов кремнистых пород приводит к выводу об их единой первично-органогенно-кремнистой природе .

Р и с. 16. Характер слоистости. Прошлиф., нат. вел .

А - в перекристаллизованных опоках (гакхинская свита), Б - в кремнистых туфоаргиллитах (аманинская свита) Рис. 17. Ходы илоедов в кремнистых туфоаргиллитах аманинской свиты. Нат .

вел .

Таблица 5 Химический состав перекристаллизоваииых опок и кремнистых туфоаргиллитов

–  –  –

Обр. 33, 36, НО - тхолокская спита, обр. 13, П7 4 8, 4 0, 51 - гакх скал свита, обр. 55, 56 — аманинская свита, Точилинский разрез; обр.63 гакхинская свита, Майначский разрез; обр. 8 4 - ильхатунская свита, о. КаВо всех трех типах кремнистых пород часто встречается мелкий обуглен­ ный растительный детрит, нередки карбонатные- конкреции, в которых органо- генная структура зачастую сохраняется лучше, чем во вмещающих породах, и присутствуют остатки бентосной фауны с изе остковой раковиной. Ископае­ мые комплексы моллюсков, представленные сравнительно небольшим количе­ ством форм довольно однообразного систематического состава, как и струк­ турно-текстурные особенности содержащих их осадков, свидетельствуют о фор­ мировании отложений в пределах шельфовой области моря, вне зоны взмучива­ ния осадков волнениями. Породы второго и третьего типов образовались, по-видимому, в относительно более глубоководных условиях, чем туфодиатомиты .

Кремнистые породы связаны постепенными переходами и переслаиваются с породами смешанного состава. В тонкообломочных разностях этих пород крем­ нистое вещество играет значительную роль, входя в состав связующей массы, количество которой достигает 50%. В этих породах органогенная структура нередко сохраняется лучше, чем в более "чистых" кремнистых породах того же стратиграфического уровня. Характерен парагенез кремнистых пород с витрокластическими и кристалло-витрок. шетичоскими туфами, которые образу­ ют многочисленные прослои в кремнистых толщах и отчетливо обособляются ВС г

–  –  –

–  –  –

от кремнистых пород. Под пластами туфов и в топких переходных горизонтах от них к вышележащим породам органогенная структура осадков также иногда сохраняет­ ся лучше, чем в "чистых" разностях. Кремнистые породы разных типов содержат одинаковый комплекс глинистых минералов, имеют одинаковый состав тяже­ лой фракции, состоящей на 99% из аутигенного пирита .

Все эти общие черты кремнистых пород, а также те их особенности, кото­ рые отмечались при описании отдельных типов, приводят к заключению о еди­ ной первично-органогенной природе кремнезема во всех описанных кремнистых породах. К тому же выводу приводят и более общие соображения, например, о невозможности хемогенной садки кремнезема из морской воды в обычных ус­ ловиях из-за ее резкого недосышения кремнеземом (Страхов, 1 9 6 6 ). А преоб­ разование пеплов, которые в принципе м огли бы явиться исходным материалом для образования кремнистых породив пределах в сего Тихоокеанского пояса, по крайней мере в неогеновых отложениях, идет.в направлении образования бентонитов, а не кремнистых пород. Т е же самые процессы образования цеоли­ тов и монтмориллонита наблюдаются и в гомогенных пепловых прослоях изучен­ ных разрезов, где пеплы отличаются от кремнистых пород и целым рядом дру­ гих особенностей (состав, стратификация, слоистость, тяжелая фракция и пр.) .

Кремнезем, освобождающийся при глинизации вулканического стекла, может лишь дополнительно обогащать первично преимущественно органогенно-кремнис­ тые породы .

Возникновение же разных типов кремнистых пород из первично-органогенно­ кремнистых осадков связано с постседиментационным перераспределением крем­ незема и изменением его минеральной формы. При переходе от туфодиатомитов к опокам наблюдается постепенное исчезновение органогенной структуры и по­ степенная перекристаллизация опала в кристобалит .

Породы смешанного состава. Эти породы образуют наиболее многообразную группу. Их слагают совместно все принимающие участие в образовании миоце­ новых пород породообразующие компоненты: терригенный и пирокластический материал, пелитовая масса, состоящая из глинистого вещества и первично преимущественно органогенного свободного кремнезема. В различных породах ме­ няется в широких пределах лишь соотношение компонентов, состав каждого из них остается при этом более или менее постоянным .

Между отдельными разновидностями пород существуют все взаимопереходы, и даже формальную границу между ними трудно провести. Согласно рекомен­ дациям Всесоюзного семинара по классификации и номенклатуре вулканогенно­ осадочных пород, состоявшегося в 1 9 6 8 г. в г.Т би ли си (Классификация и но­ менклатура..., 1 9 7 0 ), большинство смешанных пород относится к группе па— ратуффитов (содержат менее 50% пирокластического материала) и названы туфоаргиллитами, туфоалевролитами, туфопесчаниками. При содержании пелитовой массы в породах более 25% и в зависимости от относительного количества свободного кремнезема и глинистого вещества в ее составе к этим названиям добавляются определения "кремнистый" или "слабо кремнистый"(туфоаргиллит ы ), "глинисто-кремнистый" или "кремнисто-глинистый" (туфопесчаники и туфоалевролиты ). В пелитовой м ассе большинства пород подавляющая роль принад­ лежит свободному кремнезему, а глинистое вещество играет подчиненную роль .

Отдельные породообразующие компоненты уже описаны при рассмотрении других типов пород, поэтому здесь можно дать лишь краткую характеристику разновидностей пород смешанного состава .

В зависимости от содержания обломочного материала в пелитовой преиму­ щественно кремнистой м ассе можно выделить непрерывный ряд пород, связан­ ных постепенными взаимопереходами: кремнистые туфоаргиллиты - до 25%, алевритистые и псаммитово-алевритистые кремнистые туфоаргиллиты - 2 5 глинисто-кремнистые туфопесчаники и туфоалевролиты - 5 0 - 7 5%, туфо­ песчаники - больше 75% .

Первая разновидность описана при характеристике кремнистых пород. Вто­ рая и третья похожи друг на друга. Распространены они преимущественно в утхолокской, в низах вивентекской, кулувенской и какертской свит. Это серые и зеленовато-серы е, при выветривании становящиеся белесыми, крепкие породы, имеющие землистый излом. Они имеют неправильную линзовидную сла­ боволнистую слоистую текстуру, много разноориентированных, изогнутых в виде слабовыпуклых гребней, линзочек обломочного материала, а также его гнездовидных скоплений (рис. 1 8 ). Довольно много хорошо окатанной "плаваю­ щей" гальки, особенно обильной в утхолокской свите, где часто встречаются и валуны. М ного обугленного растительного детрита, представленного остатками как наземной растительности, так и водорослей. Под микроскопом пелитовая масса слабо действует на поляризованный свет, микрозернистая или скрыто­ кристаллическая; различимы чешуйки глинистых минералов, имеющие агрегат^ ное угасание. Видны фрагменты полурастворившихся и замещенных цеолитом вулканических стекол, полурастворившиеся остатки диатомовых водорослей, в утхолокской и вивентекской свитах лишь изредка сохраняющие сетчатую ск ульптуру поверхности (вверх по разрезу такие остатки с сохранившейся скульпту­ рой поверхности встречаются все чащ е) .

Обломочный материал алевритовой и псаммитовой размерности плохо сорти­ рован, зачастую трудно выделить какую-либо преобладающую фракцию. Терри­ генный материал представлен в той или иной степени окатанными обломками t^ f Р и с. 18. Характер слоистости в породах смешанного состава утхолокской свиты. Прошлиф., нат. вел .

(алевритовый материал песет лишь слабые следы обработки и не в сегд а) раз­ нообразных пород, среди которых преобладают основные - средние эффузивы, в различной степени раскристаллизованные и измененные вторичными процес­ сами. М ного обломков кремнистых пород (в том числе яш м ), других осадочных и метаморфических пород. 1’ едки обломки интрузивных и жильных пород. Очень редко встречаются галька грапитоидов, обломки угля. К терригенному мате­ риалу относятся также несущие следы обработки и нередко в гой или иной степени измененные плагиоклазы (преобладают олигоклаз-андезины, более основные редки), немногочисленные обломки кварца, очень редкие калишпаты, окатанные обломки слабо измененных цветных минералов (пироксена, ро­ говой обманки) .

Пирокластический материал представлен главным образом не несущим ни­ каких следов обработки вулканическим стеклом, аналогичным стеклу в туфах, очень редко встречается палагонитизированное базальтовое стекло. В вивен— текской и вышележащих свитах много белой волокнистой пемзы. Плагиоклазы, так же как в туфах, имеют свежий облик. Они оскольчаты или сохраняют кристаллографические очертания, иногда анальцимизированы, по составу олигоклаз-андезины, реже более основные. Цветные минералы те же, что и в туфах. Литокласты представлены неправильной формы обломками эффузивов, преимущественно андезитов со стекловатой основной массой, базальты редки, еще роже встречаются дациты. Встречаются зерна глауконитоподобпого мине­ рала, не только образующего колломорфные выделения, по и развивающегося по вулканическому стеклу и но стекловатой массе некоторых эффузивов. Осо­ бенно много глауконита в туфопесчаниках, представляющих собой крайний член описываемого ряда пород. Туфопесчаники распространены незначительно (в кулувенекой свите, частично в ильинской, а в Майначском разрезе также и в основании гакхинской свиты ), состоят из смеси преобладающего терригенного материала с пирокластическим, представленным витро-, криеталло- и литокластами. Цемент в породах базальный глинисто-цеолитовый, нередко с примесью свободного кремнезема .

Во фракции 0,0 0 1 мм всех этих пород, кроме преобладающего монтмо­ риллонита, отмечается примесь хлорита, гидрослюды и смешанослойных об­ разований (см. ниже рис. 2 8, 29, обр. 17, 6 4 ), редко каолинита. В некото­ рых случаях эта примесь может отсутствовать .

По тому же принципу (изменение относительного количества обломочного материала) подобный описанному выше непрерывный ряд можно наметить для гораздо менее распространенных пород, в пелитовой м ассе которых гли­ нистое вещество преобладает над свободным кремнеземом: слабо кремнистые туфоаргиллиты - до 25%, алевритистые и псаммитово-алевритистые слабо кремнистые туфоаргиллиты - до 2 5 -5 0 %, кремнисто-глинистые туфоалевролиты и туфопесчаники - 5 0 - 7 5 %. Эти породы характеризуются темным зелен овато-серы м цветом, некрепко сцементированы, легк о рассыпаются в труху, отличаются очень плохой сортированностью обломочного материала, присутст­ вием не только большого количества хорошо окатанной гальки, но и валунов различного размера (состав обломочного материала примерно тот же, что и в других породах смешанного состава, но обычно сильно преобладает терригенный). Распространены эти породы почти исключительно в утхолокской свите .

Подобные породы, встречающиеся в некоторых горизонтах гакхинской свиты Майначского разреза, не содержат такого обилия грубообломочного материала .

Подводя итог сказанному в этой главе, еще раз напомним, что главнейши­ ми породообразующими компонентами изученных отложений служат обломочный терригенный материал, аллотигенное и аутигенное глинистое вещество, про­ дукты эксплозивной вулканической деятельности, первично органогенный крем­ незем .

Терригенный обломочный м а т е р и а л характеризуется полимиктовым составом, одинаковым во всех частях изученных разрезов. Особенностью е г о является относительно свежий облик обломков и преобладание эффузивов преимущественно основного - среднего состава, присутствие обломков разно­ образных осадочных и метаморфических пород. Характерно преобладание среди плагиоклазов олигоклаэ— андезинзв, небольшое количество кварца, редкость калишпатов. Характер обломочного материала, несколько меняясь по грануломет­ рическим фракциям, в целом остается более или менее постоянным как в вер­ тикальном разрезе, так и на изученной плошади. По данным Н.М. Маркина с соавторами (1 9 6 6 и 1 9 6 9 r r. ) j в южной части Западно-Камчатского прогиба, при приближении к Срединному массиву кристаллических пород, в составе от­ ложений увеличивается роль кварца, калишпатов и гранитоидной гальки .

Г л и н и с т ы й м а т е р и а л, по данным рентгеноструктурного изучения, представлен монтмориллонитами, гидрослюдой, хлоритом и различными сме— шанослойными фазами (например, гидрослюда - монтмориллонит, хлорит - вер­ микулит). Каолинит отсутствует или его очень незначительное количество .

Весьма характерно, что в разных частях разреза в туфах развиты исключитель­ но монтмориллониты..Они являются аутигенными продуктами замещения вулка­ нического стекла и образуют колломорфные выделения в ассоциации с цеоли­ тами; характерны также петельчатые и сложные спутанно-струйчатые тексту­ ры, подчеркивающие первичную витрокластическую структуру осадка. В сме­ шанных породах наряду с монтмориллонитами отмечаются d том или ином количестве гидрослюда, хлорит и смешанослойные образования. Они широко распространены даже в верхних частях разреза, где пирокластический ма­ териал почти или совсем не затронут вторичными изменениями. Перечислен­ ные глинистые минералы в этом случае можно считать терригенными или во всяком случае продуктами трансформации аллотигемного глинистого вещества .

Для них характерны ориентированные текстуры с агрегатным угасанием. Од­ нако в тех частях разреза, где широко развиты процессы монтмориллонитизации пирокластического материала, невозможно оценить роль аутигенных и аллоти— генных монтмориллонитов .

Пирокластический м а т е р и а л, в отличие от терригенного, редко встречающегося вне смеси с другими компонентами, не только является одной из составных частей пород смешанного состава, но и образует очень частые са­ мостоятельные прослои среди других пород и обычно характеризуется отсут­ ствием окатанности. Характерно преобладание вулканического стекла. В целом состав его d вертикальном разрезе и на изученной площади остается более или менее постоянным и близким к андезито-дацитовому, только в утхолокской свите значительная роль принадлежит более основному, преимущественно кристалло— литокластическому материалу, а в других свитах, основной пирокласти­ ческий материал встречается редко .

С в о б о д н ы й к р е м н е з е м в миоценовых отложениях, как это явствует из характеристики кремнистых пород и было показано автором ранее (Гречин, 1 9 7 1 ), имеет первично-органогенную природу. Основными поставщиками его в осадок служили диатомовые водоросли, в меньшей степени — спикулы губок .

Органогенная структура пород хорошо сохраняется только в верхних частях разреза. Исчезновение ее вниз по разрезу и превращение кремнезема в скры­ токристаллический или очень тонко раскристаллизованный агрегат сопровож­ дается и изменением его минеральной формы. Свободный кремнезем не только образует довольно высококремнистые разности пород, но и в качестве одного из главных компонентов входит в состав большинства смешанных пород. Мож­ но с уверенностью констатировать главенствующую роль свободного кремне­ зема и подчиненную глинистых минералов в сложении пелитовой массы таких пород .

Относительная роль основных породообразующих компонентов в изученных разрезах иллюстрируется рис. 4— 6. В графе I на каждом рисунке в схемати­ зированном и приближенном виде изображено изменение соотношения обломоч­ ного материала (терригенного. и пирокластического) и пелитоморфной состав­ ляющей различных пород в разрезах (не учитываются туфовые п ласты ). Эта оценка, хотя и очень приблизительная, все же дает наглядное представление об относительной роли этих породообразующих компонентов и об обшей тен­ денции изменения их соотношения. Хорошо видно сильное преобладание пелитоморфной составляющей ^ пород в сложении большей части разреза. Если теперь вспомнить о подавляющей роли свободного кремнезема в составе пелитовой массы большинства пород, то становится очевидной та огромная роль, которую играло органогенно-кремнистое осадконакопление в формировании изученных отложений (изменение относительной роли кремнезема по разрезу показано в графе IV ). Р о ль свободного кремнезема не только соизмерима, но часто значительно больше роли терригенного и пирокластического материала. Во всех разрезах соблюдается общая тенденция к увеличению роли обломочного материала в целом и терригенного компонента в частности вверх по раз­ резу .

На фоне этой общей тенденции в разрезах можно выделить несколько уров­ ней, на которых увеличивается относительная роль материала, поступавшего от разрушения суши. Это — низы миоценового разреза (песчаники основания гакхинской свиты — Майначский разрез, туфоаргиллиты аманинской свиты с относительно большой ролью аллотигенных глинистых минералов — Точилинский р а зр ез), утхолокская, верхи кулувенской и какертской, ильинская свиты .

В графе II приведены данные о числе и суммарной мощности туфовых пластов и график изменения ее отношения к мощности включающей свиты или ее части. Относительное увеличение роли пирокластического материала отме­ чается для среднего миоцена. В целом же (если учитывать материал в сме­ шанных породах и в гомогенных пластах) роль продуктов эксплозивной вулка­ нической деятельности в формировании осадков была вполне соизмеримой с ролью материала, поступавшего от разрушения суши. Непрерывность влияния на миоценовую седиментацию всех трех главных источников вещества (раз­ мыв суши, вулканическая деятельность, жизнедеятельность организмов) стано­ вится особенно очевидной, если не ограничиваться изучением небольшого райо­ на, а рассматривать регион в целом. Возможность накопления того или иного типа осадков обусловливалась многочисленными факторами. В распределении материала в морском бассейне немалую роль играет его гидродинамика, глу­ бина, удаленность берегов и очагов извержений и т.п. Некоторые из этих во­ просов-будут рассмотрены в специальной главе .

В состав ее включены также сохранившиеся панцири диатомей, часто имею­ щие алевритовую размерность .

Г Л AI1A ЧЕТНЕРТАЯ

ОСНОВНЫЕ КАТАГЕНЕТИЧЕСК ИЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ

Изучение мощных непрерывных разрезов отложений, состоящих в обшем-то из однообразных (как это явствует из предыдущей главы) исходных компо­ нентов, позволяет проследить направление и интенсивность их катагенетического изменения. Преобразование осадка, выражающееся, в частности, в постседиментационном минералообразованни и перераспределении вещества, соглас­ но существующим представлениям (Страхов, 1 9 5 3 ), начинается на ранних стадиях его существования. Однако многие диагенетические минеральные но­ вообразования в значительной степени видоизменяются или даже уничтожают­ ся последующими преобразованиями. В изученных отложениях на разных этапах диагенеза сформировались широко распространенные пирит, глауконит, геннойи и многочисленные карбонатные конкреции иного вида, а также некоторые и другие образования. По не они и не диагенетические процессы в целом явля­ ются основным предметом изучения. В работе основное внимание уделено тем изменениям, которые произошли позднее, в катагенезе, и наиболее сильно ска­ зались на таких важнейших породообразующих компонентах, как органогенный кремнезем и пирокластический материал (главным образом вулканическое стек­ ло). Автор отдает себе отчет в трудности проведения формальной границы меж­ ду диагенезом и катагенезом, этими двумя стадиями существования осадка (породы). Однако вряд ли можно возражать против того, что отложения ка— ксртской свиты (верхней части изученного интервала разреза), перекрытые толщей плиоцен-четвертичных осадков не менее чем 350-метровой мощности, дилгенетическую стадию прошли. Перекрывающие отложения в своих морских фациях по степени вторичных преобразований несильно отличаются от какертской свиты 1, но уже в низах ее интенсивность постседиментационных преоб­ разований, например, вулканического стекла, сильно увеличивается. Несом­ ненно, без большой ошибки можно считать, что те постседиментационные из­ менения, которые отмечаются в породах какертской свиты, отвечают конеч­ ным стадиям диагенеза — началу катагенеза .

ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ

ОРГАНОГЕННОГО КРЕМНЕЗЕМА

Направленность и интенсивность постседиментационных преобразований пер­ вично органогенного кремнезема зависит как от внешних условий, так и от свойств самого органогенного кремнезема и тех новых форм, которые возпикш в результате его преобразования. Большое значение имеет раствори­ мость различных форм кремнезема и возможность перехода одних модифика­ ций в другие .

Поскольку основными породообразующими кремневыми организмами служат диатомовые водоросли, то свойства слагающего панцири диатомей кремнезема определяют не только возможности попадания их остатков в осадок, но и ин— ^Континентальные фации могут и отличаться вторичными преобразованиями .

тонсявность ностсодимеитшшошюго преобразования, по крайней море по ран­ них стадиях .

Согласно исследованиям Чоргепзенл (Jorgenson, 1 9 5 5 ), створки пиатомей состоят из кремнезема в чистой неорганической форме. По своим свойствам он близок к опалу, ронтгеноаморфен и, по донным Лепин ( Low in, 19 59, 1.96 J ), представляет собой полимер с неупорядоченной структурой. Кроме преоблалаюшого кремнезема, количгчттво которого колеблется от К ) го 100% (да сухой остаток), в составе панцирей диатомсй обнаружены Л1.,0.( ( 3,5 -1, ("',), Fc.,0.t (1 — 5%), Р.,0- (5 -2,4 % ); обнаружены так:+.о Mi, К. As, J (Виноградов, 1935), Панцири пиатомей различных родов содержат неодинаковое количоство кремне­ зема: например, в панцирях мелких ( 'hartori’ras его содержание составляет 40% (в расчете па сухой вес), а у Cosi-inndisrux — 7 5% (Vtaiks, 1 9 2 9 ) .

Степень сохранности диатемой, как было показано многими иг. -л.подателя­ ми, зависит от целого комплекса причин .

Несомненно, на скорости растворения сказы па юте я удельная иоверхнос и, толщина и размеры створок; очевидно также, что диато.мен в гюкоянюйсн ста­ лии развития, споры, защищены от растворении лучше, чем панцири организ­ мов, пог ибшие в период активной стадии жизни. Паниири от лонг,них видов мо­ гут предохраняться от растворения органической оболочкой с участием группы Si — О — С (Cooper, 1 9 5 2 ) или очень прочными кромиий-орвлничсскими сое­ динениями типа пектиновых кислот (Горюнова, 1953.). Полотую роль видов Coxcinodixc их в донных осадках д ат левое точных морей С,О. Горюнова ибч. ме­ няет не только этими микрохимическими особенностями строения их п пьшрои, но и спецификой процесса автолиза, не связанного с разрушением створок при выходе в поду протоплазмы. На основе экспериментальных данных Левин (Г г — win, 19G1) показала, что ионы некоторых металлов, ьаких, как AI, Нс, Fe Ga, Cd, Y, способны смешиваться с кремнеземом лип гомей и создавать защитную неорганическую оболочку, которая влияет как на ход растворения днагомей, так и на срок их окончательного растворения .

Таковы некоторые свойства состава и строения панцирей диатомсй, влияю­ щие на возможность, их захоронения и сохранения в осадке. Существует и дру­ гая группа факторов, связанная в основном со свойствами среды .

На процессы растворения диатомсй влияет величина pH в воде бассейне и в иловом растворе. Экспериментальными данными (Jorgensen, 1955; l.ewin, 1 9 6 1 ) показано, что в резко кислой среде кремнезем диатомсй, очищенных от защитных пленок, почти не растворяется, скорость растворения увеличи­ вается при возрастании щелочности и достигает максимума при pH от 8,6 до 9,1 (рис. 1 9 ). Однако интенсивное растворение происходит только в на­ чале опытов; уменьшение скорости растворения с течением времени указан­ ные авторы связывают с тем, что SiC^ присутствует в легко- и тру/wo гидро­ лизуемых формах, которым свойственны розные скорости растворения .

Благоприятно сказывается на сохраняемости панцирей пиатомей в период погружения на дно моря низкая температура волы (Горюнова, 1 9 5 8 ). Они лучше сохраняются в осадках, насыщенных кремнекислотой (Бруевич, 1 9 5 3 ) .

Многие исследователи (Riedel, 1959; Жузе, 1959; и др,) связывают сох­ раняемость дидтомей в донных осадках с темпами седиментации .

Перечень данных, свидетельствующих, о многообразии причин ‘различной сохраняемости панцирей диатомей, можно было бы продолжить!. Но и при­ веденные данные хорошо объясняют, почему в ископаемом состоянии часто наблюдается лишь частичное сохранение органогенной структуры и почему в породах, почти надело утративших ее, иногда можно видеть хорошо сохра­ нившиеся остатки кремневых организмов .

Поскольку характер постседиментадионных преобразований кремнезема в значительной мере зависит от растворимости различных его форм, ниже приводятся некоторые данные по этому вопросу .

‘'"Более полный обзор литературных данных по этому вопросу имеется в ра­ ботах О.Г. Козловой (1 9 6 4 ), У.Г, Дистанова с соавторами (1 9 7 0 ) и лр .

Большинство работ, посвященных растворимости кремнезема, касается а мор фнои ег о разновидности. Как показали многочисленные экспериментальные ис­ следования (Окамото и др., 19G3; Краускопф, 1 9 6 3 ), растворимость аморф­ ного кремнезема (рис. 2 0 ) при обычных условиях равна примерно 1 2 0 мг/д. Она возрастает при увеличении температуры практически не зави­ сит о г нелкчинь. pH при значениях 9 и резко увеличивается при pH 9 (при­ чем значение pH, при котором резко возрастает растворимость кремнезема, не зависит о г температуры до 1 0 0 °), уменьшается в присутствии А1Ч‘ ‘ ‘ ~.1 (важна также концентрация Al'^M pH F и с. • 9. Влияние pH и времени па скорость растворения анатом ой (Lewin, 1961; Jorgensen. 193 9;

Р и с. 20. Растворимость аморфно]-о кремнезема (Окамото и др., 1 9 6 3 ) Биогенный кремнезем по растворимости ближе, чем другие формы кремне­ зема, стоит к аморфной разновидности (см. рис. 19), но в экспериментах ста­ дия насыщения не была достигнута. Растворимость кремнезема панцирей диа— томей уменьшается по мере их фоссилизаиии. Однако физические и химичес­ кие реакции этого процесса и его длительность в полом сше мало известны .

Имеются данные о том, что кремнезем фоссилизировлнных панцирей диатомей по растворимости близок к опалу или в зависимости от степени перекристал­ лизации к другим кристаллическим модификациям кремнезема. Можно думать, что в анагенезе происходит частичная дегидратация кремнезема органических остатков без существенных нарушений скульптуры их поверхности и образу­ ется опал .

Экспериментальные данные по растворимости кристаллических модификаций кремнезема немногочисленны, что связано с длительностью достижения равноПо существующим представлениям (Мнлло, 1 9 6 6 ), которые разделяются мно­ гими исследователями, большинство природных опалов не являются в стро­ гом смысле слова аморфным веществом, а представляют собой вещество с частичной неупорядоченной структурой кристобалита или тридимита; степень их структурного совершенство изменяется в широких пределах: от почти пол­ ной неупорядоченности до той степени упорядоченности, которая свойственна кристобалиту (или тридимиту). Халцедон по своей структуре близок кварцу и отличается от него присутствием участков неупорядоченного кремнезема .

Существует мнение, что халцедон отличается от кварца только присутст­ вием субмикроскопических пор (Дир и др., 1 9 6 6 ) .

иееного состояния. Р.Вей и Б.Сиффер, на чьи данные ссы лается Ж.Милло ( 1 9 6 8 ), определяют растворимость кварца в 7 мг/л, кристобалита и опала, 2 0 мг/л и считают эти величины, полученные после двухмесячного опыта, не частичной, а истинной растворимостью (рис. 2 1 ). К.Б. Краускопф же (1 9 6 3 ) ссы лаясь на результаты чужих экспериментов, которые сам он, впрочем, считает неубедительными, пишет об опытах, проведенных почти при точке кипе­ ния воды и ' показывающих, что опал как в виде грубораздробленного материа»

ла, гак и в форме диатомита будет растворяться, образуя раствор с концент­ рацией, равной по крайней мере 2/3 концентрации, полученной из геля кремSiO, мг/л <

–  –  –

незема при тех же условиях. Можно думать, что разные опалы имеют различ­ ную растворимость, и это их свойство может быть сравнимо с растворимостью геля кремнезема (однако насколько велико это сходство, остается неизвест­ ным). Кроме того, эти опыты можно расценивать как свидетельство увели­ чения растворимости опала с ростом температуры .

Растворимость халцедона, определенная в обычных условиях, близка к раст­ воримости кварца, но, по данным К.Пелто ( Pel co, 1 9 5 6 ), при 9 5 ° после 17 часов растворения увеличивается до 5 0 м г/л, что определенно свиде­ тельств ует о некоторой ее зависимости от температуры. Растворимость кристобалита, по мнению С. Минутани (Mizutani, 1 9 6 7 ), подобна раство­ римости опала .

При всей неясности вопроса о времени достижения равновесной концентра­ ции для различных природных модификаций кремнезема и самой величине этой концентрации, видимо, нельзя не согласиться с представлениями Ж.Милло ( 1 9 6 8 ) о том, что природные формы кремнезема, отличающиеся по своей структуре и степени кристалличности, обладают разданной растворимостью, но при этом она значительно уступает растворимости аморфного кремнезема .

Кроме того, экспериментальные данные показывают тенденцию к увеличению растворимости с повышением температуры для всех форм кремнезема .

Вероятно также, что щелочная среда благоприятствует растворению, осо­ бенно при pH 9, а для органогенного кремнезема и при меньших значениях .

Согласно многочисленным измерениям, концентрация кремнезема в природных водах (з а исключением горячих источников) никогда не достигает величины равновесной концентрации аморфного кремнезема ( 1 2 0 - 1 4 0 м г/ л ). Б олее того, в морских водах она составляет всего 0, 1 -5 м г/л у поверхности и может уве­ личиваться на глубине до 5 - 1 0 мг/л. Многими исследователями было пока­ зано, что кремнезем в природных водах находится в молекулярно диспергиро­ ванном виде; е го хемогенная садка при таких концентрациях (не достигающих величины равновесной концентрации даже для кварца) в любой минеральной фор' ме невозможна, а происходит, как уже отм ечалось ранее и как установлено океанологическими исследованиями (Лисицын, 1 9 6 6 ; Лисицын и др., 1 9 6 6 ), лишь биогенное осаждение кремнезема из морской воды .

Однако в поровых растворах морских илов концентрация кремнезема может достигать 2 0 - 8 0 и даже 1 0 0 мг/д1. Очевидно, что растворение биогенного кремнезема (а также, возможно, и силикатов) в постседиментационную стадию может приводить и приводит к достижению равновесной растворимости по от­ ношению к любой минеральной форме кремнезема, за исключением аморфного .

Если бы поровые воды содержали в растворенном виде только молекулярную кремнекислоту (H^SiO^), то теоретически в первую очередь должно было бы происходить осаждение кварца. Однако присутствие в природных растворах раз­ нообразных катионов приводит к тому, что осаждающийся кремнезем, захватывая эти посторонние ионы, не может обладать структурой кварца, а имеет струк­ туру кристобалита (и опала с частичной кристобалитовой упорядоченностью) или тридимита, поскольку эти минеральные формы кремнезема имеют более от­ крытые, чем у кварца, структуры, способные вмешать чуждые примеси. К.Б.Краускопф ( 1 9 6 3 ) также отмечает, что из природных вод, видимо, сразу образу­ ется опал (б ез гелеподобной стадии). В настоящее время имеются многочис­ ленные эмпирические данные, полученные при наблюдениях над различными гео­ логическими объектами и свидетельствующие о том, что опал со временем пе­ реходит в другие модификации кремнезема; эти изменения в конце концов при­ водят к образованию наиболее устойчивой кварцевой формы. Однако условия, способствующие или препятствующие этим реакциям, остаются все еще неяс­ ными. Неясен также и механизм преобразования одних форм кремнезема в дру­ гие. Обязательны ли переход кремнезема в раствор и выпадение в другой фор­ ме или структурные преобразования модификаций м огут (или осуществляются обычно) происходить без стадии раствора под влиянием таких факторов, как давление, температура, время? Все же для многих природных процессов, оче­ видно, обязательно присутствие воды в том или ином виде. Она необходима как для перехода биогенного кремнезема в "абиогенное" скрытокристаллическое кремнистое вещество, так и для структурного преобразования кристобалита в кварц (халцедон)2 .

Существуют и экспериментальные подтверждения преобразований одних форм кремнезема в другие, в том числе и тех, которые наблюдаются в миоценовых отложениях Камчатки. Так, например, И.Энделл ( Endel l, 1 9 4 8 ) путек нагре­ вания диатомей установил этапы кристаллизации кристобалита. По данным Дж.Уайта и Дж.Корвина (White, Corwin, 1 9 6 1 ), при обработке кристобалита гидротермальными растворами при умеренных температурах и давлении образу­ ется халцедон; в слабокислых растворах превращение, как правило, не осущест­ вляется, но в слабощелочных происходит быстрое и полное преобразование .

Эти и другие экспериментальные данные нельзя прямо относить к природным про­ цессам, потому что, во-первых, в природе не существует "стерильных" ус­ ловий лабораторных опытов. А во-вторых, как показьшают наблюдения над некоторыми изменениями форм кремнезема или их состояния, они м огут протекать и в нормальных условиях, но крайне медленно; можно полагать, что в масштабах геологического времени различные преобразования кремнезема осуществляются и при более низких значениях давления и температуры, чем те, которые нужно создавать для возможности их наблюдения в лаборатории. Од­ нако очевидна общая тенденция благоприятного влияния повышения температуры и давления на интенсивность преобразования кремнезема в природе .

Представляется возможным и интересным проследить ход и интенсивность постседиментационных преобразований первично органогенного кремнезема, при­ водящих к образованию различных типов пород, в мощных непрерывных разреВ водоносных горизонтах на суше содержание кремнезема, определяемое кли­ матическими условиями и условиями выветривания, колеблется от 10 до 3 0 м г/л и может достигать 6 0 м г/л (М илло, 1 9 6 8 ) .

Если и не для предварительного перевода кремнезема в раствор, то во вся­ ком случае для удаления ионов-примесей из структуры кристобалита .

зах. Общие закономерности преобразования кремнезема сохраняются во всех изученных разрезах, но наиболее благоприятные возможности их изучения Име­ ются в Точилинском разрезе, характеризующемся наибольшей полнотой и почти непрерывным распространением сильно обогащенных свободным кремнеземом порол. Напомню, что среди высококремнистых разностей пород выделено три типа: диатомиты + туфодиатомиты (распространены в какертской св и те), опоки (низы кулувенской - вивентекская свиты ), перекристаллизованные опоки + крем, нистые туфоаргиллиты (аманинская, гакхинская, утхолокская свиты ). Формы кремнезема в высококремнистых разностях и связанных с ними постепенными переходами смешанных породах с одного стратиграфического уровня одни и те же^ Микроскопическим исследованием пород из послойно изученных разрезов ус­ танавливается постепенное исчезновение органогенной структуры при переходе от диатомитов к опокам сверху вниз по разреоу. Уровень, ниже которого пре­ обладают породы лишь с частично сохранившейся органогенной структурой, а з атем и с напело уничтоженной, в Точилинском разрезе находится примерно в 7 5 - 1 2 5 м выше подошвы какертской свиты (см. рис. 4 ). Очень характерно, что к этому же уровню приурочено исчезновение не затронутых вторичными преобразованиями туфов и появление глинизированных туфов, В разрезе бухты Квачина органогенная структура пород хорошо сохраняется еще в верхах ку­ лувенской свиты, где распространены также и не затронутые вторичными пре­ образованиями туфы. Вниз по разрезу и здесь органогенная структура постепен­ но исчезает, хотя и в опоках этого разреза заметна иногда лучше, чем в То­ чилинском разрезе .

При изучении преобразования минеральной формы кремнезема использовались методы ИК-спектроскопии, рентгеноструктурный анализ и химический анализ, включающий полный силикатный и определение форм кремнезема методом растворимости (Гречин, 1 9 7 2 ) .

Па рис. 22 приведены наиболее характерные ИК-спектры, полученные для выделенных типов пород на инфракрасном спектрофотометре UR - 2 0 в диа­ пазоне 1 8 0 0 - 4 0 0 см- 1. Как известно, для модификаций кремнезема харак­ терными являются полосы поглощения в области 1 2 5 0 - 1 1 0 0, 8 3 0 - 7 5 0 и 5 3 0 - 4 6 0 см~1. У каждой кристаллической формы кремнезема наблюдаются свои специфические полосы: для а -кварца - 1 1 6 7, дублет 8 0 4 - 7 8 5, 6 9 5 и 5 2 6 см- 1; для а -кристобалита - 1 2 0 0 и 62 5; для тридимита - 5 6 8 см- ;

халцедоны характеризуются присутствием тридимитовой и кварцевой полос (Севченко, Флоринская, 1 9 5 6 ; Плюснина и др., 1 9 7 0 ). И.И. Плюснина с со­ авторами выделяет три группы опалов: 1) опалы со спектром а-кварца и добавлением полосы молекулярной воды (1 6 4 0 см“ ^ ); 2 ) опалы со спектром а -кристобалита и полосой молекулярной воды; 3 ) стекловидные опалы. Для по­ следних характерны: более широкая основная полоса, иногда полоса 9 6 0 см - -*-, максимальная для модификаций кремнезема полоса 1 6 4 0, ослабление пика 7 8 5 .

Как видно из приводимых на рисунке спектров, отчетливо обособляются по­ роды третьего типа (перекристаллизованные опоки + кремнистые туфоаргилли­ ты низов разреза), характеризующиеся типичными для кварца полосами погло­ щения. Для пород второго типа (опок) характерен спектр кристобалита. Спект­ ры пород первого типа (диатомитов + туфодиатомитов) наиболее близки к спек­ трам "стекловидных опалов". Однако в некоторых случаях (при отсутствии по­ лосы 6 2 5 см- -*-) спектры пород второго и первого типов очень похожи и не­ значительно отличаются только формой и относительной величиной пика 7 8 5 c M i поэтому достоверно отличить их друг от друга не всегда возможно^. Точность ''’ В перекрывающих отложениях встречаются породы, аналогичные туфодиатомитам какертской свиты, о В сего проанализировано около 5 0 образцов разных типов пород из нескольких разрезов (включая о.Карагинский и Сахалин) .

3 —1 Полоса 1 6 4 0 см не может быть руководящей, так как в породах присут­ ствуют цеолиты .

п

–  –  –

метода не позволяет выявить все присутствующие в породе модификации крем­ незема. Но спектрах обычно отражается только одна преобладающая модифика­ ция; характерные полосы других модификаций, присутствие которых устанав­ ливается, например, рентгеноструктурным анализом, либо неотчетливы, либо от­ сутствуют вовсе. Но все же с некоторыми оговорками метод применим для оп­ ределения принадлежности породы к тому или иному типу (особенно для иден­ тификации пород третьего типа) .

Более надежным методом определения присутствующих в породе модификаций кремнезема и оценки их относительной роли служит рентгеноструктурный ана­ лиз. На рис. 23 приведены рентгенографические кривые порошковых препара­ тов в основном для тех же образцов, что и ИК-спектрограммы на рис. 22 .

на Z./2Z Р и с. 2 3. Рентгенограммы кремнистых пород I — туфодиатомиты; II — опоки и их аналоги; III — перекристаллизованныс опоки и их аналоги. Положение образцов в разрезах см. на рис. 2 2 и в табл .

Присутствие опала определяется по наличию большого аморфного фона, крис­ тобалита - по базальному рефлексу 4,0 4 А и некоторым другим, кварца А; 4,2 4 А и другим. В породах первого типа помимо преобладающего рентгеноаморфного вещества отчетливы, но имеют слабую интенсивность реф­ лексы кристобалита и кварца. В породах второго типа кроме преобладающего кристобалита присутствует кварц (сильные рефлексы), а рентгеноаморфное вещество, по-видимому, отсутствует (или его очень мало)-*-. В переходных р в У ^Условия съемки одинаковы для всех образцов .

ностях к породам третьего типа интенсивность кварцевых рефлексов иногда равна или даже больше кристобалитовых. На рентгенограммах пород третьего типа рефлексы кристобалита отсутствую т или выражены очень слабо, кварце­ вые рефлексы имеют большую интенсивность, рентгеноаморфный фон отсут­ ствует. Рентгенограммы подтверждают данные ИК-спектроскопии о преобла­ дании кварцевой формы кремнезема. Таким образом, рентгеноструктурное изу­ чение позволяет проследить направление катагенетических преобразований крем­ незема от менее к более устойчивым его формам. Правда, на рентгенограммах не всегда надежно можно оценить роль рентгеноаморфного вещества; не от­ личаются по своим рентгеноструктурным свойствам от кварца халцедоны, при­ сутствие которых в породах возможно .

Оба использованных метода дают возможность так или иначе оценить отно­ сительную роль модификаций кремнезема и ее изменение в процессе катаге­ нетических преобразований. Возможность хотя бы приблизительного определе­ ния количества не связанного в алюмосиликатах кремнезема в породе дает только химический анализ. Колебания в содержании кремнезема, определенные полным силикатным анализом, в каждом типе связаны с относительным коли­ чеством разбавляющего первично органогенный кремнезем материала. Состав его по всем у разрезу примерно одинаков. Поэтому, сравнивая целую серию химических анализов каждого из трех типов кремнистых пород (см. табл. 3,4,5 ), можно прийти к заключению о том, что для приблизительного расчета количест­ ва кремнезема, связанного в алюмосиликатах, можно воспользоваться отноше­ 1/3. Количество свободного кремнезема определяется по раз­ нием A lgO y'S iC ^ нице валового и связанного в алюмосиликатах. Такие расчеты дают для неко­ торых из проанализированных всеми методами пород содержание Si0 2 cno6 око­ ло 4 5 (диатомит, обр. 9 ), 6 5 (опока, обр. 2 6 ) и 75% (перекристаллизованная опока, обр. 4 7 ) .

Сравнение химических анализов пород разных типов показывает, что в це­ лом содержание кремнезема в туфолиатомитах несколько ниже, чем в породах второго и третьего типов. Это может быть связано с различными явлениями и процессами. Кремнистые илы, из которых образовались породы второго и третьего типов, могли быть изначально более кремнистыми либо и з-за мень­ шей роли разбавляющего материала, либо вследствие формирования их из родов диатомей с более высоким содержанием кремнезема в панцире .

Нельзя исключить, однако, и возможность лостседиментационного перерас­ пределения вещества. Как будет показано ниже, при глинизации туфов высво­ бождается значительное количество кремнезема, который мог мигрировать во вмещающие породы. Возникновение тонкой пластовой отдельности и рассланцованных горизонтов в породах второго и третьего типов также может сопро­ вождаться перераспределением вещества. На такую мысль наводит сравнение химических анализов перекристаллизованных опок (обр. 4 9 ) и их рассландованных разностей (обр. 5 1 ), содержащих соответственно 82 и 69% SiC^CM .

табл. 5 ). Плоскости пластовой отдельности, которыми ограничены эти две разности кремнистых пород, не всегда точно совпадают с плоскостями наслое­ ния, поэтому можно думать, что указанная разница химических составов не имеет строго седиментационного характера. Кроме того, в опоках иногда на­ блюдается морфологически слабо выраженная разлинзовка. Внутри этих нечетко выраженных линз содержание SiC^ больше (—8 8 %), чем во вмещающих по­ родах ( — 7 8 % ) (см. табл. 4, обр. 6 6 и 6 5 ), что также свидетльствует о постседиментационном перераспределении вещества .

Для определения форм кремнезема химическим путем принята методика, основанная на их различной растворимости в щелочах и кислотах (М етоды изучения..., 1 9 5 7 ). Из одной навески определяется содержание растворимых форм в содовых вытяжках, из другой - нерастворимых форм путем разложе­ ния породы фосфорной кислотой и последующей обработки осадка раствором соды .

В некоторых работах принято интерпретировать получаемые данные как содержа­ ние "аморфного" кремнезема в первом случае и кварца во втором, что неверно .

–  –  –

Такая методика в применении к изучаемым породам дает ненадежные ре­ зультаты. По-видимому, потому, что первично-органогенный кремнезем в них находится на разных стадиях перекристаллизации, в одной породе присутс'ввуют одновременно несколько его модификаций, а также, возможно, их про­ межуточные формы. В табл. 6 приведены полученные этим методом данные о содержании нерастворимого кремнезема в каждом из трех типов пород; а так­ же о содержании растворимого кремнезема в последовательном ряду содовых вытяжек. В содовый раствор, несомненно (ср., например, с данными рент­ геноструктурного изучения, рис. 2 3 ), переходят и опал, и кристобалит, поэто­ му химическим путем эти две модификации неразличимы-*-. Несомненно, что даже шестью - восемью вытяжками определяется не весь растворимый крем­ незем. Возможно, что при дальнейшем повторении обработки содовым раство­ ром в конце концов можно добиться, что кремнезем не будет обнаруживаться в содовых вытяжках. Но даже и в этом случае сумма нерастворимого и раст­ воримого кремнезема будет всегда меньше количества присутствующего в по­ роде свободного кремнезема, так как остается неопределимым кремнезем, ха­ рактеризующийся промежуточными свойствами между растворяющимся в соде и приближающимся к идеальному кварцу .

О существовании таких промежуточных форм, свойства которых отличаются от свойств идеальных минеральных форм, говорят следующие факты. При опХалиедон гораздо в большей степени, чем кварц, может частично попадать в содовые вытяжки .

и Fe2 0 g, определенное в содовых вытяжках

–  –  –

ределении растворимых и нерастворимых форм кремнезема из образцов, взятых из нижней и верхней частей "кварцевой зоны" и имеющих очень близкий хими­ ческий состав (обр. 4 8 и 3 3 ) при близком содержании S i0 2 вал. ( 7 2, 7 0 и 7 3,3 8 %), в двух содовых вытяжках определяется примерно равное количество растворимого кремнезема, но в то же время в верхней части гораздо меньше нерастворимого ( 4 1, 7 0 и 2 5,3 3 % ). К тому же не разлагающийся в фосфор­ ной кислоте осадок имеет показатель преломления, близкий к халцедону, а в верхней части - даже ниже. Возможно, присутствием форм, находящихся на промежуточной стадии перекристаллизации, обьясняется то, что на порошковых рентгенограммах рефлексы кварца и кристобалита с d, меньшим 3,3 4 и 4,0 4 А соответственно, не всегда точно совпадают с приводимыми в боль­ шинстве справочных руководств (Михеев, 1 9 5 7 ; Рентгеновские методы..., 1 9 6 5 ; Дир и др., 1 9 6 6 ; и д р.). Возможно также, что некоторые из этих форм представляют собой структурно несовершенные (с несовершенной упорядочен­ ностью) минеральные виды .

Метод растворимости, таким образом, не дает возможности точно опреде­ лять присутствующие в породах минеральные формы кремнезема и их содер­ жание. Количество свободного кремнезема в породе определяется ориентиро­ вочно по сумме растворимого (в нескольких содовых вытяжках) и нераство­ римого кремнезема, что дает заниженные значения. Только в самых низах раз­ реза из-за исчезновения неустойчивых форм содержание нерастворимого крем­ незема близко к содержанию свободного. Все же этот метод, давая вполне определенную объективную характеристику свойств содержащегося в породах кремнезема, вместе с другими методами позволяет установить общее направ­ ление катагенетических преобразований от менее к более устойчивым формам и установить в разрезах уровень, ниже которого исчезают неустойчивые моди­ фикации. Электронно-микроскопические снимки, полученные с угольны х реплик (рис. 2 4, 2 5 ), свидетельствую т о более совершенной кристаллической струк­ туре кремнистого вещества в породах, сложенных устойчивыми формами крем­ незема (перекристаллизованных опок) по сравнению с опоками, где преобла­ дают неустойчивые модификации .

Изменение первично-органогенного кремнезема начинается, по— видимому, на ранних стадиях существования осадка, но' наиболее сильные преобразования осуществляются позже, преимущественно в катагенезе. В диагенезе происхо­ дит растворение наиболее неустойчивых частиц органического детрита и осаж­ дение растворившегося кремнезема в виде 'а б и о ген н о го ' скрытокристалличес­ кого опала, а также, видимо, частичная дегидратация кремнезема, слагающего остатки кремневых организмов, и превращение его также в опал .

В приуроченных к верхам разреза диатомитах и туфодиатомитах заметно лишь частичное растворение панцирей диатомей (основных породообразующих организмов); при этом остающийся в породе потерявший органогенную струк­ туру кремнезем иногда имеет слабо выраженное глобулярное строение; начи­ нается частичное перерождение его в кристобалит и кварц (халц едон). Д аль­ нейшие катагенетические преобразования по мере погружения приводят, в опервых, к постепенному уничтожению органогенной структуры, которая при с т е ­ чении благоприятных условий все же может сохраняться в отдельных участках породы, и, во-вторых, к изменению кристаллической структуры кремнезема в направлении преобразования менее устойчивых форм в более устойчивые, что приводит к исчезновению опала, а затем и кристобалита и к замене их более устойчивой кварцевой формой. В результате образуются породы второго, а за­ тем и третьего типов .

По преобладанию той или иной минеральной формы кремнезема в изученных разрезах миоценовых отложений, хотя и в значительной мере условно, все же выделяются три зоны, сменяющие друг друга сверху вниз по разрезу и отве­ чающие стадиям катагенетического преобразования кремнезема: 1 ) опаловая,

2 ) кристобалитовая и 3 ) кварцевая (халцедоновая) .

В первых двух зонах наряду с преобладающей формой кремнезема присут­ ствуют и обе другие, а в кварцевой зоне неустойчивые формы (опал и крис­ тобалит) почти или совсем отсутствую т. В наиболее благоприятном для изу­ чения катагенетических преобразований Точилинском разрезе опаловая зона включает какертскую свиту и перекрывающие ее отложения, кристобалитовая охватывает интервал разреза от ильинской до вивентекской включительно, а кварцевая - от утхолокской до аманинской (см. рис. 4 ). В пределах этих ин­ тервалов соотношение между присутствующими модификациями кремнезема соб­ людается как в чистых разностях кремнистых пород, так и в породах сме­ шанного состава .

Ни одним из методов не удалось точно установить уровень исчезновения опала. Во-первых, и з-за близости многих свойств опала и кристобалита и, во-вторых, из-за невозможности однозначной интерпретации результатов ана­ лизов смешанных пород, хотя бы и содержащих повышенное количество сво­ бодного кремнезема. Можно лишь предполагать, что это т переход опала в пре­ обладающий кристобалит происходит постепенно. Границу между зонами с пре­ обладающим опалом или кристабалитом и з-за постепенности перехода и бли­ зости многих свойств этих модификаций можно провести только условно. За нее принимается уровень, ниже которого органогенная структура сохраняется лишь фрагментарно, а в ассоциирующих с кремнистыми породами туфах наб­ людаются интенсивные монтмориллонитизация и цеолитизация. В Точилинском раз­ резе этот уровень находится примерно в 7 5 - 1 2 5 м выше подошвы какертской свиты, а в имеющем сокращенную мощность разрезе бухты Квачина опаловая зона, возможно, включает и верхи кулувенской свиты .

Р и с. 2 4. Электронно-микроскопические снимки угольных реплик опок Увел. А и Б - 4 5 0 0 0. В - 3 6 0 0 0 ; Г и Д - 2 0 0 0 0, Е - 1 2 0 0 0 Р и с. 25. Электронно-микроскопические снимки угольных реплик перекристаллизованных опок. Увел. 1 3 3 0 0 Переход неустойчивых форм в устойчивые осущ ествляется хотя и постепен­ но, но все же достаточно быстро и резко, и уровень, ниже которого исчезают неустойчивые формы, устанавливается очень отчетливо всеми методами. В Т о чилинском и других соизмеримых с ним по мощности разрезах он приходится примерно на границу вивентекской и утхолокской свит, а разрез миоцена в береговых обрывах бухты Квачина, имеющий сокращенную мощность, характе­ ризуется отсутствием кварцевой зоны .

КАТАГЕНЕТИЧЕСКИЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ

ПИРОКЛАСТИЧЕСКОГО МАТЕРИАЛА

Не меньший интерес для изучения катагенетических преобразований пред­ ставляет пирокластический (в особенности витрический) материал, образующий гомогенные пепловые пласты, формировавшиеся исключительно в морской об­ становке и встречающиеся в любом интервале разреза. Можно не только проследить ход катагенетического изменения туфов, но и сопоставить его с преобразованием первично-органогенного кремнезема. Несмотря на го что туфы в различной степени преобразованы вторичными процессами, по реликтам исходных компонентов можно более или менее уверенно судить об их одина­ ковом или почти одинаковом первичном составе, близком к андезиго-дациговому. Детально изучались вторичные изменения главным образом гомогенных витро- и кристалло— витрокластический туфов. Б лизость исходного состава в сильно измененных разностях контролировалась по плагиоклазам (№ 2 5 - 4 0 ) .

Постседиментационные преобразования туфов приводят к изменению их внешнего облика и структуры, к появлению минеральных новообразований и изменению химического состава, связанного с перераспределением вещества .

В верхних частях разреза^, где туфы ассоциируют с хорошо сохранившими органогенную структуру кремнистыми породами (опаловая з о н а ), подавляющее большинство туфов не затронуто вторичными изменениями. Они рыхлые, сос­ тоят из чистого прозрачного вулканического стекла с небольшой примесью плагиоклазов и цветных минералов. Иногда отмечается небольшая примесь панцирей диатомовых. В некоторых участках наблюдается слабая цементация, связанная с незначительными гипергенными выделениями карбонатов .

Фракция 0, 0 0 1 этих вигрических туфов, по данным рентгеноструктурного изучения ориентированных препаратов, состоит в основном из ренггеноаморфного вещества; рефлексы кристаллических фаз, представленных кварцем и кальцитом, на рентгенограммах имеют слабую интенсивность (обр. 2 ). Лишь в некоторых т.уфах (обр. 1 ) из этого интервала разреза (так же как и в вы­ шележащих отложениях) обнаруживается небольшое количество структурно несовершенного монтмориллонитового минерала^ .

На рис. 2 6 приведены рентгенограммы фракции 0,0 0 1 туфов из интер­ вала разреза, отвечающего опаловой и кристобалитовой, на рис. 2 7 - квар­ цевой зонам преобладания кремнезема, на рис. 2 8 и 2 9 - рентгенограммы фракции 0, 0 0 1 ассоциирующих с туфами пород смешанного состава из соот­ ветствующих. интервалов разреза. Расположение рентгенограмм сверху вниз на каждом рисунке отвечает относительному положению проанализированных образцов в разрезе .

На рентгенограммах фракции 0,0 0 1 пород смешанного состава из опало­ вой зоны (обр. 1 2 ) кроме преобладающего монтмориллонита фиксируется смешанослойная фаза типа гидрослюда - монтмориллонит и хлорит^. ОтсутстВ какертской свите, а в разрезе бухты Квачина частично и в кулувенской .

обр. 1 отмечается небольшая примесь обломочного терригенного материа­ ла .

®При диагностике глинистых минералов широко использовалась работа 'Р е н т ­ геновские методы изучения и структура глинистых минералов' ( 1 9 6 5 ) .

Р и с. 2 6. Рентгенограммы фракции 0, 0 0 1 из туфов опаловой и кристобалитовой зон А - воздушно-сухой; Б - насыщенный глицерином; В - прокаленный при t = 550° С Обр. 1, 2 - какертская свита; 15 - ильинская свита; 2 0, 21 - кулуренская свита; 2 4 - вивентекская свита (Томилинский разрез) вие каолинита подтверждается исчезновением рефлекса d = 7 А после кипяче­ ния в течение 1,5 часов в однонормальном растворе НС1 (правда, при этом разрушается и монтмориллонитовый м атериал). Кроме глинистых минералов во фракции присутствует аморфное вещество, небольшое количество крисгобалита и кварца. Глинистые минералы в породах смешанного состава, ассо­ циирующих с неизмененнымивитрическими пеплами, видимо, можно считать герригенными или во всяком случае продуктами трансформации аллотигенного глинистого вещества .

л fJ7 Р и с. 2 7. Рентгенограммы фракции 0,0 0 1 иэ туфов кварцевой зоны А - воздушно-сухой; Б - насыщенный глицерином; В - прокаленный при t = 550° С Обр. 3 5, 4 1 - утхолокская свита; 4 5, 4 6 - гакхинская свита; 5 2, 53 аманинская свита (Точилинский разрез) Ниже по разрезу, в интервале, включающем низы какертской свиты и верх­ нюю толщу гакхинской^ (кристобалитовая и частью кварцевая зоны по кремне­ зем у), туфы сцементированы, состоят из агрегата глинистых минералов и м ел­ ких кристалликов цеолитов (клиноптилолита) с реликтами вулканического стекла. Цветные минералы и плагиоклазы почти или совсем не затронуты вторичными изменениями, з а исключением широко развитой анальцимизаиии

–  –  –

Р и с. 2 8. Рентгенограммы фракции 0,0 0 1 из пород смешанного состава опа­ ловой и кристобалитовой зон (Точилинский разрез) А - воздушно-сухой, Б - насыщенный глицерином, В — прокаленный при t= 5 5 0 ° С Обр. 12 - какертская свита; 16 - ильинская свита; 1 7, 19, 2 3 - кулувенская свита плагиоклазов (анальцим, кроме того, иногда выполняет 'п у зы р и ' в вулкани­ ческом с т е к л е ). Первичная пепловая структура пород сохраняется очень хоро­ шо. Сверху вниз по разрезу постепенно увеличивается степень разложения вулканического стекла в цеолит-монтмориллонитовый агрегат. Однако на од­ ном и том же стратиграфическом интервале встречаются и в различной степе­ ни разложенные туфы. Во фракции 0,0 0 1 этих туфов всегда присутствуют монтмориллониты, которые довольно надежно диагностируются на рентгенограм­ м ах. В воздушно-сухих необработанных ориентированных препаратах им соот­ ветствует базальное отражение с d ( 0 0 1 ) от 12 до 1 б Х. Рефлексы отражений высших порядков имеют слабую интенсивность, нечетко выражены или о г S A Р и с. 2 9. Рентгенограммы фракции 0,0 0 1 из пород смешанного состава кварцевой зоны А - воздушно-сухой; Б - насыщенны^ глицерином; В - прокаленный при t = 550° С Обр. 3 3, 3 7, 4 2 - утхолокская свита; 4 9 - гакхинская свита; 5 5 - ам анинская свита (Томилинский р а з р е з ). 6 4 - гакхинская свита (Майначский раз­ р ез)

–  –  –

сутсгвую т вовсе. При насыщении глицерином монтмориллониты разбухают до d ( 0 0 1 )= 1 7, 7 А, которому часто соответствует се^ия цельночисельных отра­ жений высших порядков, при прокаливании до 5 5 0 С сжимаются до d ( 0 0 l ) = = 9,в Я, которому также иногда соответствует несколько цельночисельных от­ ражений высшего порядка. Встречающиеся иногда незначительные отклонения некоторых базальных отражений от их цельночисельных значений м огут сви­ детельствовать о незначительном присутствии каких-то смешанослойных фаз .

Наблюдается некоторая тенденция к тому, что серия базальных отражений высших порядков несколько лучше выражена у монтмориллонитов из более глу­ боких частей разреза, что может говорить об их большем структурном со­ вершенстве. Б олее детальное ренггеноструктурное изучение монтмориллонитов, которое позволило бы отнести их к* тому или иному минеральному виду, не проводилось. Химические анализы фракции 0,0 0 1, приведенные в табл. 7, хотя и не строго отвечают составу глинистых минералов, все же позволяют полагать, что монтмориллониты в туфах имеют высокожелезистый магнезиаль­ ный состав (обр. 21 и 3 5 ). По данным М.А. Ратеева (1 9 6 8 ), изучавшего монтмориллониты из туфов и смешанных пород маломощного (4 м ) горизонта утхолокской свиты, на одном стратиграфическом уровне по вулканическому стеклу развиваются как чистые бейделит и монтмориллонит, так и их смеш апослойные фазы с различным соотношением бейаелиговых и монтмориллони­ тов ых пакетов .

Во всех изученных мною гомогенных пепловых прослоях характеризуемого интервала разреза немонтмориллонитовые глинистые минералы встречаются крайне редко н в небольшом количестве .

На некоторых рентгенограммах отмечаю тся слабо выраженные рефлексы 7 -ангстрем ового минерала (в сегд а в этих туфах имеется небольшая примесь терригенного м атериала), присутствие слабых рефлексов, отвечающих d “ 1 0 А, не меняющихся при различных видах обработки (например, обр. 2 4 ), всегда связано с присутствием биотита, который может попадать в ж следуем ую фракцию .

Во фракцию 0,0 0 1 пород смешанного состава попадает значительное ко­ личество свободного кремнезема (в зависимости от положения в разрезе в той или иной минеральной форме), а состав глинистых минералов отличается значительным разнообразием. Только в некоторых породах, например в пес­ чаниках ильинской свиты (обр. 1 6 ) и в некоторых кремнисто-глинистых т у фопесчаниках кулувенской свиты, так же как в туфах, присутствует исключи­ тельно монтмориллонитовая фаза. Во всех же остальных смешанных породах во фракции 0, 0 0 1 кроме преобладающих монтмориллонитов присутствуют хлорит и различные смешанослойные минералы ( гидрослюда — монтморилло­ нит, хлорит - вермикулит) .

Во фракции 0,0 0 1 туфов и некоторых смешанных пород, кроме того, присутствуют цеолиты. Один из них даже на рентгенограммах тысячной фрак­ ции можно довольно уверенно диагностировать как минерал из группы гейландита по рефлексам, отвечающим межплоскостным расстояниям (d): 8, 8 - 9, 0;

3,9 6 ; 2,9 б Х, другой — как анальцим по рефлексам, отвечающим d - 5,6 ;

3,4 3 ; 2, 9 2 %. Рентгеноструктурные исследования фракций, максимально обо­ гащенных цеолитами^-, подтвердили присутствие двух цеолитовых минера­ лов. Рентгеноструктурная характеристика минерала из группы гейландита ближе в сего к клиноптилолиту, определенному из третичных осадков рай­ она Гектор в Калифорнии (Mumpton, 1 9 6 0 ). Наиболее характерными для него линиями с максимальной интенсивностью в изученных образцах являются линии, отвечающие d = 8,9 5 ; 7,8 9 ; 5,1 1 ; 3,9 6 ; 2,9 6 ; 2,в о А. Другой минерал со­ держит большинство линий, характерных д ля анальцима (М ихеев, 1 9 5 7, Дир и др., 1 9 6 6 ). Д ля исследованных образцов наиболее характерны линии, от­ вечающие d - 5,6 ; 4,8 7 ; 3,4 3 ; 2,9 2 ; 2,6 9 5 ; 2,5 1 4 ; 2,2 2 4 ; 1,9 0 3 ;

1,7 4 4 ; 1,4 1 5 ; 1,3 5 9 ; 1.2 2 3 А .

Сделаны рентгенограммы 1 5 образцов из Точилинского разреза. В табл. 8 приведены наиболее характерные из них. Остальные либо идентичны приводи­ мым, либо отличаются присутствием линий минералов-примесей (главным образом полевых шпатов и монтмориллонита). В характеризуемом интервале разреза (низы какергской - верхи гакхинской свит) оба минерала - клиноптилолиг и анальцим - встречаются на любом стратиграфическом уровне. Наблю­ дается зависимость преобладания того или иного аутигенного цеолита от соот­ ношения исходных породообразующих компонентов в туфе. Так, в витрическом туфе ильинской свиты определяется только клиноптилолит (обр. 1 5 ), а в пес­ чаниках, содержащих полевые шпаты (обр. 1 6 ), отм ечается и анальцим. Оба минерала хорошо видны на фотографии - клиноптилолит в цементе песчаника, Для обогащения (п осле отмучивания субколлоидных частиц) бралась фракция размером 0,0 5 - 0,1 мм, которая дели лась по удельному весу в жидкостях, приготовленных на основе бромоформа и спирта. Часть этой фракции с удель­ ным весом 2, 1 - 2, 3 r/cMJ очищалась электромагнитом. Полученный таким образом порошок (с характеристиками: размер - 0,0 5 - 0,1 мм; уд. вес г/см З, неэлекгромагнитный) состоит почти целиком из цеолитов, не содержит или содержит очень мало примесей, мешающих их ренггенострукгурному изучению. Съемка дебаеграмм велась в камере РК Д диаметром 5 7,3 мм с Со— или Сг -катодом .

Таблица 8 Рентгеносгрукгурная характеристика цеолитов

–  –  –

2Ш 2,0 2 0 12,9 0,5 1 2,8 5Ш 0,5 2,752 0,5 1,565 4 2,80 _

–  –  –

Только в самых низах Точилинского разреза, в ядре антиклинальной структуры, в составе аманинской и низов гакхинской ( толща 4 ) свит обна­ ружены туфы с иным составом глинистых минералов. В обр. 5 3 (аманинская свита, толща 2 ) присутствуют упорядоченный смешанослойный минерал типа ректорита, хлорит и каолинит (см. рис. 2 7 ). Химический анализ фракции С,0 0 1 этого образца (см. табл. 7 ) свидетельствует о значительной доле в ее составе высокоглиноэемистых соединений. Но уже на рентгенограмме 0, 0 0 1 туфа примерно с того же стратиграфического фракции уров­ ня (в 5 0 - 6 0 м выше по разрезу) вм есте с хлоритом фиксируется лишь чистая монтмориллонитовая фаза (обр. 5 2 ). Присутствие смешанослойных фаз типа гидрослюда - монтмориллонит можно лишь предполагать по наличию нецельР и с. 3 1. Анальцим, развивающийся по плагиоклазу в туфах, шли­ фы, ник. 1 Увел.: А - около 2 2 0, Б - около 9 2 0 ночисельных отражений некоторых высших порядков. Рентгенограмма обр .

5 0 из основания гакхинской свиты (толща 4 ) полностью идентична только что рассмотренной. Однако по другой рентгенограмме, полученной для об­ разца из другого участка того же туфа, можно с большей уверенностью судить о присутствии смешанослойных минералов и, видимо, об отсутствии чистой монтмориллонитовой фазы .

Изучение фракции, обогащенной цеолитами, туфов, развитых в аманинской свите и толще 4 гакхинской, показывает, что она состоит в основном из анальцима; на рентгенограммах присутствует лишь несколько клиноптилолитовых линий, имеющих слабую интенсивность. Анальцим присутствует как Р и с. 3 2. Выделения анальцима, шлифы, ник. 1, увел, около 1 3 5 А - с титанистым и слюдистым минералами в туфе; Б - в виде жилки в кремнистом туфоаргиллите продукт изменения плагиоклазов и в виде новообразований в срастании с ти­ танистым и слюдистым минералами .

Во фракцию 0,0 0 1 кремнистых туфоаргиллитов из этого интервала по­ падает значительное количество кварца; глинистые минералы представлены смешанослойными минералами типа гидрослюда - монтмориллонит и хлоритом, возможно, присутствует каолинит (см. рис. 2 9, обр. 4 9, 5 5 ). В изученных образцах из Точилинского разреза монтмориллонитов в чистой фазе не встре­ чено. А в песчаниках из основания гакхинской свиты Майначского разреза монтмориллонитовый минерал присутствует вместе со смешанослойными фаза­ ми и хлоритом (обр. 6 4 ), а иногда и с каолинитом .

Таблица 9

–  –  –

В низах Точилинского разреза встречаются гонкие (в туфах пластовые, а во вмещающих породах - секущие) жилки кальцита с флюоритом (рис. 3 3 ) .

Процесс глинизации туфов сопровождается изменением их химического сос­ тава (см. табл. 2 ). В этой таблице анализы с N° 1 по 14 расположены в порядке, отвечающем относительному положению проанализированных образцов сверху вниз по разрезу. Как уже неоднократно подчеркивалось, первичный состав большинства туфов близок, а данные химических анализов показывают тенденцию к уменьшению содержания кремнезема в них по мере погружения-*- .

При глинизации вулканического стекла должно освобождаться значительное количество кремнезема. Если бы он оставался в породе, валовый химический состав был бы близок к исходному, а наблюдаемые изменения позволяют предполагать вынос кремнезема из породы. Аномально высокие содержания ( для андезито-дацитового состава) кремнезема, видимо, связаны с примесью первично-органогенного вещества: в неизмененных туфах какертской свиты (обр. 2 и 5 ) остатки диатомовых видны под микроскопом; в туфах осталь­ ных частей разреза (например, обр. 1 8 ) остатки диатомовых (так же как и во вмещающих породах) м о гу т и не сохраняться. Определение форм кремнезе­ ма в туфах методом растворимости еще менее надежно, чем в кремниегых породах, так как неизвестны точные данные о характере взаимодействия вул­ канического стекла с содовыми растворами. Однако при малых и близких содержаниях нерастворимых форм (табл. 9 ) в туфах (наряду с уменьшением содержания S i0 2 в а л.) по мере их глинизации наблюдается тенденция к умень­ шению количества кремнезема, попадающего в содовые вытяжки. Эго также может служить подтверждением того, что любой (первично-органогенный ли, освобождающийся ли при глинизации вулканического ст ек л а ) свободный крем­ незем не остается в туфах, а, видимо, уходит во вмещающие породы. Можно;

конечно, предполагать и привнос компонентов, связывающих свободный крем­ незем, но в любом случае тезис о перераспределении вещества, более актив­ ном, чем при авгоэпигенетических процессах, остается справедливым .

Подводя итог сказанному о постседиментационных преобразованиях туфов, можно отметить следующее .

-*-Надо учесть, что в каждом интервале разреза, гд е м огут присутствовать относительно менее и более измененные туфы, для анализа выбирались наи­ м енее измененные .

F e20 3, определенное в содовых вытяжках

–  –  –

• — Вопреки широко распространенному мнению об интенсивной диагенегической переработке вулканического стекла, отложившегося в море, в гомогенных пеп­ ловых пластах из изученных отложений такое преобразование не происходило или выражено очень слабо. В изученных разрезах большинство туфов какертс— кой свиты (в разрезе бухты Квачина и верхов кулувенской), прошедших диагенетическую стадию, совершенно не затронуто вторичными преобразованиями .

Лишь в единичных гомогенных пепловых пластах этого интервала разреза (га к же как и в перекрывающих отложениях) отмечается очень небольшое ко­ личество монтмориллонита. Даже если считать эту слабо выраженную м онгм ориллонитиэацию вулканического стекла диагенетической, ее масштабы не идут ни в какое сравнение с процессами, происходящими на более поздних стадиях .

Возможно, в смешанных породах и происходит более интенсивное разрушение вулканического стекла, но в этом случае нет почти никакой возможности различить аутигенные и аллотигенные монтмориллониты .

Катагенетические преобразования вулканического стекла приводят к зам е­ щению его агрегатом монтмориллонита и клиноптилолита. Тесная парагенети­ ческая ассоциация этих аугигенньк минералов сохраняется в интеовале раз­ реза не менее чем 1 2 0 0 -м етр ов ой мощности (см. ниже рис. 4 3 ). Постепен­ но, по мере погружения, в туфах исчезают реликты вулканического стекла, а затем, возможно, и клиноптилолит (в наиболее сильно глинизированных ту­ фах). Если согласиться с М. Б рам леггом и Е. Позняком (Bram lette, Posnjak, 1 9 3 3 ) и некоторыми другими исследователями в том, что клиноптилолит яв­ ляется промежуточным продуктом преобразования вулканического стекла в бентонит, то такой процесс замещения клиноптилолита глинистыми минера­ лами возможен. Правда, Коицуми и Рой (Koizumi, Roy, 19 6 0 ) установили, что при нормальном давлении и температуре 3 2 0 ° С гейландит разлагается с образованием кальциевого анальцима (вайракига), кремнезема и воды .

Возможно, на глубине при больших давлениях такой процесс может происхо­ дить при более низких температурах и, возможно, процессом, подобным этому, объясняется преимущественное развитие анальцима по сравнению с клинопгилолигом в туфах низов Точилинского разреза, а не только большой ролью плагиоклазов в их составе .

В преобразовании вулканического стекла нет четкой связи с теми зонами, которые можно вьщелить на основе изучения кагагенетического преобразования органогенного кремнезема. Только с опаловой зоной совпадает преимущественР и с. 3 3. Жилка кальцита с флюоритом в кремнистых туфоаргиллитах аманинской свиты, шлифы, увел, около 3 2 5 А — ник. 1; Б - ник. 2 ное распространение неизмененных туфов. В крисгобалитовой и кварцевой зонах по мере погружения меняется лишь степень разложения вулканического стекла, а монтмориллониты остаются по существу единственными аутигенными глинистыми минералами. Они сохраняются до уровня, перекрытого не менее чем 2 5 0 0 -м ет р о в ой толщей осадков (как будет показано ниже, в разрезе о. Карагинского - до 3 0 0 0 м ), и оказываются более устойчивыми к катагенетическим преобразованиям, чем принято думать. По мнению многих иссле­ дователей, исчезновение монтмориллонитового минерала по мере погружения отложений на значительные глубины связано с его стадийным преобразованием в другие минералы и прежде всего в гидрослюду (Ш утов, 1 9 6 2 ; К оссовская, Шутов, 1 9 5 8 ; Грим, 1 9 5 9 ; Коссовская, 1 9 5 9 ; Коссовская и др., 1 9 6 3 ) .

В. Д. Шутов с соавторами (Ш утов и др., 1 9 7 1 ) считают ректоритовую фазу преобразования пирокластических пород угленосной формации Карагандинского бассейна промежуточной стадией процесса автоэпигенетического преобразова­ ния монтмориллонита в гидрослюду. Различные смешанослойные минералы мо­ гут формироваться из монтмориллонита и под влиянием гидротерм .

Описанное выше изменение состава глинистых минералов, наблюдаемое в низах Точилинского разреза, связано не только с погружением, но и, несом­ ненно, с локальным наложением гидротермальных процессов. О проявлении гидротермального воздействия свидетельствуют присутствие в этих туфах и вмещающих их породах тонких кальцитовых жилок с флюоритом, пятнистый характер распределения изменений глинистых минералов в одном туфовом пласте Н невыдержанность этих изменений в разных пластах, расположенных на близких уровнях, а также, возможно, частое сонахождение новообразований анальцима с титанистым и слюдистым минералами. Подтверждением этой точки зрения служит локальный характер распространения подобного типа из­ менений на площади: их отсутствие в соседних разрезах (имеющих, правда, меньшую мощность) и особенно в разрезе о. Карагинского 1см. главу V), имеющего вполне соизмеримую с Точилинским мощность .

ГЛАВА ПЯТАЯ

КРАТК АЯ Х АРАК ТЕРИ СТИ К А МИОЦЕНОВЫ Х

ТУФОВО-КРЕМ НИСТЫ Х ОТЛОЖ ЕНИЙ НЕКОТОРЫ Х РАЙОНОВ

ТИХООКЕАНСКОГО О БРАМ Л ЕН И Я

Третичные и, в частности, миоценовые кремнистые породы весьма широко рас­ пространены в северной части Тихого океана и его обрамления. Они обнаруже­ ны океанологическими экспедициями в различных м естах на дне Тихого океана, широко развиты среди мощных морских 1 вулканогенно-осадочных толщ не толь­ ко на Камчатке, но и на Чукотке, Сахалине, Курильских и Командорских островах, в Японии и по всем у восточному побережью океана (Жуэе, 1 9 6 а ) .

А.П.Ж узе анализировала распространение только диатомитов, но так же широ­ ко распространены кремнистые породы, лишенные органогенной структуры или сохранившие только реликты ее. На кремнистый состав таких пород не всегда обращается должное внимание, особенно в тех случаях, когда свободный крем­ незем является не единственным и не главным пороцообразукихим компо­ нентом .

Между тем подобные породы, в различной степени обогащенные свободным кремнеземом, как было показано на примере миоценовых отложений Западной Камчатки, наряду с высококремнистыми разностями играют существенную роль в строении мощных вулканогенно-осадочных толщ. В других регионах обрам­ ления северной части Тихого океана породы, слагающие миоценовые отложе­ ния, так же как на Западной Камчатке, состоят из материала трех источни­ ков - разрушения суши, вулканической деятельности и жизнедеятельности ор­ ганизмов .

Естественно, что соотношение основных породообразующих компонен­ тов не остается постоянным во всех регионах, но в условиях образования и в строении морских миоценовых туфово-кремнистых комплексов различных ре­ гионов имеется много общих черт. Свободный кремнезем в большинстве случа­ ев и в основном им еет первично органогенную природу. По форме нахождения кремнезема выделяются аналоги встреченным на Западной Камчатке трем ти­ пам пород .

Наряду с высококремнистыми разностями развиты породы смешан­ ного состава с повышенной кремнистостью. Для большинства районов характер­ но обогащение кремнистых и других миоценовых пород пирокластическим м ате­ риалом и обилие туфовых пластов в разрезе. Во всех районах в общих чертах соблюдается и вертикальная зональность в распределении различных типов кремнистых пород и общая тенденция изменения пирокластического материала, устанавливаемые в миоцене Западной Камчатки .

Ниже рассматриваются несколько примеров миоценовых туфово— кремнистых морских отложений других регионов. Основное внимание обращается на роль первично-органогенного кремнезема в их образовании и на направленность его катагенетического преобразования .

В пределах континентального обрамления Ти хого океана широко распростра­ нены также и озерные диатомиты третичного возраста, но их изучение не входило в задачу настоящей работы .

ЦЕНТРАЛЬНАЯ И ВОСТОЧНАЯ КАМЧАТКА

Миоценовые отложения Центрально-Камчатской структурно-фациальной зоны сло­ жены главным образом вулканогенными образованиями. Вулканогенно-осадочные морские отложения среди них распространены незначительно и представлены преимущественно прибрежно-морскими фациями, среди которых преобладают грубообломочные породы. Участие свободного кре.мнезема в сложении лели томорфных'и алевритовых пород можно лишь предполагать по аналогии с другими районами. Кремнистые породы типа опок вивентекской свиты Западной Камчат­ ки описаны М.М. Лебедевым только в южной части этой зоны в составе, повидимому, среднемиоценовой береэовской свиты (Геология С С С Р..., 1 9 6 4 ) .

В Восточно-Камчатской структурно-фациальной зоне третичные и в том числе миоценовые морские вулканогенно-осадочные отложения широко распро­ странены в пределах как Центрально-Камчатского, так и Восточно-Камчатско­ го и Тюшевского прогибов. Но здесь они на больших площадях перекрыты мощ­ ным чехлом осадочных и вулканических четвертичных образований или скрыты водами моря. На схематической карте неогеновых отложений Камчатки (см .

рис. 2 ) показаны лишь выходящие на дневную поверхность неогеновые отло­ жения^-. Оценить роль свободного первично-органогенного кремнезема в форми­ ровании отложений и направление его катагенетического преобразования по чужим материалам очень трудно, потому что на эти особенности состава и изменения пород туфово— кремнистых комплексов до сих пор обращалось мало внимания. Однако большинство геологов пишут о присутствии в пелитоморфных (аргиллиты) и алевритовых породах нижних частей неогенового разреза (в олигоцен-нижнемиоценовой богачевской серии) плохо сохранившихся остатков диатомей, спикул, губок, радиолярий: иногда об "окремненности" аргиллитов и алевролитов; в некоторых случаях о туфогенных аргиллитах и алевролитах с ор­ ганогенной структурой. В целом отмечается увеличение содержания панцирей диатомей вверх по разрезу. В тюшевской серии (средний - верхний миоцен) остатки кремневых организмов встречаются несравненно чаще: нередко в сос­ таве серии выделяются пачки, пласты и линзы диатомитов, туфодиатомитов, спонголитов; отмечается олоковидность многих пород разреза. В составе ана­ логов кавранскои серии (верхний миоцен - плиоцен) также имеются пачки диатомитов и туфодиатомитов: в туфопесчаниках нередко отмечается глинисто­ опаловый цемент с остатками диатомей. Если не учитывать характера катагенетических преобразований органогенного кремнезема, приводящих к посте­ пенному исчезновению органогенной структуры в мощных разрезах по мере погружения, то можно прийти к ошибочному выводу о пышном расцвете диато­ мовой флоры, начиная только со среднего или позднего миоцена. А все сказан­ ное выше позволяет предполагать значительное участие первично органоген­ ного кремнезема не только в породах верхних частей неогенового разреза, где органогенная структура осадков хорошо сохранилась, но, по аналогии с Западной Камчаткой, и во многих пелитоморфных породах низов {взреза, где имеются только реликты ее .

В целом роль кремнистых пород в строении неогеновых отложений Восточ­ но-Камчатской структурно-фациальной зоны относительно больше в пределах Восточно-Камчатского и Тюшевского прогибов, чем Центрально-Камчатского, где большая роль принадлежит вулканогенным образованиям и грубообломоч­ ным породам. Мною детально изучены миоценовые разрезы о. Карагинского и п-ова Ильпинского, находящиеся на северо-восточном продолжении Централь­ но-Камчатского прогиба и отличающиеся от разрезов более южных частей прогиба преобладанием вулканогенно-осадочных отложений. Хотя для этих раз­ резов и не характерна большая роль чистых разностей кремнистых пород, но участие первично-органогенного кремнезема в сложении пород смешанного состава отмечается на любом стратиграфическом уровне. Преимуществом На карте не показаны нерасчлененные палеоген-неогеновые образования, так как большая часть из них, видимо, принадлежит к палеогену .

разреза о. Карагинского, кроме того, является большая мощность, непрерыв­ ность и четко устанавливаемая последовательность выделяемых стратиграфи­ ческих подразделений .

ОСТРОВ КАРАГИНСКИИ

На о. Карагинском вскрывается один из наиболее полных в пределах Восточ­ ной Камчатки разрез неогена, сложенный мощными толщами морских вулка­ ногенно-осадочных образований, охарактеризованных богатой ископаемой фау­ ной. Эти отложения развиты в северо-западной части острова и расчленяются на две крупные серии, нижняя из которых отвечает нижнему и частично сред­ нему миоцену, а верхняя - верхнему миоцену и плиоцену (Гпаденков, Гречин, 1 9 6 9 ). Неогеновые отложения на юго-восторцом берегу острова, в районе г. Перешеек, без видимого несогласия залегаю т на верхней толще свиты мыса Тон е (верхний олигоцен), представленной белесыми кремнистыми туфоаргиллитами с тонкими простоями глинизированных кристалло-витрокластических ту­ фов. Эта толща похожа на отложения ковачинской серии или гакхинской свиты Точилинской антиклинали. Ниже приводится краткая, но основанная на послой­ ном изучении характеристика части разреза, относимой к миоцену. Нижняя по­ ловина непрерывного разреза описана на юго-восточном берегу острова и по долинам ручьев в наиболее узкой южной его части, а верхняя - в береговых обрывах северо-западного побережья .

Нижняя серия (нижний— средний миоцен)

Серия сложена преимущественно туфопесчаниками, туфоалевролитами и, туфоаргиллитами, В отличие от подобных пород воямпольской серии За­ падной Камчатки, они в меньшей степени обогащены свободным кремне­ зем ом. Туфовые пласты многочисленны только в верхней части этой серии, где встречаются пласты крупнопсаммитовых пемзовых туфов мощностью до 2 0 м. Нижняя часть серии сложена толщей очень характерных, не встречен­ ных на Западной Камчатке, терригенно-тефрогенных пород. В составе серии выделяются три свиты: ильхатунская, песчаников с L a te r n u la и пестроцветная (рис. 3 4 ) .

И л ь х а т у н с к а я с в и т а характеризуется темным зеленовато-серы м цветом слагающих ее пород и преимущественным распространением в ее составе слабо кремнистых туфоаргиллитов (в различной степени обогащенных песчано-алеври­ товым материалом) с прослоями туфопесчаников. Туфоаргиллиты крепкие, плит­ чатые или слабо сцементированные, скорлуповатые. Имеют неотчетливо выра­ женную неправильную мелкую линзовидную слоистую текстуру. Пелитовая мас­ са туфоаргиллитов состоит из агрегата глинистых минералов и тонко раскристаллизованного кремнезема в форме кварца (халцедона). Преобладают глинис­ тые минералы, представленные монтмориллонитом, хлоритом, гидрослюдой и смешанослойными фазами типа гидрослюда - монтмориллонит; свободному крем­ незему принадлежит подчиненная роль. В пелитовой м ассе различимы фрагменты вулканических стек ол и остатки полурастворившихся диатомей. В породах много пирита в виде характерных шаровидных выделений, обугленного растительного детрита; встречается мелкая беспорядочно рассеянная галька. Примесь песча­ но-алевритового терригеиного и пирокластического материала, составляющая от 1 0 до 50%, распределена неравномерно .

Туфопесчаники-отличаются содержанием обломочного материала (7 5 % ) и подчиненным количеством пелитовой массы (д о 2 5 % ), по составу аналогичной пелитовой массе туфоаргиллитов. Кроме того, встречаются пачки разнозернис­ тых темно-зелены х песчаников, почти не содержащих примеси пирокластичес­ кого материала и имеющих поровый глинисто-цеолитовый цемент .

Редкие тонкие ( 0, 1 - 0, 2 м ) прослои кристалло-витрокластических моНтмориллонитизированных и цеолитизированных туфов отмечены только в нижней части ильхатунской свиты. В ее основании залегаю т очень характерные тем ноэеленые терригенно-тефрогенные породы, состоящие из плохо сортированного окатанного материала от валунной до песчаной размерности. Обломки представ­ лены очень однообразными по составу эффузивами (андезито-базальты, андези­ ты), вулканическим стеклом и кристаллокластами неизмененных плагиоклаза и пироксена. Примесь собственно терригенного материала незначительна и пред­ ставлена осадочными и метаморфизованншми породами: много битой ракуши лелииипод и гастропод: цемент поровый глинисто-цеолитовый .

По всему разрезу встречаются многочисленные карбонатные конкреции раз­ ного размера и формы .

Выделяются следующие толщи (снизу вверх):

М ощ ность,. м

1. Ритмичное чередование пластов: а) терригенно-тефрогенных пород, в составе которых преобладает грубообломочный мате­ риал (крупнопсаммитовый - галечный с примесью беспорядоч­ но рассеянных валунов): б) терригенно-тефрогенных пород с преобладанием среднепсаммитового материала; в) глинисто­ кремнистых, главным образом мелкозернистых туфопесчаников, содержащих до 2 5 -5 0 % пели то вой массы, в кот орой много фрагментов полурастворнвшихся диатомей и спикул губок. В верхней части толщи имеются редкие тонкие ( 0, 1 - 0, 2 м ) пла­ сты глинизированных и цеолитизированных кристалло-витрокластических т у ф о в

2. Зеленовато-серые слабо кремнистые туфоаргиллиты, неравно­ мерно обогащенные псаммитово-алевритистым материалом, скорлуповатые, с редкими прослоями кремнисто-глинистых туфопесчаников и прослоем органогенно-обломочного (п ели циподового) известняка;. Многочисленны карбонатные кон­ креции *

3. Тем но-зелены е песчаники, вверх переходящие в зеленовато­ серые кремнисто-глинистые туф опесчаники

4. Слабо кремнистые туфоаргиллиты, подобные слагающим толщ у 2;

содержат многочисленные конкреции: в нижней и верхней час­ тях - прослои кремнисто-глинистых туф опесчаников

С в и т а п е с ч а н и к о в с L a t e r t i u l a сложена однообразным комплексом жел­ товато-зелены х и зеленовато-серы х туфопесчаников, содержащих редкую мелкую 'плаваю щ ую ' гальку и беспорядочно рассеянные карбонатные конкреции. Туфо­ песчаники средне-, чаще мелкозернистые: цемент глинистый и глинисто-цеоли­ товый. Только "в связующей глинисто-кремнистой массе (до 2 5 - 5 0 % ) алевритистых разностей мелкозернистых туфопесчаников ведущая роль принадлежит свободному кремнезему,представленному тонкораскристаллизованным кремнистым веществом в кварцевой (халцедоновой) форме и остатками полурастворнвшихся ди— атомей и спикул губок. В этой свите встречаются лишь единичные очень тонкие (несколько сантиметров) прослои высококремнистых пород, по форме кремне­ зем а аналогичных перекристаллиэованкым опокам Западной Камчатки .

Выделяются три толщи:

Мощность, м

5. Тем но-зелены е плохо сортированные песчаники и конгло­ мераты

6. Монотонные ж елтовато-зелены е м елкозернистые туфопесчани­ ки с прослоями светлых зеленовато-серы х глинисто-кремнистых алевритистых разностей. М ного карбонатных конкреций............. 1 6 0 - 2 0 0

7. Ж елтовато-зелены е мелкозернистые туфопесчаники, содержа­ щие в нижней части прослои и линзы туфогравелитов, а в верхней - единичные тонкие ( 2 - 5 см ) прослои высококремнистых п о р о д

–  –  –

a0 a40 a 00 ( |/7 J??/r/ntf/raJ76//»/2/ Atatriz/m a/f /• 4000 П е с т р о ц в е т н а я с в и т а имеет очень характерный обпик благодаря часто­ му переслаиванию различных пород, имеющих разную окраску. Это полосчатые кремнистые туфоаргиллиты, различные туфы, терригенно-тефрогенные породы, песчаники .

Кремнистые туфоаргиллиты на свежих сколах имеют светлую зеленовато­ серую окраску, с поверхности - белесые, окрашены в коричневые, кремовые, бурые, желтые, лиловые тона. Подобны кремнистым туфоаргиллитам, описанным в составе вивентекской и кулувенской свит Точилинского разреза, где они ас­ социируют с опоками. Так же как на Западной Камчатке, в пелитовой массе туфоаргиллитов, состоящей из агрегата глинистых минералов и тонкораскристталлизованного (скрытокристаллического) кремнезема, представленного преоб­ ладающим кристобалитом, ведущая роль принадлежит свободному кремнезему .

Кроме того, в ней различимы фрагменты вулканических стекол и полурастворившихся диатомей. В некоторых случаях первичная органогенная структура пород сохраняется хорошо. Содержание песчано-алевритовой примеси пироклас­ тического и терригенного материала около 1 0 -2 5 %, иногда до 50% ; встреча­ ется и мелкая "плавающая' галька .

Для пестроцветной свиты очень характерны многочисленные пласты туфов, андезитовых или андеэито-дацитовых по составу. Встречаются пласты туфов мощностью 0, 1 - 0,4 м, похожих на характерные для среднего миоцена Запад­ ной Камчатки. Это сильно монтмориллонитизированные и цеолитизированные скорлуповатые алевропелитовые кристалло-витрокластические туфы, тем н о-зе­ леные с поверхности и белесые на свежих сколах. Но наиболее широко распро­ странены слабее измененные крупнопсаммитовые кристалло-витрокластические и пемзовые горизонтально— слоистые туфы зелен овато-серого и св етло-серого цвета, образующие пласты мощностью от одного до нескольких метров. Кроме того, встречаются редкие пласты кристалло-литокластических туфов. Пласты крупнопсаммитовых туфов в нижних частях часто содержат примесь гравий­ но-мелкогалечного терригенного материала. Окатанный пирокластический мате­ риал вм есте с терригенным иногда образует пласты смешанных терригеннотефрогенных пород, подобных встречающимся в низах ильхатунской свиты .

Имеются пласты и пачки собственно терригенных песчаников темно— зеленого цвета с глинисто-цеолитовым цементом .

Выделяются следующие толщи;

Мощность, м

8. Тем но-зелены е мелко-среднезернистые песчаники, иногда с примесью гравийно-галечного материала; многочисленны кар­ бонатные конкреции. В основании пачка (д о 5 0 м ) терриР и с. 3 4. Р а зр ез миоценовых отложений о. Карагинского и диаграммы его особенностей 1 - туфодиатомиты; 2 - песчанистые туфодиатомиты; 3 - кремнистые туфо­ аргиллиты; 4 - перекристаллизованные опоки; 5 - слабо кремнистые туфоаргил­ литы; 6 - алевритистые слабо кремнистые туфоаргиллиты; 7 - глинисто-крем­ нистые туфопесчаники и туфоалевролиты; 8 - песчаники и туфопесчаники; 9 конгломераты и гравелиты; 1 0 - гравийно-галечные терригенно-тефрогенные породы; 1 1 - песчанистые терригенно-тефрогенные породы; 1 2 - туфы псамми­ товые кристалло-литокластические основного - среднего состава; 13 - туфы витро-кристаллокластические среднего-кислого состава; 14 - карбонатные кон­ креции разнообразной формы (а ) и геннойши ( б ) ; 15 - диаграмма I - относи­ тельное содержание в породах в %: а - пирокластического материала, б - тер­ ригенного материала, в - пелитовой массы + органогенно-кремнистого м ате­ риала; 16 - диаграмма II - изменение относительной роли свободного крем­ незема в породах и зоны преобладания: а - опала, б - кристобалита, в кварца (халц едона); 17 - диаграмма III — изменение относительной глубины осадконакопления Мощность, м генно-тефрогенных гравийно-галечных, и песчаных пород с пластами кристалло-витрокластических и пемзовых крупно­ псаммитовых туфов

9. Полосчатые кремнистые и псаммитово-алевритистые кремнистые туфоаргиллиты с частыми пластами кристалло-витрокласти­ ческих и пемзовых т у ф о в

1 0. Слоистые крупно- и мелкопсаммитовые кристалло— витрокластические, пемзовые и кристалло-ли ток ластические туфы и терригенно-тефрогенные песчанистые породы. Редкие тонкие прослои и маломощные пачки кремнистых туфоаргиллитов, содержащих примесь алевро-псаммитового м а т е р и а л а................ 35

1 1. Кремнистые туфоаргиллиты, в различной степени обогащенные песчано-алевритовым материалом, содержат частые маломощ­ ные прослои алевро-пелитовых кристалло-витрокластических ту­ фов и более редкие, но мощные пласты крупнопсаммитовых кри­ сталло-витрокластических и пемзовых т у ф о в

Верхняя серия (верхний миоцен— плиоцен)

Верхняя серия за ле га е т на нижележащих отложениях, видимо, транс­ грессивно. Наибольшее распространение в ее составе имеют туфодиатомиты, содержащие прослои чаще всего неизмененных кристалло-витроклас­ тических и витрокластических туфов. Эти отложения в целом похожи на отложения кавранской серии Западной Камчатки. К верхнему миоцену от­ несены две свиты: мыса Плоского и юнюньваямская .

С в и т а м ы с а П л о с к о г о в нижней части сложена зеленовато-серыми сла­ бо сцементированными глинисто-кремнистыми туфоалевролитами с беспорядочно рассеянной значительной примесью песчанистого материала, гальки, мелких валунов, растительного детрита. Выше развит довольно однообразный комплекс кремнрстых туфоаргиллитов и туфодиатомитов с различной, неравномерно рас­ пределенной примесью алевро-псаммитового материала, растительного детрита и 'плавающ ей' галькой. Породы аналогичны описанным в кулувенской и частич­ но какертской свитах Точилинского разреза. В целом сохранность органогенной структуры в них улучшается вверх по разрезу. В туфодиатомитах иногда много спикул губок, вплоть до того, что в некоторых участках породу можно назы­ вать спонголитом .

Для свиты характерны пачки (д о 1 0 - 1 5 м ) туфов, включающих крупнопсам­ митовые пемзовые (обычно карбонатизированные) и алевро-пелитовые кристалло-витрокластическиё (монтмориллонитизированные и цеолитизированные) раз­ ности. Кроме таких туфовых пачек присутствуют и самостоятельные, 'обычно маломощные пласты алевро-пелитовых туфов. Они кристалло-витрокластические и витрокластические, не затронуты вторичными преобразованиями и аналогич­ ны развитым в какертской свите Точилинского разреза .

Выделяются следующие толщи .

Мощность, м

1 2. Тем но-зелены е песчаники, содержащие примесь гравийно-галеч­ ного материала и линзы гравелитов: много карбонатных конкре­ ций

13. Ж елтовато- и зеленовато-серы е песчанистые глинисто-кремнистые туфоалевролиты с остатками органогенной структуры в основюй массе; слабо сцементированные, содержат значительную нерав­ номерно и беспорядочно распределенную примесь гальки и мелких валунов; характерны карбонатные конкреции и геннойши.... 1 5 0 -1 9 0

1 4. Песчанистые глинисто-кремнистые туфоалевролиты с горизонта­ ми туфодиатомитов и частыми мощными пластами кристалловитрокластических т у ф о в

Мощность, м у

1 5. Псаммитово-елевритистые кремнистые туфоаргйллиты ( с ос­ татками органогенной структуры) и туфодиатомиты; встреча­ ются карбонатные конкреции и редкие тонкие прослои неиз­ мененных рыхлых витрокластических т у ф о в

16. Чередование, (по 1 0 - 1 5 м ) пачек туфодиатомитов или псам митово-алевритистых кремнистых туфоаргиллитов с пачками, сложенными горизонтально— слоистыми пелитовыми витропласти­ ческими и псаммитовыми пемзовыми туфами, в ьижних частях инЬгда содержащими примесь гравийно-мелкогалечного терригеиного м а т е р и а л а

17. Туфодиатомиты и псаммитово-алевритистые кремнистые туфоаргиллиты, сходные с толщей 15 и отличающиеся большим числом туфовых пластов, среди которых нередки пемзовые... 130 Ю н ю н ь в а я м с к а я с в и т а сложена преимущественно туфодиатомитами .

Чередуются пачки туфодиатомитов с большим и меньшим содержанием песча­ нистой примеси. В породах беспорядочно рассеяны редкая мелкая 'плаваю щ ая' галька и обугленный растительный детрит. Кверху постепенно увеличивается количество песчанистого материала и туфодиатомиты сменяются туфопесчаниками. Для свиты характерны нечастые прослои рыхлых белых витрокласти­ ческих не затронутых вторичными изменениями туфов .

Выделяются три толщи .

Мощность, м

18. Гравелиты с галечным материалом, туфопесчаники и кремнис­ то-глинистые туфоалевролиты с битой ракушей пелишшод... до 2 5

1 9. Туфодиатомиты с карбонатными конкрециями и редкими тонки­ ми прослоями алевро-пелитовых витрокластических туфов.... 180

20. Ж елтовато-зелены е глинисто-кремнистые туфопесчаники, гли­ нисто-кремнистые туфоалевролиты, гравелиты и конгломера­ ты с прослоем ( 1,0 - 1,5 м ) органогенно-обломочного (п ели ципрдового) известняка и единичными прослоями сильно пес­ чанистых туфодиатомитов. В основании пласт псефитового ба­ зальтового кристалло-литокластического туфа

Выше залегаю т грубообломочные косослоистые отложения лимимтэваямской свиты, относимой к плиоцену .

В миоценовом разрезе о. Карагинского развиты по сущ еству те же типы пород, что и на Западной Камчатке. Основное отличие заключается в неболь­ шой роли высококремнистых пород, а также в значительном распространении очень характерных грубообломочных терригенно-тефрогенных пород, не встре­ ченных на Западной Камчатке .

Как показало изучение вещественного состава миоценовых отложений о.Ка­ рагинского, основными породообразующими компонентами в них, так же как на Западной Камчатке, служат обломочный терригенный материал, пирокласти­ ческий материал, аутигенное и аллотигенное глинистое вещество и свободный кремнезем в виде сохранившихся кремневых органических остатков или очень тонко раскристаллизованного вещества .

Т е р р и г е н н ы й обломочный материал характеризуется теми же особенно­ стями, что и в изученных разрезах Западной Камчатки (см. главу III). Эти особенности заключаются в преобладании эффузивов разного., но преимуществен­ но основного - среднего состава, кислых - средних плагиоклазов (о ли гок ла зандезины), небольшом количестве кварца,-редкости калишпатов. Хотя характер терригенного материала изменяется в различных гранулометрических фракциях, в целом по разрезу он остается более или менее постоянным. В отличие от описанных выше разрезов терригенный материал в миоцене о. Карагинского чаще встречается вне смеси с другими компонентами - пачки и толщи терригенных пород имеются в основании большинства свит .

7 И31 97 П и р о к л а с т и ч е с к и й материал в карагинском миоцене встречается в сос- .

таве большинства смешанных пород и образует гомогенные пепловые пласты часто большей мощности, чем туфы Точилинского разреза. Представлен он вул­ каническим стеклом, пемзой, кристаллокластами (плагиоклазы и цветные ми­ нералы) и литохластами (андезиты, андезито-базальты, реже базальты). Литокласты имеют несколько более основной состав, чем витрокласты и пемза .

Химические анализы неизмененного (или измененного слабо) пеплового мате­ риала из гомогенных кристалло-витрокластических и пемзовых туфовых плас­ тов (см. табл. 2 ) свидетельствуют о близости их состава, отвечающего анде­ зиту или андезито-дациту, к туфам Точилинского разреза. Наряду с наиболее распространенными на Западной Камчатке алевро-пелитовыми и мелкопсамми­ товыми туфами на о. Карагинском из-за близости вулканических очагов час­ ты мощные пласты крупнопсаммитовых преимущественно пемзовых туфов, кото­ рые не встречаются только в юнюньваямской свите и в вышележащих отложе­ ниях, где туфы полностью идентичны развитым, например, в какертской свите Точилинского разреза. Кроме того, в основании ильхатунскои и частично в пестроцветной свите окатанный пирокластический материал преобладает в сос­ таве грубообломочкых терригенно-тефрогенных пород, не встреченных на За­ падной Камчатке .

Г л и н и с т ы й материал, по данным рентгеноструктурного изучения, в мио­ цене о. Карагинского в основном представлен тем же комплексом минералов, что и в описанных выше разрезах. Весьма характерно, что на любом страти­ графическом уровне в гомогенных пепловых пластах распространены исключи­ тельно аутигенные монтмориллониты (рис. 3 5 ) в ассоциации с цеолитами .

Очень небольшая примесь хлорита отмечается в образцах, где присутствует примесь терригенного материала. Химический состав фракции 0, 0 0 1 мм из монтмориллонитиэированных туфов близок к химическому составу этой фракции из аналогичных туфов Точилинского разреза (см. табл. 7 ). Ректорит и смешанослойные минералы типа гидрослюда - монтмориллонит,обнаруженные в туфах аманинской свиты, на о. Карагинском не встречены даже в самых нижних час­ тях разреза .

В то же время породы смешанного состава характеризуются комп­ лексом глинистых минералов, представленных монтмориллонитами, смешанослойными фазами, хлоритом, гидрослюдой (рис. 3 6 ). Причем все эти минералы встречаются в смешанных породах и в верхней части разреза, где вулканичес­ кое стекло не затронуто вторичными изменениями, что, так же как и на За­ падной Камчатке, позволяет считать их в этом случае терригенными или продуктами трансформации аллотигенного глинистого вещества .

С в о б о д н ы й к р е м н е з е м в характеризуемом разрезе, так же как на За­ падной Камчатке, имеет первично органогенную природу. Об этом свидетель­ ствует анализ вещественного состава пород, текстур, структур, прослеживание изменений кремнистого вещества и т.д., а также сравнение развитых в.миоце­ не о. Карагинского пород и наблюдаемых в них катагенетических преобразова­ ний с породами и катагенетическими преобразованиями первично органогенного кремнезема миоцена Западной Камчатки. Хотя органогенный кремнезем в мио­ цене о. Карагинского и не образует высококремнистых разностей пород, все же по форме кремнезема можно и здесь выделить аналоги тех же трех типов, что и на Западной Камчатке .

Породы первого типа, т.е. сложенные преимущественно опаловыми остатками диатомитовых водорослей и хорошо сохранившие органогенную структуру туфодиатомиты, распространены в верхних частях разреза и подобны аналогичным породам, развитым на Западной Камчатке. Иногда в них велика роль спикул губок, которые в некоторых случаях становятся преобладающими кремневыми органическими остатками, что не характерно для миоцена Западной Камчатки .

Химический же состав туфодиатомитов близок составу подобных пород какертс­ кой свиты (см. табл. 3, обр. 6 8, 7 1 ) .

Аналогами второго типа кремнистых пород (оп ок ), в которых кремнезем представлен скрытокристаллическим веществом, состоящим в основном из крисл Р и с. 3 5. Рентгенограммы фракции 0,0 0 1 из туфов о. Карагинского „ “ оВ° ЭДуШН° " сухой; Б насыщенный глицерином; В - прокаленный при t — OOU С Обр. 7 2, 7 3 - свита мыса Плоского; 7 9, 82 - пестроцветная свита; 8 6 - ильхатунская свита тобалита, служат кремнистые туфоаргиллиты пестроцветной свиты-*-. От чистых опок их отличают большая примесь глинистого вещества в пелитовой массе (но преобладает все—таки кремнезем) и примесь обломочного пирокластического и терригенного материала. Химический анализ таких пород свидетельствует о пони­ женном по сравнению с чистыми опоками содержании в них SiC^ (см.табл.4,обр.7бХ

–  –  –

Р и с. 3 6. Рентгенограммы фракции 0, 0 0 1 из пород смешанного состава о. Карагинского А - воздушно-сухой; Б — насыщенный глицерином; В - прокаленный при t = = 550° С Обр. 7 5 - свита мыса Плоского; 80, 81 - пестроцветная свита; 84, 85 ильхатунская свита Аналогами пород третьего типа, т.е. состоящих также из скрытокристалли­ ческого или тонко раскристаллизованного кремнезема, но преимущественно в форме кварца (халцедона), можно считать слабо кремнистые туфоаргиллиты ильхатунской свиты. От высококремнистых разностей пород этого типа (п е рекристаллиэованных опок и кремнистых туфоаргиллитов гакхинской свиты) их отличает подчиненная роль свободного кремнезема по отношению к глинистому веществу в сложении пелитовой массы. Кварцевую (халцедоновую) форму крем­ незема имеет и кремнистый цемент в песчаниках ильхатунской свиты и сви­ ты песчаников с L a t e m u l a. В последней встречаются также единичные прослои мощностью всего несколько сантиметров высококремнистых пород типа перекристаллизованных опок Западной Камчатки. Химический состав слабо кремнис­ тых туфоаргиллитов ильхатунской свиты отличается пониженным по сравнению с чистыми разностями кремнистых пород содержанием SiQj (см. табл. 5, обр. 8 4 ). Для приблизительной оценки содержания свободного.кремнезема в этих породах может служить метод растворимости, потому что нерастворимый криптокристаллический кварц в них - существенно преобладающая модификация .

Методом растворимости в слабо кремнистых туфоаргиллитах ильхатунской сви­ ты определяется около 2 0 -2 5 % нерастворимого не связанного в алюмосили­ каты кремнезема .

Соотношение основных породообразующих компонентов в миоценовых отложе­ ниях о. Карагинского иллюстрируется рис. 3 4. В графе I показано изменение соотношения обломочного (пирокластического и терригенного) материала и пелитовой массы, в состав которой включены также и остатки кремневых орга­ низмов^. Относительная роль свободного кремнезема показана в графе II. В отличие от Точилинского разреза (см. рис. 4 ), большая роль здесь принадле­ жит пирокластическому и терригенному материалу. Свободный кремнезем хотя и не играет такой роли в формировании отложений, как на Западной Камчатке, но все же его участие в составе смешанных пород значительно. Особенно силь­ но отличаются от развитых на Западной Камчатке нижнемиоценовые отложе­ ния, в которых мало гомогенных пепловых пластов, а в пелитоморфных поро­ дах преобладает глинистое вещество, а не свободный кремнезем .

И все-таки общие закономерности катагенетического преобразования пер­ вично-органогенного кремнезема хорошо выявляются и в миоценовых отложе­ ниях о. Карагинского. Они выражаются В постепенном исчезновении органоген­ ной структуры^ сверху вниз по разрезу и в преобразовании минеральной формы Si0 2 в направлении опал -» кристобалит -» кварц (халцедон). Особенно отчетли­ во устанавливается уровень, ниже которого неустойчивые формы кремнезема сменяются устойчивой кварцевой формой - он приходится примерно на границу пестроцветной свиты и свиты песчаников с L a t e m u l a. Еще более, чем на За­ падной Камчатке, условна граница 'з о н ' с преобладанием опала или кристобалита. На рис.34 она проведена условно в основании юнюньваямской свиты, так как выше не встречаются породы с уничтоженной органогенной структурой и измененные вторичными процессами туфы, а ниже такие породы еще значи­ тельно распространены .

В неогеновом разрезе о. Карагинского мощностью около 3 0 0 0 м никакой зональности в распределении аутигенных глинистых минералов и цеолитов не выявляется. По мере перехода от верхних частей разреза к нижним лишь уве­ личивается степень разложения вулканического стекла, но в гомогенных пеп­ ловых пластах монтмориллониты остаются по существу единственными аутигенными глинистыми минералами. В 15 образцах терригенно-тефрогенных по­ род и туфов, из которых рентгеновским методом изучались фракции, обогащен­ ные цеолитами, устанавливается присутствие тех же двух цеолитовых минера­ лов, что и в миоцене Западной Камчатки, - анальцима и минерала из группы гейландита, по своим рентгеноструктурным свойствам близкого к клиноптиЛо­ литу, описанному Ф. Мамптоном из третичных осадков района Гектор в Кали­ форнии. Причем на любом ( ! ) уровне, где наблюдается цеолитизация пород, встречаются и тот и другой минерал (либо какой-нибудь из них в каждом кон­ кретном пласте, либо чаще оба в различных количественных соотношениях) .

В отличие от рисунков, иллюстрирующих соотношение породообразующих ком­ понентов для западнокамчатских разрезов, здесь учтены и туфовые пласты .

Хотя число залитых полос и не соответствует числу туфовых пластов в раз­ резе и не всегда соблюден масштаб изображения, все же суммарная толщи­ на залитых полос в пределах каждой свиты примерно соответствует суммар­ ной мощности развитых в ней туфов .

л В целом реликты органогенной структуры в породах миоцена о. Карагинско— го сохраняются лучше, чем в миоцене Западной Камчатки .

ИЛЫШНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ

Миоценовые отложения широко распространены и на Ильпинском полуостро­ ве, где они имеют меньшую, чем на о. Карагинском, мощность. Частично они вскрываются в непрерывном разрезе на западном побережье, а частично в изолированных обнажениях, поэтому иногда можно судить только об общем характере отложений .

В основании миоценового разреза (рис. 3 7 ) выделяется относимая к ниж­ нему миоцену р а т е г и н с к а я с в и т а (Голяков, 1 9 6 6 ; Гладенков, 1 97 1 а ) .

Она сложена очень однообразным комплексом серых мелкошебенчатых слабо

–  –  –

кремнистых туфоаргиллитов, содержащих обычно незначительную (до 25%) при­ месь обломочного терригенного и пирокластического материала в пределах отдельных горизонтов. В пелитовой массе этих пород, состоящей из агрега­ та глинистых минералов и тонко раскристаллизованного кремнезема в форме кварца (халцедона), преобладает глинистое вещество, свободному кремнезему принадлежит подчиненная роль. Однако в ней сохраняются реликты органогенной структуры в виде остатков полурастворившихся диатомей и спикул губок. При­ чем в карбонатных конкрециях разнообразной формы и размеров, в изобилии содержащихся в свите, она сохраняется гораздо лучше, чем во вмещающих породах. В свите содержатся нечастые (через 5 - 1 0 - 3 0 м) тонкие ( 0, 1 - 0, 3 м) прослои сильно глинизированных и цеолитизированных (а нередко и карбонатизированных) кристалло-витрокластических туфов. В нижней части свиты пеп­ ловая структура в них выражена плохо, а в верхней сохраняется гораздо лучше. Мощность свиты составляет 4 2 0 м .

Стратиграфически выше залегает п а х а ч и н с к а я с в и т а (средний-верхний миоцен) мощностью около 3 0 0 м. В нижней части она сложена серыми, при выветри­ вании становящимися белесыми, глинисто-кремнистыми туфоалевролитами, содер­ жащими примесь песчанистого материала, а в верхней - преимущественно гли­ нисто-кремнистыми туфопесчаниками с примесью гравийно-галечного материа­ ла. В пелитовой массе этих пород первично-органогенному кремнезему при­ надлежит незначительная роль. В свите имеются редкие прослои (до 0,3 м) глинизированных и цеолитизированных туфов с хорошо выраженной витрокластической структурой .

К верхнему миоцену отнесена и л ь и н с к а я с в и т а. Она представлена рит­ мичным чередованием туфопесчаников, обогащенных гравийно-галечным мате­ риалом, кремнисто-глинистых туфоалевролитов и туфоаргиллитов с обильной примесью пирокластического и терригенного материала. Видимая мощность в береговом разрезе - 6 0 м .

Таким образом, в миоценовых отложениях Ильпинского полуострова свобод­ ному, первично-органогенному кремнезему принадлежит незначительная роль;

основными породообразующими компонентами служат терригенный (обломоч­ ный и глинистый) и пирокластический материал. И все-таки в туфоаргиллитах ратегинской свиты, содержащих из-за преобладающей роли глинистого вещест­ ва всего около 60% SiGj (см. табл. 5, обр. 8 7 ), методом растворимости, пригодным в данном случае (основная модификация — кварц) для оценки содер­ жания свободного кремнезема, определяется около -2 0 % нерастворимого не связанного в алюмосиликаты кремнезема. Это показывает, что свободный кре­ мнезем все же принимает заметное участие в формировании пелитоморфных от­ ложений миоцена Ильпинского п-ова .

ОСТРОВ САХАЛИН, ПОЛУОСТРОВ ШМИДТА

Неогеновые отложения, широко распространенные на Сахалине, характери­ зуются сильной фациальной изменчивостью в разных структурно-фациальных зонах. Они сложены как континентальными, так и преимущественно морскими (прибрежно-морскими и относительно глубоководными) фациями. В их составе существенную роль играют продукты трех фаз проявления вулканической дея­ тельности: раннемиоценовой, среднемиоценовой и позднемиоценовой - плиоце­ новой (Геология СССР, 1 9 7 0 ). Продукты вулканической деятельности пред­ ставлены эффузивными и пирокластическими образованиями. Пирокластический материал, кроме того, участвует в формировании пород смешанного состава .

Отмечается обогащение многих пелитоморфных и алевритовых (частично и пес­ чанистых) пород смешанного состава свободным кремнеземом. В мощных толщах морских неогеновых отложений Сахалина широко распространены так­ же и высококремнистые разности пород, в распределении типов которых соб­ людается вертикальная зональность, подобная установленной для миоцена За­ падной Камчатки .

Кремнистые породы, развитые среди мощных толш преимущественно вулка­ ногенно-осадочных морских неогеновых отложений Сахалина, описаны Н.Г.Бродской ( 1 9 6 6 ). К верхней части этих толщ приурочены диатомиты (преоблада­ ющей формой кремнезема является опал), вниз по разрезу сменяющиеся опо­ ками (преобладает кристобалит), а затем кремнистыми аргиллитами (преоб­ ладает кварц - халцедон). Все породы ничем существе иным не отличаются от соответствующих пород на Камчатке. Н.Г. Бродская предполагает, что крем­ нистые аргиллиты образовались в результате постседиментационного преобра­ зования пепловых туфов, и называет их туфогенными силицитами. Не отрицая принципиальной возможности окремнения туфов, следует, однако, заметить, что для миоценовых туфов всего севера Тихоокеанского пояса характерна гли­ низация, а не окремнение. Прослои бентонитов наблюдаются и в кремнистых аргиллитах Сахалина. Под микроскопом различаются не только контуры вул­ канических стекол, но и остатки кремневых организмов (скорлупки диатомей, спикулы губок). Все это позволяет с большей вероятностью считать кремнис­ тые аргиллиты продуктами изменения (перераспределение кремнистого веществ ва и изменение его структурной формы) пород смешанного состава с преобла­ данием органогенного кремнезема (типа диатомитов и туфодиатомитов Камчат­ ки). Такую точку зрения подтверждает и проведенное изучение катагенетических преобразований кремнезема в неогеновых отложениях на п-ове Шмид­ та (Северный Сахалин), а также сравнительный анализ текстур как различных типов кремнистых пород, так и ассоциирующих с ними туфов .

На п-ове Шмиата хороший разрез нижней части неогеновых отложений име­ ется на крайнем северном его побережье к востоку от мыса Марии (к западу от оз. Мачигар). Но неогеновые отложения изучались мною в основное на за­ падном побережье полуострова в районе р. Пиль, где самые нижние части нео­ генового разреза обнажены плохо, но зато остальная часть неогена, начиная с верхов нижнего миоцена и кончая плиоценом, хорошо вскрывается в береговых

–  –  –

обрывах к северу (до р. Водопадной и частично в ее русловых обнажениях) и к югу (до пос. Музьма) от устья р. Пиль-*- .

Ниже приводится краткое описание Пильского разреза (рис. 3 8 ) ; его рас­ членение дается в соответствии с решениями Охинского совещания (Решения..., 1 9 6 1 ). При характеристике нижних частей разреза частично использовались дан­ ные И.И. Ратновского (1 9 6 0 ) .

М а ч и г а р с к а я с в и т а (нижний миоцен) залегает в основании неогеново­ го разреза. По р. Водопадной имеются только разрозненные изолированные вы­ ходы пород свиты, представленных зеленовато-серыми песчаниками с галькой и валунами. К верхней ее части, по-видимому, относится толща эффузивов ба­ зальтового состава мощностью 1 5 0 -1 8 0 м ( ? ). Полностью свита обнажена в Мачигарском разрезе, где она имеет мощность около 4 0 0 м и сложена довольно однообразным комплексом зеленовато-серых конгломератов, песчаников, обычно некрепко сцементированных туфоалевролитов и туфоаргиллитов, содер­ жащих значительную примесь алевро-псаммитового материала. Для пород сви­ ты характерно большое количество беспорядочно рассеянной гальки, валунов, отдельных крупных глыб, много обугленного растительного детрита. Нижняя часть свиты угленосна. Свободному кремнезему в сложении пелитовой массы развитых в свите пород смешанного состава обычно принадлежит незначитель­ ная роль .

Т у м с к а я с в и т а (нижний миоцен) по р. Водопадной залегает на мачигарских эффузивах с конгломератами в основании (в Мачигарском разрезе она связана с нижележащими отложениями постепенным переходом). В нижней части свита сложена песчаниками с беспорядочно рассеянной галькой. Кверху они постепенно сменяются кремнисто-глинистыми туфопесчаниками и псаммитово-алевритистыми кремнистыми туфоаргиллитами, которые окрашены в зеле­ новато-серый цвет, а при выветривании становятся белесыми.'Отличаются друг от друга они только соотношением обломочных компонентов и пелитовой гли­ нисто-кремнистой массы, в сложении которой ведущая роль принадлежит сво­ бодному кремнезему и в которой сохраняются реликты органогенной структуВ дальнейшем первый разрез будет называться Мачигарским, а второй Пильским .

ры. Верхняя часть свиты сложена светло-серыми кремнистыми породами, очень похожими на кремнистые туфоаргиллиты и перекристаллизованные опоки гакхинской свиты Томилинского разреза. В свите содержатся нечастые тонкие ( 0, 1 -0,2 м) прослои глинизированных туфов. Мощность свиты в Пильском разрезе всего 1 5 0 м, в Мачигарском же достигает 5 3 0 м .

П и л ь с к а я с в и т а (средний миоцен) в самой нижней части сложена крем­ нистыми породами, аналогичными развитым в нижележащей тумской свите и отличающимися от них тонкой слоистостью, а также присутствием пластов, обогащенных глауконитом (до глауконитовых песчаников), желваков фосфори­ тов и скоплениями остатков скелетов рыб и крупных позвоночных. В остальной части свита сложена мощными пластами песчаников, чередующимися с толща­ ми переслаивающихся между собой различных разновидностей пелитоморфных пород. Они представлены опоками, в которых содержится очень мало глинис­ того вещества, кремнистыми туфоаргиллитами (с несколько большей ролью глинистого вещества), алевритистыми и псаммитово-алевритистыми кремнисты­ ми туфоаргиллитами, псаммитово-алевритистыми слабо кремнистыми туфоаргил­ литами, в пелитовой массе которых ведущая роль принадлежит глинистому ве­ ществу. Во всех этих породах свободный кремнезем представлен скрытокрис­ таллическим веществом в форме преимущественно кристобалита. Почти во всех породах сохраняются реликты органогенной структуры в виде полурастворяв­ шихся панцирей диатомей и спикул губок. В свите встречаются карбонатизированные пласты и горизонты крупных карбонатных конкреций. Мощность свиты около 2 2 0 м .



Pages:   || 2 |



Похожие работы:

«Советский Союз в 1953-1964 гг. (конспект лекций, части 1, 2) Продолжаем публиковать конспекты лекций по истории СССР. Сегодня предлагаем первую часть о ситуации в СССР в первое десятилетие после смерти И.В. Сталина. В предлагаемом конспекте лекций разсмотрены следующие исторические события:Карибский кризис, XX съезд К...»

«443 Доклады Башкирского университета. 2017. Том 2. №3 Разрушение канона: трансформация сонета в немецком экспрессионизме (на материале сонетов Г. Гейма) А. И. Попова Башкирский государственный университет Россия, Республика Башкортостан, 450076 г. Уфа, улица Заки Валиди, 32. Email: panna94@mail.ru На материале поэтического творчества Георг...»

«Вестник Томского государственного университета. История. 2015. № 2 (34) ПРОБЛЕМЫ МЕТОДОЛОГИИ ИСТОРИИ УДК 316.422.42:299.572+265 DOI 10.17223/19988613/34/19 К.А . Жарчинская, О.В. Хазанов ОТ КАББАЛЫ ДО "РАСКРЕЩИВАНИЯ": ПРОБЛЕМА ОСОЗНАННОГО ВЫБОРА...»

«№ 5, 1944 К. В. Тревер (Член-корреспондент АН СССР) Н. Я. Марр и вопросы исторической науки • О б р а з М а р р а и с т о р и к а н е р а з р ы в н о связан с о б р а з о м Марра-арх е о л о г а в с и л у тех о с о б ы х в з а и м о о т н о ш е н и й, к о т о р ы е с л о ж и л и с ь с п е...»

«А.В.Михайловский МИФ, ИСТОРИЯ, ТЕХНИКА: РАЗМЫШЛЕНИЯ ЭРНСТА ЮНГЕРА У "СТЕНЫ ВРЕМЕНИ"* 1. Десять лет назад увидел свет русский перевод большого философского эссе Эрнста Юнгера "Рабочий. Господство и гештальт" (1932)1. Оглядываясь назад, можно утверждать, что в восприятии творчества выдающегося немецкого писателя и мыслителя на русской почве за...»

«Вестник ПСТГУ Гудков Алексей Геннадиевич, Серия V. Вопросы истории соискатель Института восточных культур и теории христианского искусства и античности Российского государственного 2014. Вып. 1 (13). С. 19–46 гуманитарного университета. E-mail: aleksiy5@mail.ru ТРОСТЬ И СВИТОК:...»

«Сагадеева Рашида Гильмановна ГАРМОНИКА В ТВОРЧЕСТВЕ ПЕРВЫХ КОМПОЗИТОРОВ БАШКИРИИ Специальность 17.00.02 – Музыкальное искусство АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата искусствоведения Магнитогорск – 2014 Диссертация выполнена на...»

«Вестник Томского государственного университета. История. 2014. № 1 (27) УДК 930.1 Н.А. Качин В.Н. ТАТИЩЕВ – ПРООБРАЗ ПЕРВОГО РОССИЙСКОГО ИСТОРИКА Исследование выполнено в рамках проекта "Человек в меняющемся мире. Проблемы идентичности...»

«Дистрибуция: инновации в управлении Система управления бизнесом 4.0: Что нужно знать о реалиях нынешней ситуации "Беспокойство и неудовлетворенность непременные условия дальнейшего прогресса" Т. Эдисон Я хочу остановиться на 3 историях из жизни бизнеса:1) История о текущей ситуации;2) История о динамик...»

«http://www.mann-ivanov-ferber.ru/books/jony_ive/ Leander Kahney Jony Ive The Genius Behind Apple’s Greatest Products PORTFOLIO / PENGUIN http://www.mann-ivanov-ferber.ru/books/jony_ive/ Линдер Кани Джони Айв Легендарный дизайнер Apple Перевод с английского Василия Горохова Москва "Манн, Иванов и Фербер" http://...»

«Отзыв кандидата философских наук, доцента Бобкова Александра Ивановича о диссертации на тему "Религиозная философия А.С. Хомякова: культурно-исторические смыслы и цивилизационный проект", представленной Рубежанским Сергеем Ивановичем н...»

«ПРОТОКОЛЫ ЗАСЪДАШЙ СОВЪТА C.-IIЕТЕРБУРГСКАГО УНИВЕРСИТЕТА ЗА П Е Р ВУ Ю ПОЛОВИНУ 1877-1878 АК АДЕМИЧЕСКАГО ГОДА. \ /* № 17. k ' • ft \ v ' \ Г :I V С.-П Е Т Е РБ У P Г Ъ. Типограф]* М. С тас юл" в и чх, Вас; О., 2 л., 7. 1878. История Санкт...»

«Абдуллаева Самира Мирахмед АРХИТЕКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ПРИБРЕЖНЫХ ГОРОДОВ РЕКИ КУРЫ (АЗЕРБАЙДЖАН) В статье раскрывается специфика формирования архитектуры городов Азербайджана, расположенных в прибрежных...»

«Институт истории, археологии и этнографии народов Дальнего Востока ДВО РАН, г. Владивосток, 2016 г. Маленькие острова, большие открытия Во время полевого сезона 2016 г. был уточнен и дополнен план памятника Рикорда-4 (открытого сотрудниками Центра и ТИГ ДВО РАН в 2014 г.). Следует отметить, что распространенная в науке точка зрения пре...»

«1 ГЛАВА Я — не Дэвид Айк Единственный тиран, которого я признаю, это мой внутренний голос. Махатма Ганди. Я прожил странную, а с точки зрения большинства даже очень странную жизнь. С некоторых пор, однако, она мне совсем не кажется странной. Я был респектабельным телеве...»

«Завершая рассмотрение марксистской этики советского периода, следует отметить: во-первых, советская теоретическая этика развивалась в русле мирового философского процесса, во-вторых, будучи избавленной от идеологической формы, многие из представленных в ней способов решения нравственных проблем сегодняшне...»

«Тартуский университет Колледж иностранных языков и культур Отделение славистики ТЕМА ПРИСОЕДИНЕНИЯ УКРАИНЫ К РУСИ В СОВРЕМЕННЫХ УКРАИНСКИХ, РОССИЙСКИХ И ПОЛЬСКИХ УЧЕБНИКАХ ИСТОРИИ Бакалаврская работа студентки отделения славистики Алёны Куц Научный руководитель – профессор Л.Н. Киселева Тарту 2018 Оглавление Введение Глава 1. Современное школьно...»

«TAU-32M.IP Руководство по эксплуатации версия 2.14.0 (07.02.2017) Терминал абонентский универсальный _ Версия программного обеспечения: 2.14.0 Версия Linux: 291 Thu Jan 19 08:05:36 NOVT 2017 Firmware version: v10_23_03_15 BPU version: 291 Thu Jan 19 08:05:36 NOVT 2017...»

«ЬЦ Ш НАУЧНЫ Е ВЕДОМ ОСТИ Серия История. Политология. Экономика. Информатика. дд 2012. № 13(132). Выпуск 23 УДК 930.23, 941470Г16/18”, 9414771”16/18”, 34.07 ПРОБЛЕМА СООТНОШЕНИЯ КИЕВСКОЙ ГУБЕРНИИ И ГЕТМАНСКОЙ УКРАИНЫ В ГОДЫ ПЕТРОВСКИХ РЕФОРМ В РОССИЙСКОЙ ИСТОРИОГРАФИИ' Статья посвящена анализу проблемы соотношения Я А ЛАЗАРЕВ правового статуса Гетм...»

«Преображая жизнь СОДЕРЖАНИЕ •4 Обращение Председателя Совета директоров •5 Обращение Председателя Правления •7 Информация о Фонде недвижимости •7 История создания и акционеры •8 Миссия, видение, стратегические направления и цели •9 Существенные корпоративные события в 2014 году • 12 Ключевы...»







 
2019 www.mash.dobrota.biz - «Бесплатная электронная библиотека - онлайн публикации»

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.