Мезо-кайнозойское кремненакопление в окраинных бассейнах востока Азии

Волохин, Юрий Германович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Мезо-кайнозойское кремненакопление в окраинных бассейнах востока Азии
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Мезо-кайнозойское кремненакопление в окраинных бассейнах востока Азии"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

На правах рукописи

Волохин Юрий Германович

У-

МЕЗО-КАЙНОЗОЙСКОЕКРЕМНЕНАКОПЛЕНИЕ В ОКРАИННЫХ БАССЕЙНАХ ВОСТОКА АЗИИ

Специальность 25.00.01 - общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

И 5 ДПР 2010

Владивосток, 2010

004601072

Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН, г. Владивосток

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Вишневская Валентина Сергеевна Геологический институт РАН, г. Москва

Ведущая организация: Тихоокеанский океанологический институт

им. В.И. Ильичева ДВО РАН, г. Владивосток

Защита состоится 22 апреля 2010 г. в 1000 часов на заседании диссертационного совета Д 005.006.01 при Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН в конференц-зале ДВГИ по адресу: 690022, г. Владивосток, проспект 100-летия Владивостока, 159, Дальневосточный геологический институт.

С диссертацией можно ознакомиться в Центральной научной библиотеке ДВО РАН (адрес тот же).

Отзывы на реферат, заверенные гербовой печатью учреждения, просим присылать в двух экземплярах по адресу: 690022, г. Владивосток, проспект 100-летия Владивостока, 159, Диссертационный совет Д 005.006.01 Факс. (4232)31-78-47 E-mail: fegi@vlad.ru, office@fegi.ru

доктор геолого-минералогических наук Кириллова Галина Леонтьевна Институт тектоники и геофизики ДВО РАН, г. Хабаровск

доктор геолого-минералогических наук Голозубов Владимир Васильевич

Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, г. Владивосток

Автореферат разослан /О февраля 2010 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Д 005.006.01,

кандидат геолого-минералогических наук

* • > v Б.И. Семеняк

Актуальность работы. Природа палеозойских и мезозойских кремневых формаций является одной из фундаментальных проблем современной геологии. Ее важность определяется тем, что кремневые породы и формации считаются индикаторами палеогеографических, палеотектони-ческих, палеовулканических, геодинамических или других геологических обстановок, что используется при геологическом картировании и историко-геологических реконструкциях. Некоторые виды силицитов являются полезными ископаемыми, а их формации - генерирующими или содержащими месторождения нефти, газа, железа, марганца, фосфоритов и других ископаемых. Недостаточно детальная стратиграфическая и литологическая изученность кремневых формаций дальневосточных складчатых областей препятствует расшифровке геологического строения территорий, созданию достоверных геологических карт и схем, и реконструкции ранней истории развития бассейнов.

Цель исследования - определение условий и факторов образования мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Алинской складчатой области на основе сравнения параметров седиментации и кремненакопления в триасово-юрском сихотэ-алинском бассейне и в дальневосточных окраинных морях.

Задачи исследования. При исследовании мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Алиня решались следующие задачи.

1. Выделение этапов кремненакопления, реконструкция строения кремневых формаций и выяснение причин цикличности кремневых толщ.

2. Выделение литотипов силицитов и ассоциирующихся с ними пород, изучение их минерального, химического состава, степени стадийных преобразований и генетическая интерпретация литотипов.

3. Определение абсолютных масс седиментации и кремненакопления.

4. Восстановление условий образования мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Алиня на основе сравнения с кремнистыми отложениями современных дальневосточных окраинных морей.

Фактический материал и личный вклад автора. Фундаментом работы является стратиграфический, литологический, минералогический и геохимический материал, полученный лично автором при изучении силицитов Сихотэ-Алинской области. Для сравнений использовался материал, полученный автором при полевых работах в Монголо-Охотской и Корякско-Камчатской складчатых областях. Автор участвовал в морских экспедициях ДВГИ и ТОЙ ДВО РАН (3, 7 и 13 рейсы НИС «Академик А. Виноградов» в 1984,1988 и в 1989 гг.) в Филиппинском море и приэкваториальной части Тихого океана. Пробы верхнеплейстоцен-голоценовых илов Охотского моря любезно переданы A.C. Астаховым (ТОЙ ДВО РАН). Просмотрено несколько тысяч прозрачных шлифов литифицированных пород и мазков илов. Около 1000 проб силицитов растворены в плавиковой кислоте и из них выделена микрофауна для биостратиграфического изучения и определения возраста пачек и толщ. Из около 300 проб мезозойских и палеозойских пород и кайнозойских илов Филиппинского и Охотского морей выделена и изучена глинистая фракция. Геохимические выводы базируются на анализах более 2000 образцов кремневых и других пород.

Объем и структура работы. Работа состоит из введения, 8 глав и заключения. Приложение к работе включает 20 таблиц химических анализов пород и минералов и 26 фототаблиц, с изображениями обнажений, текстур, структур и микроструктур пород и минералов. Текст содержит 49 таблиц и иллюстрирован 82 рисунками. В списке литературы 670 наименований.

Основные научные результаты. Защищаемые положения.

1) Триасовая и средне(?)-позднеюрская кремневые формации Сихотэ-Алиня являются макроциклитами, сформировавшимися в периоды глобального повышении уровня и трансгрессии моря. Мезоциклитовое строение триасовой формации обусловлено колебаниями уровня моря, происходившими с периодичностью 6-9 млн. лет. Элементарные циклиты (ЭЦ) фиксируют климатические изменения продолжительностью 3-15 тыс лет.

2) Абсолютные массы накопления аутигенного кремнезема в триасовом и юрском сихотэ-алинском бассейнах, в миоцен-четвертичном Японском и современном Охотском морях - величины одного порядка. Они значительно превышали абсолютные массы кремненакопления в пелагиали Филиппинского моря и экваториальных областей Тихого океана.

3) Породы триасовой кремневой формации в большей мере контамини-рованы сиалическим континентальным материалом, чем позднеюрские си-лициты Сихотэ-Алиня и современные кремнистые илы пелагиали Охотского моря. В составе позднеюрских силицитов сильнее проявлено обогащение фемическим детритом и продуктами гидротермальной деятельности предшествовавшей бат-келловейской эпохи базальтового магматизма.

4) Установлена потенциальная металлоносность углеродистых силицитов Сихотэ-Алиня. Среднее содержание Аи во фтанитах достигает значений, близких к промышленным содержаниям в россыпях. Около 70% Аи, 60% Р1 и 46% Рс1 связано с органическим веществом пород, а оставшаяся часть находится в самородной форме и в интерметаллидах. Битумоидные фракции РОВ, имеющие высокие концентрации Аи, Си, 7х\ и других элементов, служили источником металлов сульфидов, интерметаллидов, самородного золота и палладия в углеродистых кремнистых толщах.

Научная новизна. Разработана детальная стратиграфическая схема триасовых глубоководных отложений. Получены данные о строении, составе и возрасте кремневых толщ в ряде районов Сихотэ-Алиня. Определена продолжительность циклов седиментации. Установлены распространение, возраст и маркирующее значение углеродистых силицитов в триасе Сихотэ-Алиня. Изучена глинистая фракция в различных типах силицитов и ассоциирующихся с ними породах. Выявлены геохимические аномалии (Ва, V, 1п, Си, N1, РЬ и др.) и благородно-метальная минерализация в породах «фтанито-вой» пачки. Рассчитаны абсолютные массы накопления аутигенного кремнезема в триасовых и позднеюрских кремневых толщах Сихотэ-Алиня. Получены новые данные по минеральному и химическому составу кремнистых илов Охотского и Филиппинского морей и рассчитаны абсолютные массы кремненакопления. Впервые проведено сравнение химических составов мезозойских кремневых толщ с составами пород, моделируемыми от составов современных кремнистых илов. Сравнение составов отложений и параметров кремненакопления в современных и древних бассейнах позволило заключить, что основными причинами отличий мезозойских и кайнозойских силицитов восточноазиатских окраинных бассейнов были различия ландшафтов сопредельной суши, предопределявших структуру речного стока.

Теоретическое и практическое значение. Результаты исследований диссертанта вошли в учебные пособия для студентов геологических специальностей: «Литология» т. 1, автор В.Т. Фролов, 1992; в геологические отчеты и рекомендательные записки в организациии «Приморгеология» и «Даль-геология» Министерства природных ресурсов. Они учтены при создании ком-

плекта «Государственной геологической карты масштаба 1:1000000 третьего поколения (2006 г). Установленные в некоторых районах Сихотэ-Алиня геохимические аномалии и благороднометальная минерализация могут быть использованы для прогнозов и поисков полезных ископаемых.

Публикации и апробация работы. Материалы и основные положения диссертации опубликованы в 24 статьях и 2-х монографиях. Они докладывались или представлялись на научных конференциях: Всесоюзном совещании по «геохимии осадочных пород и руд фанерозойского и позднепалеозойского возраста» (Москва, ГЕОХИ АН СССР, 1980 г.), Всесоюзной школе-семинаре «Кремненакопление в осадочном процессе» (г. Новороссийск, 1985), 10-м Всесоюзном литологическом совещании (г. Ереван, 1988), 13-м международном седиментологическом конгрессе (Nottingham, England, 26-31.08.1990), «Международной полевой конференции по биостратиграфии и тектонике в перми и триасе» (Владивосток, 1992), 3-м международ, симпозиуме «Закономерности строения и эволюции геосфер» (г. Хабаровск-Владивосток, 1996), 15-м международ, седиментологическом конгрессе (Аликантэ, Испания, 1998 г), междунар. съезде геологов-рудников: «The 8th Biennial SGA Meeting» (Beijing, China, 18-21 August 2005), симпозиуме «Наногеохимия золота» (г. Владивосток, апрель 2008 г.), 4-м (г. Москва, 6-9 ноября 2006 г.) и 5-м (г. Екатеринбург, 14-16 октября 2008 г.) Всероссийских литологических совещаниях.

Благодарности и финансовая поддержка. Большой объем полевых работ автор совершил совместно с М.А. Михайловым, Е.В. Михайликом, И.В. Китаевым и В.А. Михайловым. Определения микрофауны выполнены Г.И. Бурий (конодонты), B.C. Руденко, И.В. Кемкиным, О.Л. Смирновой (радиолярии). Большинство пород и минералов проанализировано в аналитических лабораториях ДВГИ (аналитики В.Н. Каминская, С.П. Славкина, O.A. Киселева, И.В. Китаев, A.A. Карабцов, И.И. Никитенко, H.A. Евдокимова, Н.В. Груда, H.H. Баринов, Г.А. Юдина, Н.Ю. Цейтлин, В.И. Киселев, Ж.А. Щека, В.Ф. Занина, Т.И. Веливецкая, В.М. Авченко; группа сотрудников лаборатории «анализа благородных металлов» под руководством В.В. Иванова). Руководители морских экспедиций ДВГИ и ТОЙ ДВО РАН С.А. Щека, Б.И. Васильев и И.Н. Говоров обеспечили возможность участия в трех рейсах НИС «Академик А. Виноградов» и получение геологических материалов по ним. На различных этапах автор пользовался поддержкой и консультациями Н.П. Васильковского, А.И. Ханчука, П.В. Маркевича, С.А. Щеки, В.Б. Курносова, О.В.Чудаева, В.П. Уткина, A.A. Вржосека, В.В. Голозубова. Большое влияние на идейную направленность работыоказал проф. МГУд.г.м.н. В.Т. Фролов - научный редактор двух монографий, посвященных мезозойским силицитам Сихотэ-Алиня.

Исследования выполнялись в рамках НИР ДВГИ ДВО РАН и при поддержке РФФИ (гранты 95-05-14129а, 04-05-65269а, 01-05-64904а, 04-05-79187к).

ГЛАВА 1. РАЗВИТИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О ГЕНЕЗИСЕ КРЕМНЕВЫХ ПОРОД И ФОРМАЦИЙ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

Существующие воззрения на происхождение кремневых формаций можно разделить на (I) связывающие их образование с источниками (эндогенными либо экзогенными) кремнезема, поступавшего в большом количестве в бассейн седиментации, и (II) придающие главное значение специфическим обстановкам или благоприятным условиям, существовавшим в бассейнах и на сопредельных с ними площадях суши.

1.1. Гипотезы, связывающие образование кремневых толщ с ведущей ролью источников растворенного кремнезема

Вулканогенно-осадочная гипотеза зародилась во второй половине XIX столетия [Pantanelli, 1880; [Lotti, 1886; Whitney, 1867] и в том или ином варианте, частично или полностью, принималась и развивалась многими исследователями [Кассин, 1931; Taliaferro, 1933; Петрова, 1958; Шатский, 1960; Красный и др., 1962; Bailey et al., 1964; Дзоценидзе, 1969; Kanmera, 1974; Хераскова, 1979; Афанасьева, 1980; Муравьев, 1983; Gibson and Towe, 1971; Mattson and Pessagno, 1971; Stanaway et al., 1978; Moore, 1983; Nakazava et al., 1983; Imoto, 1983; Вишневская, 1984; Nachev, Nachev, 1989; Obradovic and Gorican, 1989; Ruiz-Ortiz et al., 1989; Зайкова, 1991 и др.], но наиболее полно разработана в работах И.В. Хворовой [1968; 1976; 1979; 1980, и др.].

Ко второй половине 20-го столетия определились три положения вулкано-генно-осадочной гипотезы [Обуэн, 1967; Garrison, 1974]. Вулканизм мог оказывать прямое или косвенное воздействие на формирование кремневых отложений: (1) прямым поступлением кремнезема при подводно-морских эруп-циях или при выщелачивании пеплов и застывающей на морском дне лавы; (2) стимуляцией этим кремнеземом высокой продукции кремневого планктона, а также обеспечением лучшей сохранности кремневых скелетов; (3) снижением критической глубины карбонатонакопления вследствие выделения кислых вулканических газов в периоды эрупций, что способствовало накоплению бескарбонатных радиоляриевых илов на меньших, чем в настоящее время, глубинах. Сторонники гипотезы находят кардинальные различия в распределении, парагенетических ассоциациях и составе современных кремнистых илов и древних (геосинклинальных) кремневых пород. Они отмечают, что радиоляриевые илы в целом характеризуются много более низким содержанием Si02, чем радиоляриты. На основе всех приводимых ими аргументов делается вывод, что «геосинклинальные существенно радиоляриевые породы (яшмы, фтаниты) не являются гомологами современных океанических радиоляриевых илов» [Хворова, 1968, с.116].

Гипотеза А.Д. Архангельского. А.Д. Архангельский [1936] связал накопление кремневых пород в геосинклинальных и платформенных бассейнах с эпохами пенеплена и развития кор выветривания на суше. Он определил факторы, способствовавшие накоплению высококремневых илов: достаточную энергию химического выветривания на суше, поставлявшего речным водам растворенную кремнекислоту и малое поступление обломочных частиц с суши. Образование кор выветривания на суше связывается с распространением влажного тропического и субтропического климата на значительной территории [Grunau, 1965; Leciaire, 1974]. В отношении силицитов складчатых поясов гипотеза А.Д. Архангельского не получила широкого применения и чаще использовалась для объяснения образования платформенных молодых кремневых формаций [Дистанов, 1980; Казанский и др., 1965; Казаринов, 1958, 1965; Казаринов, Казанский, 1969].

В обеих вышеупомянутых гипотезах признается несхожесть условий и об-становок древнего и современного (биогенного) кремненакопления и существенная роль химического осаждение кремнезема из пересыщенных морских вод. Изучение биологических процессов и кремненакопления в океане [Безруков, 1960; Жузе, 1962; Лисицын, 1966 а, б; 1970; 1974; 1978; Лисицын и др., 1977; Лисицын, Виноградов, 1982; Емельянов, 1975; Страхов, 1978;

Calvert, 1966; Wollast, 1974; DeMaster, 1981 и др.], изучение составов иловых

вод осадков и диагенетических процессов в натурных наблюдениях и с помощью экспериментов [Бруевич, 1953; Heath, Dymond, 1973; Heath, 1974; Murray et al., 1978; Wakefield, 1982; Конюхов, Соколов, 1975; Гречин, 1976; Левитан, 1979; Левитан, Богданов, 1980; Плюснина, Левитан, 1975; Lancelot, 1973; Lawson et al., 1978; Lewin, 1961; Calvert, 1974; Mizutani, 1966; 1967; Laurent, Scheere, 1971; Isaacs et al., 1983; Капо, 1983; Kastner et al., 1977; Kastner, Gieskes, 1983; Keller, Isaacs, 1985; Mann, Müller, 1985; Hesse, 1989 и др.] практически полностью дискредитировали гипотезу химического осаждения кремнезема из водной колонны в океанических бассейнах.

1.2. Гипотезы, связывающие образование кремневых толщ со специфическими условиями и /или обстановками в области седиментации

Гипотеза глубоководного образования силицитов (батиметрическая гипотеза). Открытие радиолярий в палеозойских и мезозойских кремневых породах и исследования современных глубоководных осадков, начавшиеся с экспедиции на английском исследовательском судне «Челлен-джер» (1872-1876 гг.), способствовали признанию силицитов глубоководными осадками, накапливавшимися ниже критической глубины карбонатонако-пления [Peach, Horn, 1899; Dewey, Flatt, 1911; Mollengraaff, 1915; Sampson, 1923; Steinmann, 1913; Обуэн,1967]. Глубоководные условия отложения предполагаются для пермско-юрских кремней Новой Зеландии [Sporli, 1975], верхнеюрско-неокомских радиоляритов и радиоляриевых яшм Малого Кавказа [Вишневская, 1984], нижнемеловых кремней формации Пунта-Конхал Коста-Рики [Gursky, Schmidt-Effing, 1983], палеозойских и мезозойских кремней и яшм геосинклинали (террейна) Чичибу в Японии [Ogawa et al., 1983; Suzuki, Hada, 1979], среднепалеозойских кремневых пород Мугоджар [Зайко-ва, 1991], триасовых и юрских радиоляриевых кремней Сихотэ-Алиня [Братин, 1991, 1993, 2000а, б; Маркевич и др., 2000; Зябрев, 1994; Кемкин, 2008; Кемкин, Ханчук, 1993; Кемкин и др., 2001; Филиппов и др., 2001; Popova et al., 1999; Kemkin, Philippov, 2001; и др.].

Гидродинамические гипотезы, среди которых доминирует гипотеза апвеллингов, связывают накопление силицитов с благоприятными палео-океанографическими и палеогидродинамическими условиями [Calvert, 1966; Ramsay, 1973; Сеньковский, 1977; Jenkyns, Winterer, 1982; Isaacs et al., 1983; Imoto, 1983, 1984; Koizumi, 1983; De Wever, 1989]. Условия, определяющие высокую продукцию, накопление и сохранение кремневых скелетов в осадках под зонами апвеллингов - это подъем в фотическую зону глубинных вод, богатых биогенами, и высокие темпы осаждения кремневых скелетов и органического вещества, которое стимулирует лучшую сохранность скелетов образованием предохранительных пленок (рис. 1). Кроме того, повышение содержания в придонных и иловых водах углекислоты способствует растворению карбонатных скелетов планктонных организмов на меньших глубинах, что предполагает уменьшение критической глубины карбонатонакопления. Возникновение и исчезновение апвеллинга связывается с влиянием тектоники на циркуляцию и биопродуктивность вод, опосредованным через топографию дна бассейна.

Гипотеза механического обогащения кремневых слоев остатками кремнистых микрофоссилий. Исследование срезов некоторых кремневых слоев в шлифах и применение радиографических методов выявили текстуры напоминающие «циклы Боума». Это позволило связать образова-

Зона апвеллинга

Движение поверхностных вод под воздействием сгонных ветров

О м —

300 —

1500 -

Фосфаты поровых вод

Рис. 1. Схема седиментационных процессов в областях прибрежных апвеллингов, возникающих под воздействием сгонных ветров [Jenkyns, 1986].

ние ритмично-слоистых кремнистых толщ с механизмом переотложения ра-диоляриевого ила турбидными течениями [Nisbet, Price, 1974; Hein et al., 1983; lmoto,1983, 1984]. При этом, осаждающиеся из суспензии первыми скелеты радиолярий и спикулы губок формируют высококремневые слои. Другие исследователи считают, что цикличное строение карбонатно-кремневых и аргиллит-кремневых серий не определяется единым механизмом отложения из турбидных потоков, а обусловлено периодическим изменением первичных условий седиментации. При этом диагенетические процессы лишь затушевывали или усиливали черты первичной седиментационной слоистости [Baltuck, 1983; Ruiz-Ortiz et al., 1989].

1.3. Закономерности распределения кремневого планктона в современных океанах и донных осадках Связи продукции кремневого планктона с зонами подъема глубинных вод богатых биогенами выявлены во второй половине 20-го столетия [Лисицын, 1966а,б,в, 1970; Волковинский и др., 1972; Виноградов, Лисицын, 1981; Лисицын, Виноградов, 1982; Богоров, 1974; Страхов, 1976; 1978; Bogoyavlensky, 1967; Calvert, 1966, 1974 и др.]. В современном океане растворенная крем-некислота «обезличена» и накопление биогенных кремнистых илов не имеет прямой связи с конкретными источниками кремнезема (реками, гидротермами и др.). Источником кремнезема биогенных кремнистых осадков является сам океан, пополняемый поступлениями с суши и из океанической базальтовой коры (рис. 2). В ежегодном поступлении в современный океан вынос растворенного кремнезема реками, по-видимому, преобладает над его поступлением из эндогенных источников [Wollast, 1974; Wolery, Sleep, 1976; Humphris,

Экстракция SiOj планктоном 250-Ю" г

Растворение биогенного опала и возврат в водную колонну (97%) 242,5*101V SiO.

Осаждение биоопала осадок (3%) 7,5-10" г SiO,

Накопленные за 9000-13000 лет запасы ЭЮг в океане биос способен исчерпать за 200 лет

Растворение и переход в абиогенный Si02 и силикаты (3,5-10" г SiO,) j

Сохраняется в скелетах 0,8-10" г SiO,

V • • • .'

Рис. 2. Годичный цикл кремнезема в океане. Составлено по данным: Лисицын, 1974; Wollast, 1974; De Master, 1981.

Thompson, 1978; Corliss et al„ 1979; DeMaster, 1981].

Кремнистые организмы, накопления которых составляют современные кремнистые илы - это диатомовые водоросли, радиолярии, силикофлагелля-ты и губки. Самыми распространенными в тропических водах являются диато-меи. Хотя диатомовые преобладают по количеству экземпляров, радиолярии превышают их по весу: 1-35% диатомовых, 62-98% радиолярий и 1-2% сили-кофлагеллят. Воды антарктического региона содержат (в весовом выражении) 99-99,9% диатомей, 0,1-1% радиолярий и силикофлагеллят [Blueford, 1989].

Максимальные абсолютные массы накопления биогенного кремнезема характерны для окраин континентов, особенно зон апвеллингов западной окраины Американского континента и Юго-Западной Африки (табл. 1). Умеренно высокие скорости кремненакопления свойственны окраинным и некоторым эпиконтинентальным морям. В пелагических зонах океана, за исключением южного пояса кремненакопления, величины абсолютных масс кремнезема ниже в десятки и сотни раз. Считается, что в осадках окраинных морей и гемипелагических зон'океана захоронено около 85-90% всего биогенного опала, обычно маскируемого терригенным материалом [Heath, 1974; Oehler, 1975].

1.4. Использование силицитов при палеогеографических, тектонических и геодинамических реконструкциях

Использование силицитов как индикаторов палеогеографических, тектонических и геодинамических обстановок расширилось в связи с распространением парадигмы тектоники плит [Garrison, 1974; Siever, 1983; Murchey et al., 1983; Nachev, Nachev, 1989; Karl, 1989; Obradovic, Gorican, 1989]. Применяемый метод реконструкции палеогеографических и палеотектони-ческих обстановок заключается в анализе парагенетических ассоциаций силицитов с другими осадочными и магматическими породами в сериях или

Таблица 1. Абсолютные массы накопления аморфного кремнезема за последние 18000 лет [De Master, 1981]

Бассейн Площадь, см2 ЭЮ2ам. г/см2 за 1000 лет Содержание Si02aM., %

Окраины континентов

Залив Саанич (Британская Колумбия) ? 24,0 19

Санта Барбара ? 5,0 5

Побережье центрального Орегона 8-Ю14 50,0 ?

Апвеллинги

Калифорнийский залив 7,6-Ю14 13,2 20

Перуано-Чилийский 19-Ю14 3,2 13

Юго-Западной Африки 2,5-Ю14 44,0 40

Окраинные моря

Охотское 80-Ю14 1,7 30

Берингово 120-Ю14 2,3 ?

Эпиконтинентальные моря

Балтийское 42-10" 0,56 1

Азовское* 3,9-Ю14 0,7 ?

Азовское (глубоководная часть)* ? 5,6 1

Северный Каспий вне дельты рек Урал и ? 1,25 1-2

Эмба*

Средний Каспий* ? ? 4-12

Аральское* 5,11-Ю14 3

Аральское (западная впадина)* ? 20 >5

Пелагиаль океана

Северный пояс кремненакопления

северо-западная часть Тихого океана 400-Ю14 0,33 13

северо-восточная часть Тихого океана 300-Ю14 0,067 8

Экваториальный пояс кремненакопления

Индийский океан 200-Ю14 0,035 25

Тихий океан 1000-Ю14 0,010 10

Южный пояс кремненакопления 1900-Ю14 2-8 55

* - по: [Хрусталев, Кутилин, 1974; Хрусталев, 1987].

тектоно-стратиграфических комплексах, а также интерпретации петрографических и геохимических особенностей самих пород.

Выделяются пять [Garrison, 1974; Siever, 1983] или шесть [Murchey et al., 1983; Karl, 1989] парагенетических ассоциаций и тектонических обстановок, в которых может происходить накопление силицитовых толщ. Достоверность этих реконструкций, однако, полностью зависят от качества детальной стратиграфической информации и от картирования, «которое редко производилось в эвгеосинклинальных террейнах, за исключением немногих площадей типа северных Апеннин» [Garrison, 1974].

Некоторыми исследователями дальневосточных складчатых областей кремневые породы и толщи считаются индикаторами океанических пелагических обстановок седиментации, что используется для доказательства больших перемещений плит [Ханчук и др., 1995; 2006; Парфенов и др., 1998; Филиппов и др., 2001; Кемкин, 2006; 2008; Голозубов, 2006; Голозубов и др., 2006; Филиппов, Кемкин, 2009]. Иное мнение о природе радиоляриевых си-лицитов складчатых поясов высказано П. Де Вевером: «Сейчас принято,

что большинство радиоляритов не отлагались в широко раскрытых бассейнах или на континентальных склонах, а в удлиненных желобоо-бразных прогибах или малых бассейнах с ограниченной океанической циркуляцией. Эти относительно ограниченные бассейны представляли заливы богатые органическим веществом, такие, как современный Калифорнийский залив или окраинные моря, такие как Японское, Охотское и Берингово» Ре \ZVever, 1989]. К вопросу о природе бассейнов, где могли отлагаться «ленточные кремни», находящиеся сейчас в ассоциации с офиолитами, X. Дженкинс заключает: «Многие офиолиты формировались скорее в «малых океанах», чем в зрелых бассейнах подобных современной Атлантике и Тихому океану; таким образом, радиоляриты могут быть порождены скорее локальными, чем глобальными океанографическими условиями» [иепкупэ, 1986, с. 394]. Под «малыми океанами» им понимаются бассейны, подобные современным Средиземному и Красному морям, Калифорнийскому заливу и отгороженным островными дугами тихоокеанским окраинным морям. Как заключает X. Дженкинс: «условия физического, химического и биологического состояния океана менялись во времени и такие изменения могли сильно влиять на природу отложившихся осадков» ^епкупэ, 1986, с. 390].

Как показывает проведенный литературный обзор, существуют различные и весьма противоречивые взгляды на механизм и обстановки накопления кремневых формаций складчатых поясов, а также на их значение как индикаторов тектонических и палеогеографических обстановок седиментации. В складчатых областях, в кремневых толщах может быть заключен значительный отрезок летописи седиментации и геологической истории развития бассейнов. Например, около половины или более позднепалеозойско-мезозойской истории Сихотэ-Алинской области зафиксировано в накоплении кремневых и карбонатно-кремневых отложений [Волохин, 1985; Волохин и др., 2003]. В данной работе, проблема происхождения кремневых формаций решается на примере мезозойских силицитов Сихотэ-Алиня..

ГЛАВА 2. МЕТОДОЛОГИЯ И МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ

Методология. Методология генетического анализа и историко-геологи-ческих реконструкций освещена в работах [Страхов, 1945, 1971; Леонов, 1970; Косыгин, Соловьев, 1974; Фролов, 1984, 1995; Холодов, 2006, и др.]. Решение проблемы происхождения силицитов сводится к выполнению задач реконструкции условий накопления, включающих процессы и обстановки отложения, а также последующего преобразования кремневых пород и толщ. Она использует сочетание историко-геологического метода, реализуемого в стратиграфии, сравнительно-литологического метода и методов генетического анализа. Основной задачей стратиграфического изучения была реконструкция первичной последовательности отложений в сложно дислоцированных покровно-складчатых комплексах и выделение естественных этапов седиментации. Методология генетического анализа предусматривает предпочтительность выделения генетических типов осадочных пород по способу (механизму) их образования, и восстановление обстановок по парагенезам генотипов [Фролов, 1984, 1995].

Методы полевого изучения. Главными объектами полевого изучения стали хорошо обнаженные (в речных и дорожных врезах, карьерах), хотя порой и сложно деформированные толщи. При изучении обнажений и постро-

ении разрезов использовался комплекс литологических, палеонтологических и структурных исследований. Биостратиграфическое расчленение и корреляция кремневых и карбонатных толщ базировалось на микрофауне конодон-тов и радиолярий, выделенных из пород методами химического препарирования. Для генетического анализа^ихотэ-Алии^исследовались текстуры си-лицитов в полированных образцах и тонких срезах.

Методы изучения вещества пород. Полевая диагностика пород контролировались обязательным микроскопическим изучением прозрачных шлифов всех типов пород, а криптокристаллических кремнистых и кремнисто-глинистых пород также химическим анализом на основные породообразующие окислы. Исследование глинистых фракций предусматривало рентгено-дифрактометрические съемки ориентированных препаратов образцов: воздушно-сухих, насыщенных этиленгликолем, прокаленных при 350° и 550° С, прогретых в течение 1 часа при 90°С в 10%-й HCl, а также съемок на просвет мономинеральных фракций для установления параметра "Ь". Дополнительно, при изучении глинистых фракций использовались электронография, электронная микроскопия, микродифракция отдельных частиц и ИКС-спектроскопия. Содержание глинистых минералов оценивалось по интенсивности отражений с использованием методик [Куцыкович, Дьяконов, 1971; Biscaye, 1965]. Рудные минералы в силицитах анализировались в аншлифах на микроанализаторе JXA-8100. Содержания породообразующих окислов, редких и благородных элементов определялись в лабораториях аналитического центра (ДВГИ) методами: мокрой химии, рентгено-флюоресцентным, полуколичественным спектральным, ICP-AES, ICP-MS, AAS и пробирно-атомно-абсорбционным. Органическое вещество фтанитов и глинистых фта-нитов исследовалось методами битуминологического анализа (ДВГИ), ИК-и УФ- спектроскопией (A.B. Курика и В.П. Глазунов, ТИБОХ ДВО РАН), а изотопный состав углерода - масс-спектрометрическим методом (ДВГИ).

ГЛАВА 3. КРЕМНЕВЫЕ ФОРМАЦИИ СИХОТЭ-АЛИНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ

На юге российского Дальнего Востока (территории Приморского, Хабаровского краев, Амурской области и Еврейской АО) силициты распространены в толщах широкого возрастного диапазона, от среднерифейских до кайнозойских включительно. В Сихотэ-Алинской складчатой области известны кремни каменноугольного, пермского возраста, но максимально распространены триасовые и средне-позднеюрские кремневые толщи.

В главе приводится детальное описание разрезов триасовых и юрских глубоководных отложений в различных районах Сихотэ-Алинской области, проводится корреляция, устанавливается возраст выделяемых в разрезах пачек и толщ, определяются индивидуальные черты строения триасовой и средне?- позднеюрской кремневых формаций, кратко излагаемые ниже.

3.1. Триасовая кремневая формация Сихотэ-Алиня

Триасовые отложения представлены различными фациями. В краевых прогибах на восточной окраине Буреинского и Ханкайского массивов - это мелководные морские терригенные, местами угленосные отложения, которые к востоку сменяются глинистыми кремнями, кремнями, а также плитчатыми кремнями, заключающими пачки и толщи известняков (рис. 3). В Прибрежной зоне (в Дальнегорском и Кавалеровском районах) известны рифо-

О 100км

Владивосток

(ГШ Сиалические массивы: ХМ - Ханкайский, БМ - Буреинский, КМ - Кэнтейский

Терригенные мелководные отложения 1- триаса

Фации триасовой кремневой формации [^Д] Карбонатно-кремневая |"„ " | Кремневая

Известняковая рифовая

[ТП Разрезы: 1 - г. Боктор, 2-р.Гур,

3 - р. Анюй,

4 - г. Хабаровск,

5 - р. Хор,

6 - г. Бикин,

7 - р. Матай,

8 - р. Катэн,

9 - с. Шичанг,

10 - р. Огородная,

11 -руч. Балаганный,

12 - г. Дальнегорск,

13 - с. Бреевка,

14 - р. Корейская

Рис. 3. Положение разрезов на схеме фаций триасовых отложений.

генные известняки.

Фациальное строение формации. Карбонатно-кремневая фация

триаса распространена в средней и северной части области в пределах Наданьхада-Бикинской и Центральной зоны, располагаясь ближе к оси нижнемеловых флишевых прогибов: Амурского и Приморского рифто-грабенов, по В.П. Уткину [1999]. Стратиграфически наиболее полные и менее деформированные разрезы фации в бассейнах рек Гур и Хор представляют отложения батиальной котловины триасового моря.

Разрез на правобережье р. Гур был выделен в качестве стратотипа верхней части джаурской свиты, но представлял фаунистически немые карбонатные и кремневые толщи [Геология СССР, 1966]. Первые позднекарнийско-ранненорийские конодонты были выделены из известняков в средней части разреза [Волохин, 1985]. Позднее, в разрезе были установлены отложения всех ярусов триаса, от верхнего анизия (слои с Neogondolella constricta) до среднего нория (слои с Epigondolella aff. postera), включительно [Волохин и др., 1987; 2003; Бурий, 1989]. Карбонатно-кремневый разрез (425 м) состоит из четырех толщ плитчатых кремней и трех карбонатных толщ, связанных постепенными литологическими переходами в единый макроциклит. Стратотип «нижней части» джаурской свиты, выделявшийся на правом берегу р. Джаур выше устья руч. Нижний Полумай [Геология СССР, 1966], представляет оли-стостромовый комплекс, с олистоплаками верхнеанизийских кремней и яшм заключенных в алевролитах более молодого возраста. Ранее, в кремнях этого разреза был описан комплекс радиолярий, считавшийся позднетриасово-раннеюрским [Жамойда, 1972]. Из кремней и яшм этого разреза были выделены только среднетриасовые конодонты, свидетельствующие об одновоз-растности их нижним слоям разреза р.Гур [Волохин и др., 1987].

Хорошо обнаженные, но фаунистически немые карбонатные и кремневые толщи правобережья р. Хор относились к краснореченской свите позднетриасово-раннеюрского возраста [Шевелев, 1988]. Здесь нами была построена литологическая колонка и в 57 пробах выделены конодонты, по-

зволяющие сопоставлять слои со всеми подъярусами триаса от среднего анизия (зона Рагадопс1о1е11а Ьи1дапса) до позднего нория - рэта (зона МмкеНа posthernste¡ni) включительно [Волохин и др., 1999]. В разрезе выделены 25 пачек, сгруппированных в 7 толщ, общей мощностью 355-381 м, которые связаны литологическим переходом в единый карбонатно-кремневый макро-циклит (рис. 4). Полная мощность триасовой формации в бассейне р. Хор составляет около 430 м.

кремни

глинистые кремни

кремневые аргиллиты фтаниты

разрывные нарушения конодонты

Рис. 4. Стратиграфическая колонка и соотношение пород в разрезе по р. Хор.

В разрезах по р. Анюй обнажены кремневые и карбонатно-кремневые толщи, включавшиеся в нижнюю подсвиту (1200 м) джаурской свиты позднетриасово-юрского возраста [Мартынюк, 1972, 1984]. В среднем течении р. Анюй были установлены анизийские, ладинские и позднетриасовые

плитчатые кремни, глинистые кремни и известняки [Волохин и др., 2000]. Суммарная мощность датированных слоев (Т2ап2-Т3 п2) составляет 199-258 м, а полная мощность триасовых отложений в бассейне р. Анюй оценивается в 300-320 м [Волохин и др., 2000], что в 4 раза меньше мощности нижней под-свиты джаурской свиты по данным картирования. Разрезы в среднем течении р. Анюй характеризуют краевые части карбонатно-кремневой фации в зоне сочленения ее с кремневой фацией (рис. 3). Небольшие мощности карбонатных тел, резкая фациальная изменчивость, значительная диахронность границ толщ яшм и кремней, обилие спикул губок в анизийских слоях, остракод в кремнях и известняках, высокие содержания каолинита, вероятно, свидетельствуют о накоплении карбонатно-кремневых отложений р. Анюй на континентальном или островном склоне, либо у его подножья. Основные площади карбонатно-кремневой фации триаса скрыты под мощным чехлом юрских и меловых пород Восточной зоны.

Кремневая фация. Расшифровка строения разрезов и построение колонок проводилась в сложно деформированных комплексах, где триасовые си-лициты слагают покровные пластины, залегающие на терригенных флише-вых отложениях юрского и берриас-валанжинского возраста. Фация развита почти во всех структурах области: в Баджальской, Наданьхада-Бикинской, Центральной и Прибрежной зонах. Отложения фации выходят в полосе, шириной 40 до 100 (150) км, а мощность ее отложений варьирует от первых десятков до 150-200 м. В кремневых толщах присутствуют внутриформацион-ные перерывы, следы перемыва ила и переотложения микрофауны. Встречаются прослои (10-20 см) дресвянисто-песчано-алевролитовых турбидитов.

Одним из хорошо изученных выходов фации является обнажение в дорожном врезе (более 600 м) на правобережье р. Уссури (рис. 5). Разрез состоит из двух частей. Нижняя часть сложена средне-верхнетриасовыми кремнями, байос-батскими граувакковыми песчаниками, алевролитами и кремнистыми аргиллитами. Верхняя, представлена аллохтонной пластиной среднеанизийско-нижнекарнийских кремней (слои 2-10), подошву которой маркирует характерная «фтанитовая пачка» среднеанизийского воз-

Рис. 5. Обнажение кремневой толщи в устье р. Огородной (правобережье р. Уссури). Обозначения пород на рис. 4. Цифры в кружках - номера пачек.

раста (зона Neospathodus kockeli). Отложения разбиты разрывами и смяты в мелкие складки небольшой амплитуды с горизонтальным зеркалом складчатости. В этом обнажении установлена последовательность согласно залегающих средне- и позднеанизийских, ладинских, нижнекарнийских, верх-некарнийских и нижненорийских глинистых кремней и кремней. Полная колонка триасовых отложений достроена слоями силицитов, присутствующими в соседних выходах кремневой толщи. В результате установлено, что на правобережье р. Уссури, в районе сел Уборка - Самарка присутствует не две, как считалось [Голозубов, Мельников, 1986], а только одна толща триасовых кремней (66-72 м), включающая датированные по микрофауне отложения от среднего анизия до верхнего нория-рэта включительно [Волохин и др., 1990].

Подобная расшифровка строения обнажений проведена и в других районах области. Изучение разрезов кремневой фации триаса в других районах южного Сихотэ-Алиня (с. Бреевка, р. Рудная, р. Корейская и др.) показало, что ее мощность варьирует от 45 до 80-100 м, редко больше, что значительно расходится с результатами геологических съемок.

Рифовая известняковая фация триаса представлена в Прибрежной зоне (в Дальнегорском районе) крупными массивами известняков (Дальне-горским, Сахарной Головой, ключа Больничного, Мономаховским и другими), залегающими ныне в олистостромовом комплексе ранневаланжинского возраста. Протяженность блоков-олистоплак известняков достигает 3,5 км. Рифы росли на базальтовых постройках, а в прогибах между ними и на склонах в среднем и позднем триасе отлагались радиоляриевые илы. В Прибрежной зоне, цепь рифовых известняковых массивов каменноугольного, пермского и триасового возраста протягивается в северо-восточном направлении на сотни километров [Киреева и др., 1976; 1978]. Всю эту цепь поднятий можно считать естественным ограничением триасового сихотэ-алинского бассейна на востоке [Мазарович, 1986; Тащи, 1989].

Циклитовое строение формации. Варвоподобная ламинарная цикличность документирует наиболее элементарные циклы отложения осадка, какие удается выявить в слоях силицитов. Она представлена чередованием тончайших (0,05-1,0 мм), иногда удивительно выдержанных по толщине слойков-ламин, различающихся содержанием кремневого, глинистого и органического вещества (во фтанитах), или окисных и гидроокисных минералов железа (в яшмах). Ламинарная микроцикличность свойственна сили-цитам отложившимся в тиховодных условиях и не претерпевшим биотурба-ции. Природа микроциклитов связывается с циклами сезонной продуктивности и осаждения биогенного опала планктона: увеличением в весенне-летний период, и уменьшением (или прекращением) в зимний период, когда осаждается только глинистый материал. Элементарная цикличность. Толщина элементарных циклитов (ЭЦ) варьирует от 0,5 до 15-20 см (редко до 30 см или более). Изучение текстур и структур слоев в тонких срезах и на поли-ровках, химический состав и состав глинистой фракции элементов циклитов позволяют считать, что большинство элементарных циклитов являлись, по-видимому, периодитами. Среднее время отложения элементарного циклита, определенное подсчетом слойков-ламин, составляет сотни- первые тысячи лет. Длительность циклов, определенная из стратиграфических данных по разрезам, значительно больше, обычно в пределах 3,8-15,5 тыс. лет. Элементарные циклиты являются порождением климатических изменений, регулирующих количество поступающей в бассейн терригенной взвеси и, отча-

сти, продукции и состава планктона. Они могут быть связаны с тысячелетними периодами изменения увлажненности климата (1,5-4,5 тыс. лет, [Максимов, Савельева. 2000]) и периодичностью возрастания активности муссонов, связываемой с прецессией земной оси (-10.5 тыс. лет) [РбНпгн е1 а1., 1992]. Мезоцикличность. В кремневой фации мезоциклиты представлены повторением пачек тонкоплитчатых и более толстоплитчатых кремней или пачек существенно более кремнистого и более глинистого состава. В карбонатно-кремневой фации (р. Гур, р. Хор) мезоцикличность выражена чередованием толщ плитчатых кремней и известняков. Существует общая корреляция между объемным содержанием карбонатных и кремневых пород в пачках и глобальными изменениями уровня моря (рис. 4). Она, по-видимому, отражает влияние на седиментацию в сихотэ-алинском бассейне изменений уровня моря и сопряженных с ними трансгрессий и регрессий. Продолжительность мезоциклов составляет 6-9 млн. лет. Глобальные мезоциклы изменения уровня океана (независимо от причин эвстазии) определяют, по-видимому, тот ранг циклитов, на уровне которого уже возможна не только внутрирегиональная, но и межрегиональная корреляция отложений осадочных бассейнов.

Маркирующие слои. Некоторые пачки и толщи триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня сохраняют характерные индивидуальные черты даже в удаленных на сотни километров разрезах. Поэтому они могут служить стратиграфическими реперами. Среди этих реперов можно отметить горизонты: 1) фтанитов и глинистых фтанитов, 2) сургучно-красных яшм и 3) карбонатных пород. Фтанитовая пачка. Низы триасовой формации маркируются фтанитовой пачкой (4-25 м), сложенной глинистыми кремнями, переслаивающимися с кремнями, фтанитами и глинистыми фтанитами. Пачка залегает на оливково-зеленых глинистых кремнях и кремневых аргиллитах (до 25 м), и перекрывается плитчатыми кремнями, содержащими только единичные прослои фтанитов. Фтанитовая пачка и подстилающая ее пачка глинистых кремней и кремневых аргиллитов часто обнажаются в подошве покровов и пластин. В поздней юре и раннем мелу эти две глинистые пачки еще сохраняли высокую пластичность и обладали меньшим сопротивлением сдвигу, чем вышележащие ладинско-верхнетриасовые плитчатые кремни и подстилавшие их индские и верхнепермские отложения. Этим объясняется обычная приуроченность подводно-оползневых и тектонических срывов к этим пачкам, а также отсутствие нормальных седиментационных границ между триасовыми силицитами и пермскими морскими отложениями, известными в Сихотэ-Алинской области. Яшмовая пачка. Стратиграфический уровень появления сургучно-красных яшм - верхи анизийского - ла-динский ярус. Яшмовая пачка хорошо выделяется на фоне преобладающих в триасовой формации серых и темно-серых кремней. Яшмы могут на коротком расстоянии фациально замещаться серыми и оливково-зелеными кремнями, даже в пределах ограниченных районов. Для пачки яшм характерна ди-ахронность границ. Яшмовая и фтанитовая пачки разделены горизонтом се-роцветных кремней, толщиной от первых метров до первых десятков метров. Толщина яшмовой пачки варьирует от 5-6 м до 14 м в Лазовском и Дальне-горском районах, составляет 14-16 м в бассейне р. Анюй, 21-25 м - в среднем течении р. Джаур. Распространение и значение яшмового горизонта, как маркера позднеанизийско-ладинских слоев, требует дополнительного изучения и уточнения. Однако близкий возраст яшм в весьма удаленных разре-

зах представляется не случайным. Он свидетельствует о кислородном режиме придонных вод и окислительной среде диагенеза кремнистых илов, охвативших в этот период значительные участки бассейна. Карбонатные толщи на площадях распространения карбонатно-кремневой фации представляют хорошие маркеры низов карнийского яруса (р. Гур, 7-8,5 м) и верхов кар-ния - среднего нория (бассейны рек Гур, Хор, Анюй). На этом уровне известняковые тела представлены одной (р. Хор, 134 м; р. Анюй, 25-27 м) или двумя (р. Гур, 78 и 111 м) карбонатными толщами, разделенными плитчатыми кремнями (20-25м). В известняках обычны желваки и линзы серых кремней, пакеты переслаивания известняков и кремней. Плитчатые кремни, разделяющие карбонатные толщи, могут содержать линзы и прослои карбонатов. В южном Сихотэ-Алине позднекарнийско- норийским известнякам северного Сихотэ-Алиня коррелятны слабо зеленоватые (белесые) и кремово-желтые грубоплитчатые кремни, выступающие в рельефе как массивные плиты, толщиной до 25-30 м. В этих кремнях наблюдаются единичные известняковые и доломитовые прослои и ромбоэдрические пусто ты выщелоченного диаге-нетического доломита, с агрегатами мелких зерен апатита.

Модель строения триасовой кремневой формации. Комплексные лито- и биостратиграфические исследования, проведенные в разных районах Сихотэ-Алиня [Волохин и др., 1987, 19896, 1990, 1999, 2000а,б; 2003], позволили реконструировать фациальное и циклическое строение триасовых глубоководных отложений. Схематично строение триасовой кремневой формации в Северном и Южном Сихотэ-Алине отражает модель, построенная на основе схем корреляции геологических разрезов (рис. 6). Формация представляла макроциклит- геологическое тело, имевшее форму чечевицы. Мощность формации в ее центральной части достигала 500-600 м, а на краях уменьшалась до десятков метров. Для краевых частей формации характер-

Средний и северный Сихотэ-Алинь

Краевая часть бассейна

Рис. 6. Модель строения триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня. 1 - базальты и туфы, 2 - стратиграфические перерывы. Остальные обозначения пород см. рис. 4.

ны внутриформационные размывы и «конденсированные» разрезы. Фтани-товая пачка приурочена к нижней части формации. Пачка верхнеанизийско-падинских яшм занимает положение в нижней части «геологической чечевицы» и приурочена к кремневой фации. Модель отражает общие черты строения формации. Реальное строение триасовой формации, по-видимому, было сложнее, с изменчивостью фаций и мощностей толщ и пачек, отражающей расчлененность рельефа и неровности дна бассейна. В центральных участках бассейна существовали поднятия, на которых отлагались кремнисто-карбонатные и слабо глинистые известковые илы, периодически размываемые и участвующие в подводных оползнях.

В краевых участках формации возможно «вклинивание» в кремневые толщи терригенных пачек и слоев калькаренитов (в Прибрежной зоне), с образованием сочленения фаций «клин в клин». Мощность макроциклита возрастает от края к сердцевине, что может свидетельствовать о сравнительно небольших размерах котловины сихотэ-алинского моря. Бассейн мог напоминать Калифорнийский залив, но ориентированный и расширяющийся с юго-запада на северо-восток.

3.2. Средне(?)-позднеюрская кремневая формация Сихотэ-Алинской области

Обнажения юрских силицитов изучались в Восточной (флишевой) зоне, в Красноармейском, Дальнегорском, Кавалеровском и Лазовском районах Приморского края: в нижнем течении р. Колумбе (разрез по р. Приточная), в бассейне р. Мирной, севернее пос. Краснореченского, береговых обнажениях р. Корейской и р. Беневки [Волохин и др., 2008]. В обнажении на правом берегу р. Приточная (приток р. Колумбе) две толщи: (1) зеленовато-серых кремневых аргиллитов, содержащих пачки глинистых кремней и глинистых яшм (около 35 м), и (2) сургучно-красных глинистых яшм (30 м) разделены песчано-алевролитовой толщей (17-47 м), с редкими тонкими прослоями глинистых кремней. Породы обеих толщ силицитов и разделяющей их терриген-ной толщи содержат позднетитонский комплекс радиолярий [Волохин и др., 2003,2008]. Мощность силицитов увеличивается в северо-восточном направлении, а терригенной толщи убывает на восток - юго-восток, что предполагает ее выклинивание в этом направлении. Эти же две титонские толщи ради-оляриевых силицитов (21 и 13 м), разделенные терригенной толщей (15,2 м), прослежены на водоразделе верховьев рек Путеводная и Рудная, в 95 км юго-западнее разреза р. Приточная.

В стратотипе эрдагоусской свиты по ручью Сашин Ключ толща средне-верхнеюрских Ы2(?) - из глинистых кремней, глинистых яшм и кремневых аргиллитов (63 м) залегает на среднеюрских базальтах. Большая часть установленных в разрезе радиолярий распространены в диапазоне от средней (или поздней) юры до раннего мела. Однако совместное нахождение радиолярий Я/в/о/а сге1асеа, распространенных от начала позднего титона до позднего валанжина, аШзз1та, (поздняя юра - начало позднего титона)! Рзеис1осНс(уотНга саграИса (поздний титон - ранний баррем) и Archaeodictyomitraminoensis(cpeднlл¡лoкcфopц-noздниtfтl^тoн)noзвonяeтcчи-тать возраст верхней границы свиты позднетитонским [Волохин и др., 2008].

В обнажении р. Корейской кремневая толща считалась единой и накапливавшейся непрерывно от позднего триаса до конца поздней юры [Голозубов и др., 1992; Кемкин, 1996]. Расшифровка структуры этого обнажения и опреде-

ление возрастов слоев показали, что здесь присутствуют две толщи силици-тов. Смятая в мелкие складки и разбитая многочисленными разрывами толща средне-позднетриасовых кремней (40-45 м) надвинута ладинскими слоями на толщу (45 м) верхнеюрских глинистых кремней и яшм, смятых в опрокинутую изоклинальную складку [Волохин и др., 2003]. Позднеюрский возраст глинисто-кремневой толщи доказывается последовательно сменяющими друг друга комплексами радиолярий: позднекиммеридж-раннетитонским, среднетитонским и верхнетитонским [Кемкин и др., 2001; Волохин и др., 2008]. Глинистые кремни сменяются в разрезе согласно залегающими на них алевролитами и аркозовыми песчаниками горбушинской серии, с прослоями кремнистых аргиллитов, содержащими радиолярии конца позднего титона.

В разрезе на правобережье р. Беневка (с. Беневское) глинисто-яшмовая толща (60 м) залегает на агломератовых туфах и лавах (> 27,5 м). Толща датирована по радиоляриям средним Оксфордом- поздним титоном [Кемкин, 2006]. Вышележащие алевроаргиллиты содержат позднетитон-позднеберриасовый, а выше - позднеберриас-поздневаланжинский комплекс радиолярий.

Во всех изученных разрезах Восточной зоны толщи средне?-позднеюрских силицитов залегают на терригенных или вулканогенных толщах. Непрерывность кремневого разреза от триасовых силицитов к позднеюрским кремням и яшмам нигде не установлена. В юрских кремневых толщах преобладают глинистые кремни, глинистые яшмы и кремневые аргиллиты, которым подчинены прослои кремней. Местами отмечено снижение кремнистости пачек и возрастание содержания глинистого и песчано-алевритового материала к подстилающим и перекрывающим силициты терригенным (р. Приточная) и вулканогенным (с. Беневское) толщам. У пос. Краснореченский, позднеюр-ские силициты слагают подводно-оползневой покров, залегающий на нижнемеловой олистостроме и терригенном флише. Покров включает, кроме позд-неюрских силицитов, раннемеловые терригенные отложения - возрастные аналоги горбушинской серии и части таухинской свиты. Это свидетельствует о фактической одновременности образования покровов в Восточной и в Прибрежной зонах Сихотэ-Алиня в ранневаланжинское время.

В Наданьхада-Амурской, Центральной и Восточной зонах накоплению средне-позднеюрских кремневых толщ предшествовал этап мощного бат-келловейского базальтового вулканизма. Вулканиты эрдагоусской свиты представлены толеитовыми и высокомагнезиальными базальтами и туфами с повышенным содержанием литофильных элементов, что считается свидетельством их выплавления тектонической обстановке задугового спрединга [Симаненко и др., 1999]. Толщи средне-верхнеюрских базальтов и туфов прослеживаются на северо-восток до бассейна р. Гур в Хабаровском крае, где они достигают значительной мощности (> 1 км). В северо-восточном Сихотэ-Алине (бассейн р. Монома) и в Нижнем Приамурье юрские вулканогенные и кремневые толщи выступают в узких блоках среди нижнемеловых терригенных флишевых отложений. Состав средне-позднеюрских отложений изменяется в северо-восточном направлении вдоль простирания геологических структур. Увеличивается стратиграфический объем и мощности кремнистых толщ (до 170-180 м), возрастает кремнистость слагающих их пород, среди которых значительную роль играют красноцветные яшмы, в яшмах появляются линзы окисных железомарганцевых руд и марганцовистых яшм.

Условия залегания, строение разрезов, внешний облик и вещественный состав юрских силицитов отличаются от триасовых. Это позволяет распо-

знавать их в весьма удаленных районах области. Они являются порождением другого, средне?-позднеюрского этапа биогенной кремневой седиментации, что позволяет выделять их как самостоятельную средне?-позднеюрскую терригенно-кремнистую (или вулканогенно-терригенно-кремнистую) формацию. Фациальные изменения средне-позднеюрских отложений однонап-равлены с фациальными изменениями триасовой кремневой формации и общим погружением структур Сихотэ-Алинской складчатой области в северовосточном направлении, что свидетельствует об унаследовании юрского бассейна с триасового времени.

3.3. Геологические следствия изучения разрезов кремневых толщ

Одним из следствий расшифровки строения кремневых формаций является возможность распознания их отложений по характерным особенностям строения и состава, что может использоваться при геологическом картировании и структурных исследованиях. Уточнена не только последовательность толщ и пачек в различных фациях, но и их мощности, которые оказались значительно (местами в 10 раз) меньше тех, что были установлены при геологических съемках. Результаты исследования показали, что стратиграфический базис проводившегося в Сихотэ-Алинской области крупно- и среднемасштаб-ного геологического картирования был явно недостаточным для расшифровки геологических структур и реконструкции мезозойской истории геологического развития.

Датирование юрских глубоководных отложений Сихотэ-Алиня остается еще нерешенной проблемой, о чем свидетельствуют расхождения (иногда весьма значительные) в определении возраста одних и тех же кремневых толщ по радиоляриевой фауне. В качестве причин называются: использование нескореллированных биостратиграфических шкал, неверная диагностика некоторых видов и другие' [Зябрев, 2009]. Есть и причины методологического плана. В сложно дислоцированных мезозойских толщах многие геологи выстраивают колонки по фауне находимой в силицитах, без внимательного изучения литологии и необходимой расшифровки строения разрезов. Из них исключаются пачки и толщи терригенных пород, связанные с силици-тами постепенными переходами, обычно фаунистически «немые» или содержащие бедную фауну, не позволяющую датировать слои в достаточно узких пределах. В результате, фрагменты кремневых толщ, относящихся к разным формациям, искусственно объединяются в единую толщу, стратиграфический объем которой неоправданно расширяется до нескольких систем. Такая методика может только затруднить расшифровку геологического строения и восстановление геологической истории региона.

ГЛАВА 4. ОСНОВНЫЕ ЛИТОТИПЫ И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ПОРОД КРЕМНЕВЫХ ФОРМАЦИЙ СИХОТЭ-АЛИНЯ

4.1. Используемые классификации и основные литотипы пород

При описании разрезов и характеристике литотипов пород кремневых формаций использовались классификации, подразделяющие породы по содержанию и составу примеси, содержанию биоморфных компонентов, структурным и текстурным признакам. Для целей реконструкции условий седиментации и диагенеза кремневых илов информативна классификация пород по содержанию и составу дисперсной минеральной примеси, которая определяет и геохимические свойства силицитов (табл. 2).

Таблица 2. Классификация пород терригенно-кремневого ряда по содержанию и составу примеси [Волохин, 1985]

Глинистая и обломочная примесь Группа Содержание вЮ., св. Примесь аутигенных компонентов

Минералы железа

Окисные и гидроокисные Сульфиды и карбонаты

Углеродистое вещество

Тип пород

Увеличение содержания аллотигенной глинистой и обломочной примеси <--- Силициты Более 80% Яшмы Кремни Фтаниты (Сов>0,3%)

50-80% Яшмы тинистые Кремни глинистые Фтаниты глинистые (Сор>0,5%)

Аргиллиты, алевролиты 30-50% Аргиллиты кремневые окисно-железистые Аргиллиты ■ кремневые Аргиллиты кремневые углеродистые (битуминозные)

,10-30% Аргиллиты (алевроаргиллиты,. алевролиты) кремнистые окисно-железистые Аргиллиты (алевроаргил- литы, алевролиты) кремнистые Аргиллиты (алевроаргиллиты, глинистые алевролиты) кремнистые углеродистые (битуминозные)

0-10% Аргиллиты, алевро-аргиллиты, алевролиты окисно-железистые Аргиллиты, алевроаргил- литы, алевролиты Аргиллиты, алевроаргиллиты, алевролиты углеродистые (битуминозные) (Сор>1,0%)

По текстурным признакам описан ряд литотипов силицитов. Наиболее распространенными являются силициты с симметричным и линзовидным строением кремневых элементов циклитов. Слои с градационным распределением радиолярий и глинистой примеси (турбидиты) встречаются реже.

Литотип силицита с симметричным строением. Он характеризуется массивной стекловатой серединой и глинистыми краевыми частями слоя. Количество терригенного глинистого материала возрастает от середины к краям слоя. Распределение радиолярий беспорядочное или симметричное, с увеличением числа и размера скелетов к верхней и нижней границам слоя. Симметричное строение и время формирования ЭЦ, отвечающее климатическим циклам, обусловленным прецессией земной оси, указывает на их принадлежность к периодитам. Пачки кремней с симметричным строением индивидуальных слоев обычно горизонтально-слоистые. Литотип кремня с линзовидным строением индивидуального кремневого слоя слагает пачки линзовидно-слоистых кремней. Линзовидность строения может быть первично седиментационной и/или связанной с неравномерностью раннедиаге-нетического окремнения. На ранней стадии диагенеза происходит растворение биогенного опала, миграция кремнезема и отложение его в поровом

пространстве (цементация) с образованием зон окремнения и раннедиаге-нетических линз. При неравномерности обезвоживания и окремнения ила, под грузом вышележащих осадков сокращение толщины различных участков кремневого слоя происходит в различной степени. По изменению толщины ламинарных микроциклитов внутри зон раннедиагенетического окремнения и за их пределами можно утверждать, что сокращение толщины слоев ради-оляриевого ила достигало 10 раз или более.

Среди литотипов пород карбонатно-кремневой фации триаса распространены ламинарно-слоистые абиоморфные микрозернистые известняки, сфе-ровые микрозернистые известняки, доломитовые и доломитистые известняки, реже доломиты, кремнистые доломиты и кремнисто-доломитовые известняки, кремне-известково-мергелистые микститы. В сферово-микритовых известняках сферы круглые или овальные (0,25 до 0,3 мм, иногда до 0,5 мм) составляют до 30-50% площади шлифов. Некоторые из них принадлежат раковинам однокамерных фораминифер, кальцитизированным скелетам радиолярий, спорангиям водорослей или известковым скелетам других организмов. Микритовые известняки, распространенные в карбонатно-кремневых разрезах, могли иметь нанопланктонное происхождение, о чем свидетельствуют находки кокколитов в нижненорийских известняках разреза р. Анюй, а также хорошо сохранившиеся (из-за раннедиагенетического замещения пиритом) нанофоссилии в верхнеанизийских глинистых фтанитах других разрезов. В известняках также присутствуют клубки, трубки, филомы синезеленых и других типов водорослей. Встречаются тонкостенные конические формы (до 3-5 мм) напоминающие хиолиты, раковины тонкостенных (пелагических) двустворчатых моллюсков, иглы морских ежей. В разрезах рек Анюй, Прав. Предгорка и Хор в известняках нередки раковины остракод. Микрозернистые кремнистые известняки иногда содержат скопления ориентированных течениями по слоистости микросклер кремнистых губок, и скелеты спумелярий и насселярий, частично или полностью замещенные кальцитом, и полостями камер, заполненными кальцитом и кварцем.

Характерными формациеобразующими литотипами в триасовой формации являются планктоногенные радиоляриевые кремни и сферо-микритовые известняки. Часть кремневых и карбонатных отложений отлагалась в тиховодных условиях, присущих впадинам на шельфе или на дне глубоководных котловин, а часть на склонах (континентальном или подводных поднятий) и несут текстурные признаки эрозии осадка течениями, оплывания и переотложения осадков турбидными течениями. Факультативные лито-типы в кремневой фации триаса представлены вулканитовыми и кремне-вулканитовыми дресвяниками и песчаниками с градационной слоистостью (турбидитами). В толще кремней у с. Бреевка отмечено 3 слоя турбидитов (8-15 см), один в верхнеладинских, и два спаренных в раннекарнийских плитчатых кремнях. В этих слоях дресва и песчаные зерна базальтов погружены в микрозернистый кварцевый базальный цемент, продукт диагенетического окремнения первично смешанного радиолярит-вулканитового осадка, осажденного турбидным потоком. Вулканитовый материал смывался с поздне-пермских вулканических построек, выходы которых известны в Центральной зоне. В карбонатно-кремневом разрезе р. Гур, наблюдаются два горизонта (6 и 7 м), кремнево-известняково-мергелевых дебритов, представляющих

подводные обвально-оползневые образования.

4.2. Минеральный состав триасовых и юрских силицитов

Основной минерал силицитов - низкотемпературный а-кварц (и халцедон), содержащийся в скелетных остатках радиолярий и спикул губок и слагающий цемент породы. Реже присутствует вторичный (неорганический) опал в виде глобул на скелетах радиолярий и стенках пор. В триасовых породах алевритовая обломочная примесь обычна в глинистых силицитах и представлена неокатанными зернами кварца, полевых шпатов, обломками глинистых и кремневых пород, реже базальтовых порфиритов. Обломочный кварц и окатанные зерна калиевого полевого шпата (КПШ), размером до 0,12 мм установлены в нижних пачках триасовой кремневой формации (г. Дальне-горек, р. Корейская). В позднеюрских силицитах южного Сихотэ-Алиня количество алевритовой и песчаной (0,1-0,15 мм) обломочной примеси весьма значительно (5-15%, до 25-30%). Она содержит продукты разрушения кислых (кварц, кислые плагиоклазы, КПШ, мусковит) и основных магматических пород (базальты, вулканические стекла, замещенные гематитом, бурым и зеленым хлоритом). Из минералов присутствуют циркон, ильменит, лейкоксен и рутил. Значительная часть обломков пород и минералов происходит из щелочных базальтов, пикритобазальтов, гиалокластитов и туфов, слагающих бат-келловейские вулканические толщи эрдагоуской, окраинской, погской и маляновской свит.

Состав глинистой фракции. В глинистой фракции триасовых кремневых пород преобладают маложелезистый диоктаэдрический иллит 2М1 (b=9,0-9,02Ä), хлорит, каолинит, метагаллуазит; встречаются смектит, хлорит-вермикулит и бертьерин. Глинистая фракция фтанитов и глинистых кремней фтанитовой пачки состоит почти исключительно из иллита (Ь=9,04-9,05 А).

Карбонатно-кремневые отложения р. Хор содержат незначительное количество каолинита (< 6%) (рис. 7), за исключением пробы из верхненорийско-рэтекой части разреза, где оно достигает 35%. Содержание хлорита, значительное (до 40%) в анизийско-нижнеладинских слоях разреза, резко снижается (< 10%) в верхнеладинских и позднетриасовых слоях. Последние отлагались при относительно высоком уровне моря, когда почти прекратилась эрозия местных базальтовых вулканических поднятий, и в кремневый ил попадали мелкие чешуйки иллита и диоктаэдрического смектита, трансформировавшегося позднее в иллит.

В карбонатных толщах бассейна р. Анюй, нижне- и средненорийские породы содержат в глинистой фракции каолинит, количество которого достигает 38%. Но здесь же некоторые слои имеют и высокие содержания хлорита (до 59%).

Состав глинистой фракции в породах кремневой фации триаса более разнообразен. Силициты правобережья р. Уссури, кроме преобладающего диоктаэдрического иллита, почти во всех пробах содержат каолинит и метагаллуазит (рис. 7). Наиболее значительные содержания каолинита и метагаллуа-зита (до 29%) отмечены в поздненорийско-рэтских породах, в среднеюрских алевролитах (40%) и вышележащих кремневых аргиллитах (29%). Хлорит, хлорит-вермикулит и примесь хлорит-смектита отмечены только в кремневых аргиллитах основания колонки (рис. 7).

В разрезе по р. Рудной (г. Дальнегорск), в силицитах установлены иллит и хлорит, но отсутствуют каолинит и метагаллуазит (рис. 7). Максимальное

р. Хор

Рис. 7. Распределение глинистых минералов (фракция < 2 мкм) в триасовых толщах разрезов рек Хор, Уссури и г. Дальнегорска.

содержание хлорита в глинистой фракции отмечено в ладинских и в плинсбах-среднеюрских кремнях. Столь значительные различия глинистой примеси в силицитах разрезов г. Дальнегорска и бассейна р. Уссури могут объясняться различной удаленностью площадей осадконакопления от континентальной суши. Разрез по р. Уссури расположен ближе к Ханкайскому массиву, откуда, по-видимому, поступал материал размывавшихся каолиновых кор выветривания. Разрез г. Дальнегорска находится в 110 км восточнее, и часть бассейна, которую он представляет, в триасовое время могла быть значительно дальше от Ханкайского массива. Второй причиной различий может быть термальный метаморфизм, которому подверглись силициты Дальнегор-ского разреза, расположенного в зоне Приморского вулканического пояса. Этот метаморфизм мог привести к исчезновению каолинита и формированию двухкомпонентной хлорит-иллитовой глинистой фракции. Значительное количество (до 26%) каолинита и метагаллуазита установлено в глинистой фракции силицитов из разрезов г. Хабаровска и с. Бреевка.

В юрских силицитах южного Сихотэ-Алиня состав глинистой фракции более фемичный. В ней повышено количество хлорита. Юрские силициты киселевской свиты Нижнего Приамурья на контактах с основными вулканическими породами содержат значительное количество хлорит-смектита (коренсита).

Каолинит, галлуазит и большинство иллита являются продуктами размыва континентальных кор выветривания, т.е. аллотигенными минералами. Аутигенные глинистые минералы, к которым отнесены иллиты политипа 1М, содержатся в незначительном количестве [Волохин, 1980,1985, 2003]. В элементарных циклитах кремневые слои обогащены хлоритом и хлорит-

смектитом, а соседние глинистые слои содержат больше каолинита и мета-галлуазита. Отличия в составе глинистой фракции кремневых и глинистых слоев ЭЦ тем больше, чем сильнее они различаются содержанием свободного кремнезема. Причины этого усматриваются в периодичности поступления терригенных глинистых минералов в моменты отложения глинистых элементов циклитов [Волохин, 1985, 2003]. Чистые радиоляриевые слои накапливались в периоды почти полного прекращения поставки глинистого материала с суши, когда относительно возрастала роль фоновой, более фемической силикатной взвеси (внутрибассейновое питание).

4.3. Геохимия силицитов

Химический состав кремневых илов и пород может рассматриваться как продукт смешения аутигенного (первично биогенного) кремнезема, выступающего пассивным разбавителем всех остальных окислов и элементов, и примеси. Количество и качество примеси определяет химические особенности пород, что отражено в классификации (табл. 2).

В химическом составе силикатной части примеси отразилось двустороннее питание сихотэ-алинского бассейна материалом поступавшим с континентальной суши, и существенно фемическим, поступавшим с вулканических подводных гор, островов или при размыве древних осадочных отложений обогащенных им. В современных океанических осадках содержание AI уменьшается, a Fe и Мп возрастают по мере удаления от континентальной суши, что позволяет использовать модуль AI/(AI+Fe+Mn) для оценки относительной удаленности мест седиментации от континентальной суши [Steinberg, Mpodozis Marin, 1978]. Эта закономерность существует и в меньших по площади бассейнах и установлена в поверхностных осадках Охотского моря [Волохин и др., 2003] Цикличный характер седиментации, однако, в значительной мере дискредитирует применение данного и других геохимических модулей (Fe/AI, (Fe+Ti)/AI) для целей палеогеографических реконструкций. В этом отношении они могут использоваться при сравнении пород с близким содержанием Si02 св. или ассоциаций пород одного стратиграфического уровня, отлагавшихся в одно время и в одном бассейне [Волохин, 1988].

На графике зависимости Si02 от AI/(AI+Fe+Mn) кривые соединяют точки средних составов ассоциирующихся глинистых, глинисто-кремневых и кремневых пород кремневых толщ из различных разрезов (рис. 8). В среднем, значения модуля AI/(AI+Fe+Mn) в аргиллит-кремневой ассоциации триасовых пород разреза р. Уссури выше, чем таковые пород Дальнегорского разреза. Это указывает на относительно прибрежные обстановки силицитов правобережья р. Уссури и более пелагические - Дальнегорского разреза. Глинистые си-лициты г. Дальнегорска, по значениям модуля, близки к голоценовым отложениям шельфа и континентального склона Охотского моря, а разрезов р. Уссури (район сел Кокшаровка - Уборка) и г. Хабаровска имеют большие значения модуля, чем даже илы шельфа Охотского моря (рис. 8, врезка). Пелагические кремнистые отложения экваториальной части Тихого океана отличаются существенно большей фемичностью состава, чем равные им по содержанию Si02 триасовые породы Сихотэ-Апиня.

По значениям модуля AI/(AI+Fe+Mn) юрские кремни и яшмы киселевской свиты нижнего Приамурья ближе к океаническим пелагическим илам, чем триасовые силициты Дальнегорского разреза. Позднетитонские яшмы разреза р. Приточной попадают в поле значений океанических глинисто-кремневых

S¡0, %

90-

80 -

70-

60-

Илы пелагиали моря

AI/(AI+Fe+Mn)

0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 Илы склона

Станции Охотского моря

о 89211 ♦ 936

о 89224

ь. Н7-974 « 935

в LV27-2 ■ 934

□ LV27-5 + 931

0 Н7-986 X HS-2

0,3

—i—

0,4

—I—

0,5

0,6

—I—

0,7

—Г-

0,9

AI/(AI+Fe+Mn)

Шз E5U

Рис. 8. Зависимость модуля AI/(AI+Fe+Mn) от содержания Sí02b голоценовых илах Охотского моря, кайнозойских илах Тихого океана и породах мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Апиня [Волохин и др., 2004].

1 - Охотское море: поля составов илов (А) шельфа, (Б) континентального склона и (С) пелагиали моря; 2 - средний состав илов Филиппинского моря: ЭИ -- кремнистых этмодискусовых, (верхний плиоцен - плейстоцен), КГ - кремнистых глин (голоцен); - тренды изменения средних составов аргиллит-кремневых ассоциаций в триасовых и юрских кремневых толщах Сихотэ-Алиня. Цифры в кружках: 1 - воронежская свита г. Хабаровска, триас; 2 - эльдовакская свита правобережья р. Уссури, триас; 3 - горбушинская серия г. Дальнегорска, триас; 4 - сероцветные аргиллит-кремневые пачки киселевской свиты, Нижнее Приамурье, юра; 5 - красноцвет-ные аргиллит-кремневые (яшмовые) пачки киселевской свиты, Нижнее Приамурье, юра\ 4 - тренд изменения среднего составов толщ колумбинской свиты (J3t) в разрезе р. Приточной (Южный Сихотэ-Алинь, бассейн р. Колумбе): 1 - нижняя терригенная,

2 - нижняя кремнистая, 3 - промежуточная терригенная, 4 - верхняя яшмовая. Состав пелагических илов экваториальной части Тихого океана, по: [Свальнов, Гордеев, 1986].

илов (рис. 8, врезка). Глинистые яшмы разреза р. Приточной характеризуются повышенными содержаниями Fe, Мп и Ва (до 0,6%), высокими значениями Fe/Al и (Fe+Mn)/T¡ (>25), что связывается с проявлениями гидротермальной деятельности в титонский век. Абсолютные массы накопления марганца в поздней юре составляют (в мг/см2 за 1000 лет): 16,5-20,4 для нижней, кремнево-глинистой толщи и 24,1-29,8 для верхней, глинисто-яшмовой .толщи разреза р. Приточной [Волохин и др., 2003]. Эти высокие значения сравнимы с темпами накопления избыточного Мп в голоцене во впадине Дерюгина Охотского моря, где его поступление связывается с гидротермальной деятельностью [Астахова, 2000; Астахов и др., 2000; 2008]. Абсолютные мас-

сы накопления Мп в разрезе р. Корейской на порядок ниже (1,7 -1,9 мг/см2 за 1000 лет), что соответствует фоновым значениям скоростей марганце-накопления в современном Охотском море {Астахов и др., 2000]. В различных районах Сихотэ-Алиня в юрских силицитах встречаются линзовидные тела и маломощные прослои окисных железомарганцевых руд, образование которых связывается с проявлениями гидротермальной деятельности в бат-оксфордское время. Эти руды обогащены Со, РЬ и Мо, а содержание Со и Мо в них приближается к промышленным рудным концентрациям [Волохин и др., 2008].

Таким образом, состав и количество поступавшей в бассейн терриген-ной взвеси, удаленность площадей накопления биогенных кремневых илов от ее источников, циклический характер седиментации и проявления гидротермальной деятельности в самом бассейне были факторами, определявшими геохимию кремневых пород и толщ. По геохимическим показателям аргиллит-кремневые ассоциации триасовых кремневых толщ в большей мере контаминированы материалом сиалической коры, чем юрские, и в большей мере, чем голоценовые кремнистые илы пелагиали Охотского моря. Это противоречит распространенным представлениям об океанической пелагической природе триасовых силицитов. Особое влияние на геохимию кремневых пород оказывает дисперсная примесь органического вещества (РОВ), что рассматривается ниже.

4.4. Триасовые углеродистые силициты и их металлогеническое значение

Осадочные углеродистые породы и толщи вызывают интерес как источники углеводородов нефтяных и газовых месторождений и накопители некоторых редких и благородных металлов. Углеродистые силициты (фтаниты и глинистые фтаниты) в триасе Сихотэ-Алиня впервые установлены и охарактеризованы автором и М.А. Михайловым [Волохин, 1980; Михайлов, Волохин, 1980]. Слои силицитов (1-30 см) с максимальным содержанием РОВ концентрируются вблизи подошвы формации, во «фтанитовой» пачке, толщиной 4-20 м, и составляют 15-30%, а местами до 50% и более, объема пачки (рис. 6). Наблюдения в электронном микроскопе и под микрозондом показали, что кроме частиц органического вещества (ОВ), вкрапленного в кварцевый цемент породы, оно заполняет поры (до 80-90%) и микротрещины во фтанитах.

Минеральный состав. Изучением аншлифов фтанитов и глинистых фтанитов под микрозондом определено более 60 минералов [Волохин, Ка-рабцов, 2009]. Среди самородных элементов установлено золото, серебро, медь, железо, вольфрам, никель и селен. Интерметаллиды представлены Cu2Zn, Cu3Zn2, Cu3Zn, Cu4Zn, CuSn, Cu4Sn, Cu8Sn; реже встречаются Cu4Zn2N¡, Ni2Cu2Zn, Ni4Cd, и др. Фтаниты разрезов р. Огородная, р. Бол. Улитка, где автором обнаружены самородные Аи и Pd, также заключают и интерметаллиды благородных металлов: аурикуприд, медистый палладий, золото- и пал-ладийсодержащую медь.

Из сульфидов преобладает пирит. Количественно уступают, но обычными минералами являются сфалерит, галенит, халькопирит и, реже, аргентит. Встречаются пирротин, борнит, ковеллин, пентландит, арсенопирит, антимонит, бравоит, кобальтин, глаукодот, герсдорфит, ульманит, сульфиды со значительной примесью Se и селениды (например, клаусталит - PbSe). Арсе-ниды представлены никелином и скуттерудитом. Из сульфатных минералов

преобладают ярозит и барит, редко встречаются целестин и гипс (ангидрит?). Галоиды встречаются в углеродистых прожилках и порах и обычно представлены сильвином, галитом и К-Ыа- солями. Реже присутствуют йодаты [Си, Ре, СгЦБ, 1]4, (р. Корейская).

Среди окислов установлены магнетит, гематит, ТЮ2 (рутил?), реже ильменит. Ггидроокислы железа вида РеООН и Ре00Н»пН20 (гётит и гидрогё-тит либо их полиморфы) широко распространены, как материал, выстилающий стенки пор и трещин или заполняющий первичные (реликтовые) поры, а также как продукт окисления и замещения пирита. Встречаются редкоземельные окислы (церианит?), уранинит и окислы висмута (бисмит или силле-нит?) (р. Бол. Улитка). В метаморфизованных фтанитах присутствуют родонит и спессартин.

Среди силикатов наиболее обычны циркон и силикаты железа (тюрингит и шамозит), встречаются ферросилит и сфен. В бассейне р. Дальней (с. Глубинное) в глинистых фтанитах обнаружены боросиликаты (датолит и данбурит), кристаллы которых заключены в кварцевый цемент породы. Карбонаты представлены кальцитом, реже встречаются анкерит и сидерит. Из вольфраматов обычен шеелит, установленный почти во всех разрезах, менее распространен вольфрамит. Фосфаты представлены карбонат-фторапатитом, монацитом, ксенотимом. Редко встречается гояцит ([Бг, Ва, Се, N01] А13[Р04]2'[0Н]5'Н20).

Хотя многие минералы (в т.ч. пирит) имеют различное происхождение и образовывались на различных стадиях формирования породы, статистически их можно разделить на: 1) запечатанные в кварцевом цементе фтанитов и 2) преобладающие в порах и трещинах [Волохин, Карабцов, 2009]. Среди минералов первой группы преобладают диагенетические: пирит (в т.ч. мелкокристаллический, фрамбоидальный, и замещающий органические остатки), пирротин и анкерит. Входящие в эту же группу монацит, апатит (обломочных зерен и конодонтов), ксенотим и циркон представляют преимущественно аллохтонную примесь. Вторая группа минералов кристаллизовалась после литификации кремневых слоев и образования в них трещин, а также после выщелачивания диагенетических карбонатов и пирита, с последующим заполнением пор и трещин органическим веществом. К этим минералам относится подавляющее большинство сульфидов: сфалерит, галенит, халькопирит, марганцовистый, мышьяковистый и медистый пириты, петландит, халькозин. Кобальтин, арсенопирит, аргентит, шеелит, вольфрамит, стибиоконит, скуттерудит, а также более редкие - циркелит, ульманит, целестин и муас-санит также отнесены к этой группе минералов, имеющих катагенетическое (а по существу, гидротермальное) происхождение. К этой же группе относятся фтор- или карбонат-фторапатиты кварцевых или кварц-углеродистых прожилков в микробрекчированных фтанитах и фтанито-кварцитах, иногда содержащие и редкоземельные элементы.

В некоторых разрезах, барит, магнетит, гематит, апатит, касситерит, иногда сфалерит, ТЮ2 и окислы редкоземельных элементов в равных количествах могут находиться как в кварцевом цементе породы, так и в трещинах и порах, что позволяет приписывать им двойственное происхождение.

Геохимия углеродистых силицитов. Содержание Сорг в серых, темно-серых и оливково-зеленых кремнях триасовой формации составляет 0,01-0,34% вес. Содержание Соргв углеродистых силицитах находится в пределах 0,2-8,54 %, при среднем содержании во фтанитах - 1,09 %, а в глинистых фтанитах - 2,29% [Волохин, 1985]. Углеродистые силициты не содержат

или имеют крайне низкое содержание карбонатного углерода (Скар6 < 0,05%). Количество общей серы составляет 0,004-0,7%, (среднее 0,14%), при преобладании сульфидной формы (в среднем, 83% от общей серы в разрезе р. Огородной). Содержание металлов значительно варьирует и в некоторых разрезах достигает аномальных значений (табл. 3).

В составе РОВ преобладает нерастворимый в низкокипящих органических растворителях кероген. Количество нейтральных и кислых битумои-дов в углеродистых силицитах - 0,0п-0,п%, а в составе РОВ - 1,2-6,3% (редко до 27%), что, по-видимому, является заниженной оценкой. Содержание хлороформенных битумоидов (ХБА) обычно находится в пределах от 0,015 до 0,044 мас.%. Это позволяет считать углеродистые силициты (по классификации Н.Б. Вассоевича [1973]) потенциально нефтеносными породами со средним содержанием нейтральных битумоидов.

Таблица 3. Среднее содержание химических элементов в углеродистых силицитах «фтанитовой пачки», г/т (Аи, Р1 и Рс1 в мг/т) [Волохин, Иванов, 2007]

Эле- р. Бол. р. Гор- р. Ого- г. Дальне- руч. Широ- р. Ко- г. Хаба-

Улитка ная родная горек кая Падь рейская ровск СК

мент

ФК ГФ Ф ГФ Ф ГФ Ф ГФ ГФ ГФ

и 59 Н.Д. 25 27 29 52 33 Н.Д. 50 43 19

ИЬ 51 100 35 68 43 101 84 Н.Д. 46 50 47

Бг 19 84 25 38 29 47 27 Н.Д. 50 60,6 140

Ва 177 5100 176 241 392 393 600 н.Д. 255 1040 740

Ве 1,5 2,2 1,3 1,7 1,3 1,5 2,4 2.0 1,6 н.Д. 2,2

В 21 71 68 154 41 49 155 237 47 113 87

ва 21 21 11 12 5 18 33 30 8 14 14

гг Н.Д. 101 52 79 32 68 н.Д. 130 н.Д. н.Д. 120

ЫЬ 9 18 14 16 9 12 18 19 17 8 17

ТИ 3,7 н.Д. 1,9 3,8 2,0 3,2 4,5 Н.Д. 3,3 5,4 5

и 3,7 н.Д. 2,7 4,3 0,6 5,5 0,7 н.Д. 6,1 4,6 13

V 93 379 166 351 248 409 267 273 492 180 250

Сг 19 47 33 62 27 44 65 56 33 39 86

Со 50 8 3 1 18 5,2 13 Н.Д. 50 3,7 11

N1 158 37 21 24 43 37 47 11 150 30 63

Си 111 103 63 94 153 70 81 45 184 59 100

гп 447 113 28 41 143 88 194 52 491 45 160

РЬ 15 21 11 23 34 41 158 31 16 23 17

Мо 18 8 18 37 13 42 14 56 51 20 29

Эп 2,4 3,8 2,9 3,4 1,6 3,2 14 4,7 2,1 3,6 4,0

Аэ 8 н.Д. 18 17 52 47 31 Н.Д. 12 16 30

ЭЬ 1,7 Н.Д. 2 1,7 4,5 4,1 16,5 Н.Д. 2,4 2 8,8

Ад 0,3 0,4 1,0 1,1 1,2 0,6 2,0 0,2 3,6 1,1 1,0

Аи н.Д. 22 67 45 Н.Д. 28 23 27 45 Н.Д. 8,5

Н.Д. 2 26 1,3 Н.Д. 1 1,2 2,4 4 н.Д. н.д.

Рс1 н.Д. 5 1,5 < 1 н.Д. 12 4,4 7,5 23 Н.Д. н.д.

Примечание. Породы: Ф - фтанит, ГФ - глинистый фтанит, ФК - фтанитокварцит; СК- субкларк в углеродистых кремневых породах [Юдович, Кетрис, 1994]. Концентрации элементов, соответствующие сильным аномалиям, выделены жирным шрифтом.

В групповом составе битумоидов преобладают масла и смолы (петро-лейно-эфирная фракция) и асфальтогеновые кислоты (спиртовая фракция). Максимальное количество битумоидов (0,83 мас.%) обнаружено в слое глинистого фтанита (содержащего 7,4% Сорг) в обнажении кл. Больничного, вблизи Дальнегорского боросиликатного месторождения. Суммарное количество масел и смол в этой пробе составляет 0,75% в породе и 90,6% в составе РОВ, что позволяет предполагать параавтохтонную природу битумоидов в этом слое. В ИК-спектрах OB наблюдаются характеристические полосы поглощения хиноидных (1625-1690 см1), а также метильных (-СН3) и метиле-новых (>СН2) групп (2923-2928 см"1) [Volokhin et al., 2005; Волохин, Иванов, 2007]. Полосы поглощения в других интервалах ИК-спектров подтверждают наличие ароматических, алифатических (или нафтеновых) структур: 30803100 см-1 (ароматические СН), 1925-1930 см1, 1447-1460 и 1385 см"1 (деформационные колебания -СН3 и >СН2). Отсутствие полосы поглощения карбоксильной группы (СОО-) при 1610-1550 сми указывает на слабую степень окисления органического вещества. На ИК-спектрах OB также присутствуют полосы поглощения при 1117-1152 см1, свойственные колебаниям С-ОН связей эфирных группировок и спиртов, и интенсивная полоса поглощения при 2500-2700 см1, вероятно, связанная с валентными колебаниями S-H тиофе-нолов, органических сульфидов или сульфоновых кислот [Беллами, 1963].

Повышенное содержание метильных и метиленовых групп, эфирных группировок, низкая степень окисленноСти OB свидетельствуют в пользу преимущественно сапропелевой и автохтонной (морской) природы OB углеродистых силицитов находящегося еще на стадии нефтеобразования [Пентина, 1973; Корчагина, Четверикова, 1976]. Изотопный состав углерода OB пород фтани-товой пачки колеблется в пределах от -27,3 до -30,2 %о PDB, что соответствует изотопному составу углерода палеозойских битумов и нефти, а также наземной растительности умеренных и тропических широт [Галимов, 1973; Органическая ..., 1974; Deines, 1980]. В органических фракциях фтанитов основная часть металлов (Fe, Mn, Cu, Ni, Со, Zn, As) концентрируется в битумоидах. Содержание некоторых металлов в свободных спиртобензольных битумоидах достигает: РЬ - 0,02%, Zn и Ni - 0,3%, a Cu -1-3%. Гуминовая фракция содержит аномальное количество Sn (до 500 г/т), V, Cr и Мо [Волохин, Иванов, 2007].

Благородные металлы в углеродистых силицитах. Самородные элементы (золото, серебро, медь, аурикуприд, свинец, никелистое железо, никель, вольфрам, селен), а также интерметаллиды (Pd3Cu, Pd7Cu3, CuAu, Cu3Zn2, Cu5Zn3, (Cu,Ni)5Zn4, N¡4Cd), как правило, находятся в заполненных OB, минералами кремнезема и гидроокислами железа (гидрогетитом) порах и прожилках породы (рис. 9). Крометого, Au установлено в замещаемом гидроокислами железа и ярозитом диагейетическом пирите (рис. 9(2)) и в интерметаллическом соединении Cu5Zn3. Размер кристаллов и кристаллических агрегатов золота варьирует от 0,3 до 26 мкм, а местами достигает 0,1 мм (аурикуприд).

Модальное содержание Au в углеродистых силицитах в большинстве рассматриваемых разрезов (0,02 г/т) практически не отличается от такового в нижне-среднеюрских черных алевролитах из тех же районов [Волохин, Иванов, 2007]. Содержание Au в разрезе р. Огородная (правобережье р. Уссури) в 1,5 раза выше (мода=0,035 г/т) и здесь золото обнаружено (ICP-MS) в 50% углеродистых и 60% неуглеродистых слоев фтанитовой пачки.

Среднее содержание Au во фтанитах составляет 0,067 г/т, а в глинистых фтанитах - 0,045 г/т (табл. 3). Это превышает кларк Au в «кремнистом лито-

Рис. 9. Золото и палладий в углеродистых силицитах разреха р. Огородной.

типе черных сланцев», [Юдович, Кетрис, 1994], соответственно, в 8 и 5 раз. Максимальное содержание Аи во фтанитах р. Огородной, по данным пробирного анализа, - 7,5 г/т, а по данным 1СР-МБ - 18 г/т. В глинистых фтанитах этого разреза максимальное содержание Р1 составляет 0,13 г/т (пробирно-атомно-абсорбционный анализ), или 3,3 г/т (данные ЮР-МБ), а Рс1 - 8,3 г/т (по данным ЮР-МБ). В неуглеродистых силицитах фтанитовой пачки данного разреза содержание Аи достигает 0,68 г/т. Раздельный анализ минеральной части породы и экстрагированного РОВ показал, что, в среднем, 70% Аи,

Fe00HnH20

Spectrum 18

Full Scale 5606 eis Cursor: 0.000 keV

Full Scale 8204 cts Cursor: 0.000 keV

60% Р1 и 46% Рс) от их общего количества в углеродистых силицитах связано с РОВ [Волохин, Карабцов, 2009]. Содержание Аи в битумоидах достигает 40 г/т, а в нерастворимом в низкокипящих органических жидкостях кероге-не - 10 г/т. [Волохин, Иванов, 2007].

Таким образом, значительная часть золота и платиноидов в триасовых углеродистых силицитах связана с органическим веществом пород. РОВ пород служило источником микроскопических частиц и наночастиц самородного золота и палладия, золота и платиноидов в интерметаллидах и аутигенных сульфидах. Аномальные содержания Аи в низкоуглеродистых породах «фта-нитовой пачки», вероятно, обязаны перераспределению металлов в катагенезе, его приносу из смежных углеродистых слоев вместе с битумоидными фракциями. Вторым резервом Аи является аутигенный пирит, в котором оно находится, по-видимому, в коллоидной или кластерной форме. Разложение пирита (в гипергенезе?) и замещение его гидроокислами и сульфатами железа способствовало выделению Аи в крупные частицы (рис. 9(2)). Концентрация Аи в некоторых разрезах «фтанитовой пачки» достигает значений, приближающихся к промышленным концентрациям в россыпях. После тектонической переработки и метаморфизма подобные толщи могут служить источником золота жильных месторождений и россыпей благородных металлов.

ГЛАВА 5. УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ МЕЗОЗОЙСКИХ КРЕМНЕВЫХ ФОРМАЦИЙ СИХОТЭ-АЛИНЯ

Палинспастические реконструкции и размеры бассейна. Строение формации дает основание полагать, что размеры сихотэ-алинского триасового бассейна были сравнительно невелики. В пределах границ складчатой области, от континентальных массивов на западе до цепи вулканических поднятий с рифовыми массивами Прибрежной зоны на востоке, его ширина могла составлять несколько сотен (до тысячи) километров. Бассейн, вероятно, состоял из нескольких клиновидных трогов, расширявшихся и соединяющихся друг с другом на северо-востоке. В покровных комплексах отдельные пластины включают триасовые, юрские и берриас-ранневаланжинские отложения, смятые в складки в одном структурном стиле. Основное значение для реконструкции ширины бассейна имеют определяющие генеральную складчатую структуру крупные синформы и антиформы, с большими амплитудой и размахом крыльев. Распрямив складки, можно оценить ширину позднеюр-ского и наследовавшего его раннемелового бассейна. Ширина бассейна могла быть в 1,5-2 раза больше современной ширины складчатой области и составлять 225-300 км на широте г. Дальнегорска или 270-360 км, на широте пос. Рощино. Если принять, что основной причиной складчатости осадочного чехла были левосторонние сдвиговые перемещения блоков фундамента на рубеже раннего и позднего мела [Уткин, 1980], то ширина бассейна может оказаться меньше указанных пределов.

По плейт-тектонической версии образования аккреционных призм и покровов, вследствие соскрёбывания осадочного чехла с океанической плиты в процессе ее субдукции, можно допустить значительно большую ширину бассейна. В юго-восточной части области, в Дальнегорском и Кавалеров-ском районах установлены три последовательно залегающих друг на друге покровных комплекса (три «субтеррейна») [Голозубов, Ханчук, 1995]. Если трехслойная покровная структура была бы распространена по всей ширине складчатой области, то ширина осадочного покрова должна быть втрое боль-

ше ширины расправленных складок. Тогда, сихотэ-алинский бассейн может быть сравним современным Японским морем. Но, покровы, прослеживающиеся на большие расстояния вдоль простирания геологических структур, вкрест их простирания выклиниваются внутри осадочного чехла. Поэтому, суммированная ширина покровных пластин, несомненно, меньше утроенной ширины расправленных складок. Однако, какой бы точки зрения ни придерживаться, любые палинспастические реконструкции, основанные на региональном геологическом материале, не позволяют считать сихоте-алинский бассейн быть, хоть в какой-то мере, сравнимым по размеру с современными океанами.

Оба позднеюрских трога - Амурский и Приморский рифто-грабены, по В.П. Уткину [1996], были, по-видимому, унаследованы с триасового времени. Об этом свидетельствует увеличение мощности и кремнистости юрских си-лицитов в северо-восточном направлении вдоль общего простирания структур, совпадающее с направлением возрастания мощности и изменения фаций триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня.

Абсолютные массы кремненакопления. Абсолютные массы накопления кремнезема вычислялись исходя из средней плотности пород (принятой 2,6 г/см3) и среднего содержания свободного кремнезема (S¡02 св.) в рассматриваемой пачке или толще. Для вычисления скоростей накопления триасовой формации использовались хорошо датированные разрезы или их части, где расшифрована последовательность толщ и пачек и нет больших потерь или преувеличений мощности (табл. 4). Значения абсолютных масс Si02 св., накопленного в триасовой кремневой формации варьируют от 0,23 до 2,8 г/см2 за 1000 лет. Наибольшие величины характерны для разрезов карбонатно-кремневой фации. В центральной части бассейна, которую представляют отложения разреза р. Гур, темпы кремненакопления были одинаково высоки в ладинское, карнийское и норийско-рэтское время. На участке сихотэ-алинского бассейна представленного разрезом р. Хор, абсолютные массы S¡02 св. были максимальны в анизийский и ладинский века, когда накопились толщи глинистых кремней и кремней, и снизились в карнийский (в 8-9 раз) и норийский (в 5 раз) века, когда накапливались преимущественно карбонатные отложения. На площадях кремневой фации триаса накопление Si02 св. происходило с меньшими абсолютными массами. В целом, абсолютные массы накопления аутигенного кремнезема в триасовом сихотэ-алинском бассейне были такие же, как и в современных дальневосточных окраинных морях, но значительно выше, чем в пелагической экваториальной части Тихого океана (табл. 1) или в котловине Паресе-Вела Филиппинского моря.

В поздней юре абсолютные массы Si02 св. составили 0,95 (р. Корейская) и 3,8-4,6 г/см2 за 1000 лет (р. Приточная). Эти величины также близки к темпам кремненакопления в триасовом сихотэ-алинском море и биогенного кремненакопления в современных окраинных морях.

Климатические условия и ландшафты сопредельной суши. Согласно анализу видового состава фауны и флоры, южная часть российского Дальнего Востока располагалась в поясе умеренно теплого климата, между поясами умеренно бореального и тропического климата [Yin Hongfu, 1997]. Конец пермского периода (чансинский век) был наиболее теплым периодом пермского времени для Уссури-Малохинганского бассейна (Арсеньевский и Куканский прогибы) на восточно-азиатской континентальной окраине [Триас и юра..., 2008; Zakharov et al., 2009]. Комплексы аммоноидей, брахиопод, представленные тетическими и космополитными видами, а также теплолю-

Таблица 4. Абсолютные массы накопления БЮ2 св. в сихотэ-алинском бассейне в триасовое и юрское время [Волохин и др., 2003, с дополнениями]

Район,разрез Возраст отложений Интервал (млн. лет) 8Ю2св. (г/см2/1000л)

р. Гур Ладинский 9 1,3-1,7

Карнийский 11,5 1,61

Норий-рэт 16,9 1,4-1,5

р. Хор Средний-поздний анизий 5,3 2,6-2,8

Ладинский 9 1,8-2,1

Карнийский 11,5 0,23

Норийский 12,9 0,38-0,39

р.Анюй, кп. Неудачный Средний-поздний анизий 5,3 1,03-0,96

Ладинский 9 0,39-0,43

кл. Солонцовый Ладинский 9 1,1-1,2

Бас.р. Уссури Средний-поздний анизий 5,3 0,51

(р. Огородная) Ладин-ранний карний 14,7 0,41-0,44

Поздний карний- поздний норий 18,6 0,28-0,30

с. Бреевка Ладинский 9 0,28

Карнийский 11,5 0,52

Норий-рэт 16,9 0,33-0,44

г. Дальнегорск Поздний оленек 2,4 0,65-0,79

Анизийский 8,0 0,36-0,42

руч. Холодный Позднеанизийский 2,7 1,9-2,6

руч. Сашин ключ Келловей-титон 19,2 >0,5

р. Приточная Поздний титон 1,8 3,8-4,6

р. Корейская Подний киммеридж-титон 6,9 0,95

Примечание: интервалы времени приняты из длительности веков по етБ2004

[СгасЫет е! а1., 2004].

бивая мангровая растительность в индских и оленекских слоях Южного Приморья свидетельствуют о теплом субтропическом климате в раннем триасе. Теплый климат сохранялся в анизийский и ладинский века. В конце ладин-ского века температура, возможно,, снизилась, что фиксируется единичными находками брахиопод бореального типа [Триас и юра..., 2008]. В карний-ское и норийское время шельфовый Уссури-Малохинганский бассейн располагался в умеренно-теплой гумидной климатической зоне со значительными колебаниями климата, свойственными внетропическим районам. Однако рифовые известняки Дальнегорского района Прибрежной зоны содержат фауну тетического типа, что считается свидетельством их формирования в условиях тропического климата [Триас и юра..., 2008]. Значительное похолодание предполагается в конце нория. По фрагментарным данным, климат в ранней юре был влажным субтропическим, в средней юре - умеренно-теплым, с относительным похолоданием в ааленский век, в начале титона и среднетитон-ским климатическим оптимумом.

Ландшафты суши в триасовый период существенно отличались от ландшафтов современной (геократической) эпохи. Отсутствовали альпийские горные сооружения Евразии, эрозия которых дает 3/4 всего стока терригенно-го материала в моря и океаны. Сихотэ-алинский бассейн соседствовал с пе-непленизированной сушей, на которой в условиях гумидного климата формировались каолиновые коры выветривания. Основная масса поступавшего с суши олигомиктового песчаного и глинистого материала отсаживалась

в прогибах на окраинах сиалических массивов (Арсеньевском, Куканском и др.), отгороженных от котловины моря барьерами верхнепалеозойских вулканических и рифовых известняковых построек.

В среднем и позднем триасе на Ханкайском и Буреинском массивах, на Алдане, в Монголии и Китае формировались зрелые каолиновые коры выветривания. Они являются свидетельством длительно существовавшего пенеплена и влажного теплого климата [Петров, 1967]. В настоящее время, каолиновые коры на палеозойских породах Ханкайского массива сохранились лишь в угленосных депрессиях. Большая часть их материала перемыта и сформировала толщи озерно-аллювиальных «белоцветов» в палеоген-неогеновом осадочном чехле массива (до 30-50 м в Павловской депрессии). В триасовый период размыв кор выветривания был слабым. Он усилился в конце норий-ского и в рэтском веках, о чем свидетельствует состав глинистой фракции си-лицитов этого возраста в разрезах кремневой фации. Каолиновые коры размывались и в некоторые века юрского периода, и продолжали размываться в раннемеловой период, о чем свидетельствует присутствие каолинита в нижнемеловых флишевых отложениях Сихотэ-Алиня [Чудаев, 1976].

Связь накопления кремневых формаций с глобальными колебаниями уровня моря. Сравнение с эвстатической кривой показывает, что накопление карбонатных толщ происходило при максимальном уровне моря (рис. 4). Глобальные изменения уровня моря были фактором, повлиявшим на состав и мезоциклитовое строение триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня. Триасовая формация сформировалась в макроцикл повышения уровня моря (суперцикл «11АА», по [Над е1 а1., 1987]). В удаленных от па-леосуши участках бассейна, во время максимально высокого стояния моря в позднекарнийское-средненорийское время накапливались карбонатные толщи. В краевых участках бассейна, на площадях отложения кремневой фации, в это время отлагались кремневые толщи с максимальным содержанием кремнезема. Снижения уровня моря приводило к появлению конденсированных разрезов, скрытых внутриформационных перерывов и смене план-ктоногенной карбонатной седиментации кремневой, глинисто-кремневой или терригенной. Продолжительный (от конца анизийского до начала норийско-го века) внутриформационный перерыв, установленный в разрезе кремневой толщи по р. Лямфана [Бурий, Филиппов, 1991], также фиксируется и в терри-генных отложениях триаса Апчанской и Южно-Приморской зон. Он представляет суммированный результат нескольких циклов снижения уровня моря в анизийско-карнийское время [Волохин и др., 2003]. Накопление средне-позднеюрской кремневой формации, в целом, совпадает с мегациклом повышения уровня моря в оксфорд-титонское время (мегацикл Зуни, суперцикл 1_гА-4 и нижняя часть суперцикла 1_гВ-1), по: [Над е1: а1., 1987].

В терригенных шельфовых фациях триаса (в Уссури-Малохинганском бассейне) регрессии моря зафиксированы на рубеже оленекского и анизийского веков, в конце анизийского века, в конце ладинского и начале карнийско-го веков [Вигу, 1997]. Норийский век начинается с трансгрессии бореального моря с севера на Ханкайскую сушу. Значительное обмеление моря наступило в конце триасовой эпохи [Вигу, 1997]. Во время повышения уровня моря и трансгрессий повышался базис речной эрозии, изменялась структура речного стока и уменьшался принос терригенного материала в котловину моря.

Мегацикпы изменения уровня моря и крупные трансгрессии на востоке Азии, по-видимому, имели текгоно-магматическую природу и были связаны

с деструкцией континентальной коры. Можно предположить, что в открытых пелагических областях океана в периоды глобального повышения уровня моря, из-за уменьшения широтного и глубинного температурного градиентов в пелагиали океана могло произойти ослабление циркуляции вод и поставки биогенов в поверхностную водную толщу. Основная масса планктоногенных илов тогда могла накапливаться в окраинно-континентальных бассейнах, отличающихся высокой гидродинамической активностью вод. Например, повышение уровня моря в эоцен-олигоценовое время (45-30 млн. лет) и в миоцене (15-10 млн. лет назад) сопровождалось уменьшением общей и биогенной (карбонатной) седиментации в пелагиали океана в 3-7 раз [\Л/огэ1еу, 0ау1ез, 1979].

Обстановки седиментации мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Алиня помогает прояснить их сравнение с кремневыми отложениями океана и современных окраинных морей, не претерпевшими складчатости и менее измененными постседиментационными процессами. Ниже рассматриваются кремнистые илы голоцена Охотского моря, верхнего плиоцена и плейстоцена Филиппинского моря, изучавшиеся автором, а также миоцен-плиоценовые кремнистые илы и породы Японского моря, вскрытые скважинами глубоководного бурения и хорошо освещенные в литературе.

ГЛАВА 6. ГОЛОЦЕНОВЫЕ КРЕМНИСТЫЕ ИЛЫ ОХОТСКОГО МОРЯ

Строение голоценового горизонта. Четвертичные отложения в пелагической части Охотского моря имеют цикличное строение, обусловленное гляциоэвстатическими колебаниями уровня моря. Кремнистые, существенно пелитовые диатомовые осадки отлагались в периоды климатических оптимумов и трансгрессий, а терригенные лелит-алевритовые илы, с повышенным количеством материала ледового разноса, - во время оледенений и регрессий. Стратиграфические исследования, с использованием лито-стратиграфических, радиоуглеродных, климатостратиграфических (биостратиграфического и изотопно-кислородного), магнитостратиграфических методов и тефрохронологии, показали, что верхний слой кремнистых диатомовых илов (1-й горизонт по П.Л. Безрукову [1960] и А.П. Жузе [1962]) накопился за последние 6-8 тыс. лет голоценовой эпохи [Горбаренко и др., 1988; Астахов и др., 1988; СогЬагепко е1 а1., 2002]. Кремнистый горизонт представляет прерывистый слой, толщиной от 0,3 м до 2-5 м, редко до 8-10 м (впадина ТИНРО), протягивающийся на сотни километров, относительно выдержанный по петрографическому, химическому составу и физическим свойствам. Ниже его, до границы голоцена и верхнего плейстоцена, содержание аморфного кремнезема в осадках уменьшается, а переходные слои представлены глинисто-алевритовыми осадками с примесью диатомовых створок и с тонкими прослоями кремнисто-глинистых илов. На шельфе и, местами, на подводных поднятиях кремнистые илы замещаются кремнисто-глинистыми, глинисто-алевритовыми и песчаными осадками. На подводных поднятиях и крутых склонах осадки кремнистого горизонта иногда отсутствуют, и на поверхность выходят более древние, местами даже палеогеновые [Цой, Шасти-на, 2000] вулканогенно-терригенные отложения.

В диатомовых илах 1-го горизонта А.П. Жузе [1962] выделила 4 зоны (фации), отличающиеся составом комплексов диатомей. Обширную центральную часть дна покрывают осадки, содержащие океанический комплекс микрофлоры. Полоса осадков вдоль побережий содержит неритический комплекс. Между ними, тяготея к материковому склону, располагается зона смешанной

океаническо-неритовой флоры. В сублиторальной зоне, на некоторых участках восточного побережья Сахалина, магаданского побережья, западного побережья Камчатки, в устье Пенжинской губы установлено значительное количество бентосных и даже пресноводных видов. Близкое распределение наблюдается и в осадках межледниковых эпох плейстоцена. Микрофлора осадков ледниковых эпох отличается снижением количества или отсутствием теплолюбивых океанических видов, преобладанием неритических арктических и бореальных видов, проникновением сублиторальных и пресноводных видов в глубоководные котловины Охотского моря [Жузе, 1962; Черепанова, 1999].

Состав и физические свойства голоценовых илов. Состав голоце-новых илов изучен по кернам трубок профиля от магаданского шельфа через пелагиаль моря к Курильским островам [Волохин и др., 2004]. Он меняется от слабо кремнистых алеврито-глинистых илов шельфа (ст. 89211) к глинисто-диатомовым илам в пелагической части моря (табл. 5). Количество диатомей (центрических и пеннатных) в колонках шельфа достигает 10-15%, а спикул монаксонных губок - 2-3%. Присутствуют редкие скелеты радиолярий и си-ликофлагеллят. В илах пелагиали моря (ст. 936, 934 и 931) поверхностные осадки представлены оливково-зелеными алеврито-глинистыми диатомовыми илами. Преобладают целые створки центрических диатомей размером от 0,03 до 0,2 мм, которые составляют 50-60% площади препаратов. Встречаются спикулы монаксонных и редких триаксонных губок и радиолярий (1-3%). В обломочной фракции, кроме плагиоклаза, кварца, пироксенов, роговой обманки, хлорита, частиц андезитового или базальтового вулканического стекла местами присутствуют крупные (0,18 мм) зерна ортоклаза и пертита.

В колонке 935, в верхней части склона поднятия Академии Наук голоцено-вые осадки представлены песчанистыми алевритами с незначительной примесью диатомовых створок. Верхняя, кремнистая часть голоценовых осадков здесь, по-видимому, смыта, а на поверхности обнажаются более древние терригенные осадки. Вблизи Курильской островной дуги (станция НЗ-2) голо-ценовые осадки грубее, по сравнению с осадками пелагической части моря, несмотря на большие глубины (3,3 км) их отложения. Илы поверхностного слоя (2 см от поверхности дна) здесь содержат до 30-40% обломочных зерен алевритовой размерности и 5-10% створок диатомей и их детрита, и редкие спикулы губок. Содержание створок диатомей и их детрита по колонке варьирует от 5 до 30%, спикулы монаксонных губок и гексактинелид от 0-5% до 15% площади препаратов, встречаются редкие мелкие радиолярии.

Объемная влажность в осадках станций профиля варьирует от 27 до 91,6%, а плотность влажных осадков, от 1,17 до 1,81 г/см3. Плотность минерального скелета изменяется от 0,23 г/см3, в чистых диатомовых, до 1,53 г/см3, в глинисто-алевритовых и алеврито-песчаных илах [Астахов, 1991]. Плотность влажного и сухого ила находится в обратной зависимости от содержания аморфного и «свободного» кремнезема [Волохин и др., 2004].

Минеральный состав глинистой фракции в голоценовых осадках. В илах большинства станций на профиле через Охотское море преобладают иллити смешанослойный иллит-смектит, в сумме составляющие от 60 до 80% [Волохин и др., 2004]. Крометого, присутствуют смектит.хлорит-смектит, иллит-вермикулит и хлорит. Каолинитом наиболее богаты осадки, отлагавшиеся в периферической части бассейна. Он практически отсутствует в кремнистых илах центральной части бассейна. В поверхностных осадках пелагиали (0-20 см) содержание иллита в глинистой фракции уменьшается от шельфа

Таблица 5. Химический состав низов триасовой кремневой формации, позднеюрских силицитов и илов Охотского и Филиппинского морей [Волохин и др., 2004, 2008, с дополнениями]

Сихотэ-Алинь Станции Охотского моря, глубина воды Филиппинское море

Окислы, % Разрезы Шельф Подножье склона Пелагиаль моря Котловина Паресе-Вела

р.Уссури г.Даль- р.Анюй р Приточная р.Корейская <J3km3-J3t) 89211 LV27-5 LV27-2 936 934 931 Диатом. Диатом.

(T2an2) (T,ol) <Т2ап2) Толща яшм (JJ) 140 м 482 м 1305 м 1310 м 2190 м 3255 м илы глины

S¡02 69,28 78,92 81,34 74,41 81,56 68,79 (72,85) 74,59 (76,44) 74,56 (80,29) 74,40 (80,45) 76,66 (83,87) 75,28 (78,16) 77,50 (79,99) 64,08 (64,64)

тю2 0,59 0,42 0,30 0,41 0,25 0,46 (0,49) 0,33 (0,34) 0,30 (0,32) 0,39 (0,42) 0,17 (0,19) 0,24 (0,25) 0,34 (0,35) 0,65 (0,66)

А,2°3 12,18 9,59 6,77 7,71 6,70 10,39 (11,00) 8,98 (9,20) 6,44 (6,94) 5,75 (6,22) 4,72 (5,16) 7,74 (8,04) 6,96 (7,18) 12,84 (12,95)

FeA 4,62 1,39 0,59 • 5,85 1,39 1,90 (2,01) 2,32 (2,38) 1,94 (2,09) 1,93 (2,09) 1,64 (1,79) 1,84 (1,91) 3,09 (3,19) 6,52 (6,58)

FeO 1,55 2,87 2,62 1,56 2,65 1,88 (1.99) 1,25 (1.28) 1,06 (1.14) 1,08 (1.17) 0,96 (1.05) 1,48 (1.54) 0,82 (0.85) 0,84 (0.85)

MnO 0,03 0,05 0,11 0,57 0,15 0,06 (0,06) 0,03 (0,03) 0,06 (0,06) 0.40 (0,43) 0,10 (0,11) 0,11 (0,11) 0,14 (0,14) 0,77 (0,78)

MgO 1,89 1,61 2,53 1,64 1,03 1,39 (1.47) 1,13 (1.1В) 1,33 (1 43) 2,33 (2.52) 1,23 (1.35) 1,55 (1.61) 1,78 (1.84) 2,94 (2.97)

CaO 0,71 0,24 0,82 0,64 1,00 1,55 (1,64) 1,72 (1,76) 1,71 (1,84) 1,13 (1,22) 1,66 (1,82) 2,16 (2,24) 1,22 (1,26) 2,19 (2,21)

Na20 3,22 1,62 1,58 1,22 1,02 1,79 (1,90) 1,74 (1.78) 1,19 (1,28) 1,28 (1,38) 1,04 (1,14) 1,23 (1,28) 1,00 (1,03) 1,31 (1,32)

к2о 1,07 0,13 0,24 1,90 1,60 1,57 (1,66) 1,30 (1,33) 1,16 (1,25) 1,18 (1,28) 0,83 (0,91) 1,01 (1,05) 1,06 (1,09) 1,68 (1,69)

P2°5 0,13 0,03 0,14 0,26 0,12 0,28 (0,30) 0,16 (0,16) 0,14 (0,15) 0,11 (0,12) 0,19 (0,21) 0,18 (0,19) 0,12 (0,12) 0,19 (0,19)

П.п.п. 4,59 2,67 2,53 3,70 2,47 9,50 (4,18) 5,81 (3,49) 9,55 (2,64) 9,68 (2,37) 10,35 (1,96) 6,61 (3,05) 5,76 (2,72) 5,76 (4,92)

S¡02 св. 39,1 55,9 65,1 55,9 65,6 43,8 (46.4) 47,9 (49,1) 59,1 (63.6) 60,7 (65,6) 65,3 (71,4) 56,7 (58,9) 60,1 (62,03) 33,3 (33,6)

K20/Na20 3,0 12,5 6,6 1,56 1,57 0,87 0,75 0,97 0,93 0,80 0,82 1,1 1,3

Примечание: цифры в скобках - моделируемый от состава илов химический состав пород.

к центральной части моря и незначительно возрастает по приближению к Курильским островам.

Минеральный состав глин отражает разнообразие источников питания и дифференциацию терригенного вещества по размеру частиц, приведшую к обогащению относительно прибрежных осадков каолинитом, а пелагических илов иллит-смектитом. Большинство иллита, иллит-смектита, каолинита и хлорита - аллотигенные (терригенные) минералы, принесенные реками и разнесенные течениями Охотского моря [Курносов, Мурдмаа, 1978]. Часть глинистых частиц в илах Охотского моря поступала при подводном размыве более древних осадков или пород. Такое происхождение, по-видимому, имеют смектиты и хлорит-смектиты илов станции 1_\/27-2, где их источником служил меловой офиолитовый комплекс Шмидтовского подводного поднятия, протягивающегося вдоль границы шельфа и склона Северного Сахалина. Иллит-вермикулит в диатомовых илах станций 934 и 931 является продуктом подводного размыва гидротермально измененных щелочных основных пород и поступал, по-видимому, с поднятия Академии Наук или близлежащих подводных гор Курильской котловины, где установлен плиоценовый субщелочной базальтовый, андезито-базальтовый и андезитовый вулканизм [Съе-дин и др., 2002; Тарарин и др., 2000].

Все перечисленные глинистые минералы в диатомовых илах голоцена Охотского моря, кроме иллит-смектита присутствуют и в породах мезозойских кремневых толщ Сихотэ-Алиня. Однако, содержание каолинита и ме-тагаллуазита в триасовых породах Сихотэ-Алиня достигает 20-27%, что несколько больше, чем в осадках шельфа Охотского моря [Волохин и др., 2003].

Химический состав голоценовых илов. Анализ не отмытых от морской соли проб кремнистых илов создает более искаженное представление о химическом составе твердой фазы, чем других типов осадков. Поэтому пробы илов были дважды отмыты в дистиллированной воде от морской соли и отделены на центрифуге. В поверхностном слое осадков моря поле наибольших содержаний аморфного кремнезема (ЗЮ2 ам.) смещено к востоку. В шельфовых осадках станции 89211 содержание ЗЮ2 ам. достигает 20%, а БЮ2 св. 44% (табл. 5). Илы, содержащие БЮ2 ам. более 30% и БЮ., св. более 50% встречаются в верхней части разреза, в колонках 1Л/27-2 (подножье северо-западного склона котловины Дерюгина), 1_\/27-5 (бровка Охотского свода), Н7-986 и 936 (станции восточного и южного края котловины Дерюгина), 934 и 931 (нижняя часть северного склона и дно Южно-Курильской котловины). Максимальное содержание ЭЮ2 ам. (55,4%) и ЭЮ2 св. (65,3%) установлены в илах станции 934. Отношения К20/Ыа20 слабо возрастает в илах колонок, удаленных от суши. Во впадине Дерюгина известны максимальные для Охотского моря содержания Мп в окисленных (3,07%) и в восстановленных (1,68%) диатомовых илах [Астахов и др., 2000].

На графике зависимости ЭЮ2 от А1/(А1+Ре+Мп) составы шельфовых осадков станций 89211 и 89224 (поле «А») и пелагических осадков станций 934 и 936 (поле «С») практически разделяются (рис. 8). Поле «Б» осадков подножья континентального склона частично перекрывает поля шельфовых и пелагических осадков. Илы пелагиали моря (ст. 931, 934 и 936) ближе к диатомовым илам котловины Парасе-Вела Филиппинского моря. Пелагические илы Тихого океана богаче Мп и Ре, чем илы центральных областей Охотского моря, и имеют наиболее низкие значения модуля А1/(А1+Ре+Мп) (рис. 8).

При сравнении илов и древних пород необходим учет потерь летучих,

происходящих при диагенетических и катагенетических изменениях илов и пород. Большое количество воды (7-11% вес.), содержащейся в биогенном опале диатомей, радиолярий и спикул губок, при диа- катагенетической трансформации опаловых пород в кварцевые будет утеряно осадком. Потери летучих приводят к тому, что химический состав пород может значительно отличаться от состава исходных илов. С определенными допущениями, химический состав пород может быть смоделирован из данных силикатного анализа нелитифицированных осадков. Среднее отношение потерь при прокаливании к глинозему в глинистых кремнях триаса Сихотэ-Алиня составляет 0,37, а юрских - 0,38 [Волохин и др., 2003]. Коэффициент 0,38 использовался для пересчета содержания окислов в илах Охотского моря и расчета модельного химического состава потенциальных пород.

В таблице 5 приведены реальные составы илов поверхностного слоя Охотского моря и моделируемые от них составы потенциальных пород (цифры в скобках), при условии достижения степени катагенеза юрских силици-тов Сихотэ-Алиня. Содержание кремнезема в моделируемых породах существенно выше, чем в исходных илах. В абсолютных процентах это увеличение минимально для кремнисто-терригенных отложений шельфа и максимально (до 7,2%) для кремнистых илов глубоководных станций 936 и 934. Из илов поверхностного слоя осадков шельфа могут образоваться кремневые аргиллиты, содержащие 46,4- 47,9% 3102 св. Илы южной части котловины Дерюгина (ст. 936) со временем преобразуются в глинистые кремни, содержащие 80,5% валового и 65,6% свободного кремнезема. Эти значения отвечают содержанию кремнезема в кимеридж-титонских силицитах р. Корейской и верхнеопенекско-среднеанизийских слоях триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня (табл. 5). Диатомовые илы голоцена Охотского моря, после диа-катагенетических преобразований образуют пласт глинистых кремней и кремневых аргиллитов, толщиной от первых см до 0,5 м (не более 1 м). По толщине и времени накопления этот пласт соответствует кремневому элементу одного ЭЦ в триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня.

Расчеты показывают, что снижение потока алеврито-глинистых частиц в Охотское море в 2,1 раза достаточно для накопления высококремневых илов, способных дать породы с содержанием кремнезема, как в триасовых силицитах Сихотэ-Алиня [Волохин, 1985; Волохин и др., 2003]. Уменьшение при-вноса терригенной взвеси в Охотское море от 3,7 до 5 раз позволило бы отложение таких илов даже на шельфе. В годичном поступлении терригенно-го материала в Охотское море вынос реками составляет 84% (55 млн. тон). Из этого количества 57% составляет сток одной р. Амур [Астахов, 2001]. Изменение направления стока р. Амур, вместо Охотского моря в Японское (что вполне возможно), способно уменьшить поступление терригенного материала в Охотское море в 2,3 раза. Этого достаточно для накопления в пелагиали Охотского моря кремневых илов с содержанием ЗЮ2 св. таким, как в триасовом сихотэ-алинском море.

Абсолютные массы кремненакопления и марганценакопления. На профиле через Охотское море высокие темпы накопления ЭЮ2 ам. и ЭЮ2 св. (табл. 6) отмечаются на шельфе (ст. 89211), у подножья континентального склона (ст. 1-\/27-2) и в нижней части склона поднятия Академии Наук (ст. 934). В прилегающей к этому поднятию части Южно-Курильской котловины (ст. 931) установлены максимальные абсолютные массы накопления ЭЮ,, ам. и ¿¡02 св. (5,7 и 11,6 г/см2 за 1000 лет, соответственно). Вы-

Таблица 6. Скорости седиментации и абсолютные массы накопления кремнезема голоценовых илов Охотского моря [Волохин и др., 2004]

№ станции Глубина воды, (м) Широта, долгота Интервал колонки, (см) Скорости (см/ тыс. лет) Абсолютные массы (г/см2/1000 лет)

осадка ЗЮ2ам. ЭЮ2 св.

89211 140 58° 35,00' 0-185 17,5 12,3 1,61 4,89

89224 235 57° 10,00' 0-40 3,2 2,8 0,67 1,34

ОУ27-2 1305 54° 30,15' 0-410 32,8 12,5 3,84 6,82

ОУ27-5 482 54° 44,09' 0-55 4,4 2,1 0,65 1,11

936 1310 51° 00,90' 0-160 12,8 4,2 1,56 2,44

935 1110 49° 17,80' 0-30 2,4 1,8 0,05 0,53

934 2190 '48° 32,50' 0-400 32,0 11,2 4,61 6,47

931 3255 48° 15,10' 0-530 42,5 23,0 5,7 11,6

НБ-2 3300 46° 58,40' 0-60 >4,8 >7,5 >1,12 >3,08

Н7-974 710 55° 34,00' 0-300 >24 >15,1 >2,78 >6,8

Н7-986 950 54° 15,80' 0-70 5,6 3,0 0,66 1,32

сокими темпами кремненакопления также отличается котловина ТИНРО (ст. Н7-974), расположенная близ подножья континентального склона Камчатки. Минимальные значения абсолютных масс БЮ2 ам. (0,05) и БЮ2 св. (0,53 г/см2 за 1000 лет) установлены на станции 935, вблизи верхней бровки поднятия Академии Наук. Определения по самой глубокой колонке (46 м) в центральной части Охотского моря дали абсолютные массы накопления БЮ2 ам. в голоцене 3 г/см2/1000 лет, а для трех межледниковых периодов среднего и позднего плейстоцена от 1,5 до 2,5 г/см2/1000 лет [Левитан и др., 2007]. Абсолютные массы накопления Мп в голоцене во впадине Дерюгина достигают 62,6 мг/см2 в 1000 лет, что близко к темпам поступления эксга-лятивно-гидротермального Мп на Восточно-Тихоокеанском поднятии [Астахов и др., 2000].

Подводные оползни в Охотском море. В современном Охотском море и в заливах Восточной Камчатки наблюдается образование олистостром и подводно-оползневых покровов. Многочисленные тела оползней обнаружены у подножья склона юго-восточного Сахалина, на склонах хребта Терпения и во впадине Терпения, на склонах Южно-Охотской котловины [Безруков, 1960; Сваричевский, Белоус, 2001]. Огромный оползень, оставивший цирко-образную депрессию с крутыми стенками отрыва установлен на подводном склоне северо-восточного Сахалина. Крупный оползень установлен сейсмо-акустическим профилированием на уступе континентального склона о-ва Сахалин вблизи Тонино-Анивского п-ва. Тело оползня располагается на глубине 1,3 км, имеет ширину около 10 км и толщину около 330 м. Дистанция перемещения от бровки шельфа до уступа на склоне составляет 10-12 км [Сваричевский, Белоус, 2001]. Подводные оползни развиты также на склонах островных дуг. Они зафиксированы в крупных заливах п-ва Камчатки (Авачинском, Камчатском и Кроноцком) на глубинах от 910-1350 м до 4 км. В Камчатском заливе, по данным НСП установлено оползание 500-метровой толщи миоцен-плиоценовых диатомитов, опок и кремнистых глин [Селиверстов, 1987]. По более поздним определениям возраста эта толща включает слои от позднего эоцена/раннего олигоцена до верхов неогена [Селиверстов, 1998]. Толщина индивидуальных покровных пластин в мезозое Сихотэ-Апиня (например, в горбушинской серии) составляет от 200 до 600 м, что вполне сравнимо с тол-

щиной молодых оползневых тел, установленных сейсмоакустическими методами и драгированием на континентальных склонах Сахалина и Камчатки.

ГЛАВА 7. КРЕМНИСТЫЕ ИЛЫ ФИЛИППИНСКОГО МОРЯ

Филиппинское море - наиболее крупное по площади (5726 тыс. км2) среди восточно-азиатских окраинных морей. Средняя глубина моря (4018 м) также больше, чем у других окраинных морей [Сваричевский, 20016], а обстановки седиментации в центральных частях его котловин сравнимы с пелагическими океаническими. Вдоль оси котловины Паресе-Вела расположена цепь глубоких небольших ромбовидных депрессий рифта Паресе-Внла, протягивающаяся на север - северо-восток от желоба Яп до 21° с.ш. Они представляют дуплексы растяжения, образовавшимися в зоне правостороннего сдвига [Ханчук и др., 1989; Svarichevsky, 1995]. На бортах одной из впадин (Айпод) в 3-м рейсе НИС «Академик А. Виноградов» драгированы толеитовые базальты, габбро, троктолиты, гипербазиты и субвулканические магнодолериты позднего олигоцена-раннего миоцена [Щека и др., 1989; Shcheka et al., 1995]. Так как эти впадины являются и местом накопления четвертичных кремнистых илов, то они интересны, как современный пример формирующейся офиолит-кремневой ассоциации.

Условия залегания и характеристика илов. В Филиппинском море кремнистые илы отлагались под зоной северного пассатного и экваториального обратного течения, между 5° и 21° с.ш. Они образуют тонкие (3-15 см) прослои в пелагических глинах в пологих понижениях рельефа абиссальных котловин моря. В рифтовых депрессиях (глубина моря 6,5-7,2 км) центральной части котловины Паресе-Вела кремнистые илы слагают линзовидные тела, толщиной несколько метров и протяженностью от первых километров до 2025 км [Волохин и др., 1989; Volokhin, Popova, 1995]. Крутизна склонов депрессий измеряется десятками градусов (до 45°, на западном склоне впадины Айпод). Превышение бровки склонов над днищем впадин достигает 2,7 км. Такие условия залегания создают предпосылки перекрытия четвертичных кремнистых осадков аллохтонами, сложенными более древними магматическими породами фундамента и миоценовыми красными глинами осадочного чехла.

В колонке ЗВ5 (впадина Айпод) интервал 0-42 см представлен диатомовыми глинами (рис. 10). Верхний окисленный слой диатомовых глин составляет 0-32 см. Радиолярии превалируют (среди других микрофоссилий) в отдельных слойках в верхних 20 см колонки (голоцен). Интервал 42-260 см колонки ЗВ5 представлен зеленовато-серыми (оливково-зелеными) диатомовыми илами. Присутствуют представители 17 видов дитатомей, распространенных в возрастном диапазоне от миоцена до голоцена. Превалирует крупные створки (до 2 мм) вида Ethmodiscus rex, присутствуют Nitzschia marina, Planctoniella sol., Coscinodiscus nodilifer, Thaíassíonema nitzschioides и другие виды. Скелеты радиолярий (более 60 видов) и силикофлагеллят составляют 7-10% от общего содержания биогенных кремнистых остатков. Комплексы ра-диоляриевой фауны в колонке ЗВ5 свидетельствуют о поздне-, средне- и ран-неплейстоценовом и позднеплиоценовом возрасте диатомовых илов интервала колонки 260-20 см [Volokhin, Popova, 1995].

В колонке ЗВ7, поднятой на террасе на западном склоне депрессии Айпод (глубина воды 6000 м, длина керна 82 см), верхний интервал 0-47 см сложен диатомовыми илами с прослоем (4 см) диатомовых глин, а нижний (47-82 см) представлен пелагическими красными глинами (рис. 10). В ин-

ЗВ5

ЗВ7

Глинистая фракция (<1 мкм)

Минералы. °/J Ff57", ' 1 I пол, шла

0,1 0,3

Компоненты илов: 1 - скелеты радиолярии,

2 - створки диатомей и их детрит,

3 - глинистый материал, 4 - обломочный алевритовый материал,

5 - кислые вулканические стекла и пемза,

6 - андезитовая вулканокластика.

Рис. 10. Состав илов в кернах трубок Филиппинского моря (впадина Айпод, котловина Паресе-Вела) [Volokhin, Popova, 1995].

тервале 21-25 см и 47-52 см осадки обогащены обломочным материалом алевритовой размерности. Позднекайнозойские диатомеи (Ethmodiscus rex, Nitzschia marina, Planctoniella col., и Coscinodiscus nodulifer) характерные для тропической части Тихого океана распространены по всей колонке. Комплекс радиолярий в этой колонке, определяет плейстоценовый возраст диатомовых илов [Volokhin, Popova, 1995].

В 21 рейсе НИС «Профессор Богоров» диатомовые илы подняты в кернах трубок других впадин, расположенных на оси рифта Паресе-Вела севернее впадины Айпод [Volokhin, Popova, 1995]. Водной из них (20°40' с.ш., ст. 21Б17, глубина воды 6500м), интервал 10-332 см представлен диатомовым илом, а 0-10 см - диатомовыми глинами. В другой впадине (19°25', глубина воды 6200 м), в керне трубки 21Б29 (390 см) интервал 0-325 см представлен диатомовыми илами, а интервал 325-390 см - диатомовыми глинами. Радиолярии и диатомовые комплексы этих осадков сходны с таковыми впадины Айпод, что указывает на верхнеплиоцен-плейстоценовый возраст диатомовых илов.

По соседству от впадины Айпод, на абиссальной равнине (глубина 4560 м) трубками вскрыты только красные пелагические глины плейстоцена, с установленным по радиоляриям возрастом в интервале 0,94-0,37 млн. лет, т.е. фактически одновозрастные диатомовым илам колонки ЗВ5.

Минеральный состав и состав глинистой фракции. Изменение соотношения биогенных кремнистых остатков и глинистой фракции показано для колонок ЗВ5 и ЗВ7 (рис. 10). Диатомовые илы содержат незначительную

алевритовую примесь серпентина, актинолита, пренита, эпидота и других метаморфических минералов [Нечаев и др., 1989]. Аутогенные диагенетические образования представлены глауконитом, филлипситом и железомарганцевы-ми микроконкрециями, образующими тонкие прослои. Среди глинистых минералов преобладают диоктаэдрические феррисмектит и иллит (Ь=9,04-9,05А). Содержание каолинита незначительно (0-4%). Хлорит присутствует в количестве от 8 до 15 % [Волохин и др., 1989; \/о1окЫп, Ророуа, 1995]. Корренсит и иллит-монтмориллонит встречаются в незначительных количествах на отдельных интервалах колонок ЗВ5 и ЗВ7. По сравнению с диатомовыми глинами, диатомовые илы содержат больше смектита и меньше иллита. Кроме того, смектиты и иллиты диатомовых илов более железистые (Ь=9,05 А), чем в диатомовых глинах (Ь=9,02 А). В диатомовых илах впадины Айпод в небольшом количестве присутствует глауконит, в виде темно-зеленых почковидных глобул (до 0,6 мм) и представляющий иллит политипа 1М (Ь=9,11' А). В глинистой фракции с высоким содержанием диоктаэдрического феррис-мектита есть также и отражения [060] с параметром Ь=9,25А, показывающим примесь триоктаэдрического смектита сапонитовой группы. Диоктаэдри-ческий ферримонтмориллонит со значительной примесью сапонита содержится в слабо литифицированных вулканических брекчиях (миоцен), драгированных со склонов депрессии Айпод. Размыв миоценовых глин и брекчий вероятно был причиной повышенной фемичности глинистой примеси в диатомовых илах, по сравнению с красными глубоководными глинами абиссальных равнин. Таким образом, глинистые минералы в диатомовых илах происходят в существенной мере из местных источников - измененных пород офи-олитового фундамента [Волохин и др., 1989; \/о!окЫп, Popova, 1995].

Геохимия плейстоценовых илов. Максимальное содержание валового (85,04%) и свободного кремнезема (78,8%) установлено в колонке ЗВ5 на интервале 108-112 см. Илы этого интервала по химическому составу соответствуют кремням. Остальные интервалы колонки содержат меньше БЮ,, и больше глинозема, и после их литификации смогут образоваться лишь глинистые кремни (табл. 5). Осадки самой верхней части (0-25, редко до 40 см) всех изученных колонок окислены; в них повышено содержание Мп и низкие значения Ре2+/1Ре. Отношение Ре+г/1Ре в илах возрастает с увеличением содержанием биогенного опала. На графике зависимости Э102 от А1/(А1+Ре+Мп) диатомовые илы котловины Паресе-Вела располагаются в поле илов пелаги-али Охотского моря. Они занимают близкое положение к юрским глинистым кремням и аргиллитам киселевской свиты Нижнего Приамурья (рис. 8). Вариации петрохимического состава кремнистых илов отражают результат прямого смешения варьирующих количеств биогенного опала и алюмосиликат-ной примеси относительно постоянного состава [\/о1окЫп, Ророуа, 1995].

Механизм и скорости отложения, условия накопления. Плиоцен-плейстоценовые диатомовые илы Филиппинского моря отлагались под зоной экваториальной (5°-210 с.ш.) дивергенции. Однако, они не образуют непрерывного горизонта в осадочном чехле на абиссальной равнине. Их локализация в депрессиях дна моря может объясняться либо механизмом стекания маловязких (киселеподобных) илов со склонов, либо заносом легких створок диатомовых водорослей вихревыми течениями (Жузе и др., 1959). Оба эти механизма могли обеспечить сбор биогенного опала с большей площади, чем площади обитания и захоронения кремневого планктона. Для диатомовых илов впадин в котловине Паресе-Вела занос вихревыми течениями, вероят-

но, играл основную роль.

Скорость накопления илов во впадине Айпод - 1,3 мм/1000 лет, а абсолютные массы - 0,15 г/см2 за 1000 лет. Из этой величины 0,10 г/см2 за 1000 лет приходится на накопление биогенного Si02 и 0,05 г/см2/1000 лет - на силикатную примесь [Volokhin, Popova, 1995]. Накопление пелагических глин на абиссальной равнине котловины Паресе-Вела происходит со скоростью 3,4 мм/1000 лет (Kroenke et al., 1981), что при большей плотности глин (1,451,47 г/см3) составит в абсолютных массах около 0,5 г/см2 за 1000 лет. Таким образом, глинистый материал поступает во впадину Айпод со скоростями в 10 раз меньшими, чем на соседствующую абиссальную равнину. Отчасти, это может быть связано с тем, что рифтовые депрессии отгорожены приподнятыми участками дна, препятствующими заносу глинистого материала глубинными течениями. Несмотря на значительный возраст (2 млн. лет) нижних вскрытых трубками слоев кремнистых илов котловины Паресе-Вела, никаких признаков уплотнения и диагенетического окремнения осадка не наблюдалось. Плотность диатомовых илов в депрессиях бассейна Паресе-Вела во влажном состоянии составляет 1,14-1,17 г/см3.

Большинство диатомовых илов котловины Паресе-Вела после диагене-тических и катагенетических преобразований сформируют глинистые кремни (табл. 5), с единичными тонкими (3 мм) прослоями или линзами кремней. Их ассоциация с вулканическими породами, некоторые минералогические и геохимические характеристики сближают их с ордовикскими глинистыми кремнями Корякского нагорья, юрскими глинистыми силицитами киселевского комплекса Нижнего Приамурья, что возможно отражает и некоторое сходство об-становок осадконакопления [Volokhin, Popova, 1995].

ГЛАВА 8. КАЙНОЗОЙСКИЕ КРЕМНЕВЫЕ И КРЕМНИСТЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ДРУГИХ ТИХООКЕАНСКИХ БАССЕЙНОВ

В разделе 8.1. кратко охарактеризовано кремненакопление в других бассейнах Тихого океана: Японском и Беринговом море, Калифорнийском заливе и в пелагиали экваториальной части Тихого океана. Подробнее рассматриваются неоген-четвертичные кремневые отложения Японского моря, хорошо изученные благодаря многочисленным российским и японским экспедициям и в результате 3-х рейсов глубоководного бурения (31-й рейс «Glomar Challenger», 127-й и 128-й рейсы «JOIDES Resolution»).

8.2. Неоген-четвертичное кремненакопление в Японском море

Современные тектонические сценарии связывают образование котловин Японского моря с раздвигами и базальтовым магматизмом, возникшими при движении блоков литосферы по системе крупных левосторонних [Уткин, 1978, 1985] а, по другой версии, правосторонних сдвигов [Jolivet, Tamaki, 1992] в палеоген-неогеновый этап деструкции на восточной окраине Азии. Режим растяжения и проседания дна бассейнов доминировал в период от 32 до 10 млн. лет, после чего сменился режимом сжатия (и подъемом региона), продолжающегося до настоящего времени [Tamaki, 1992].

Строение неоген-четвертичного осадочного чехла. Раздробленный и гетерогенный по составу фундамент Японского моря перекрыт чехлом (2000-3000 м) миоцен-четвертичных осадочных пород [Tamaki et al., 1990; Thy, 1992]. Нижняя часть осадочного чехла представлена сейсмически прозрачной толщей миоцен-нижнеплиоценовых опок, кремнистых аргиллитов, диатомитов, диатомовых алевритов и глин. Верхняя, умеренно и хорошо

стратифицированная его часть состоит из переслаивающихся глин, алевритов и песков позднеплиоценового и четвертичного возраста, с подчиненными гемипелагическими осадками. Обе эти части утолщаются к центру котловин моря, но на их краях и возвышенностях верхняя толща обычно трансгрессивно перекрывает нижнюю толщу. На самых высоких вершинах банок осадочный чехол маломощный или совсем отсутствует. Там же, где он есть, обычны эрозионные каналы и оползни [Tamaki et al., 1992].

Характерной чертой строения отложений осадочного чехла является раз-норанговая цикличность. Верхнеплиоценовые и голоценовые осадки, вскрытые в скважине 798 (хр. Оки), проявляют ритмичные вариации содержания биогенного опала, с интервалом -5 м, и периодами, эквивалентными 41-тысячелетним циклам изменения угла наклона земной оси [Dunbar et al., 1992]. Более подробно цикличное строение отложений этого возраста рассмотрено на примере строения углеродсодержащих пачек для последних 1,26 млн. лет, в которых содержание углерода коррелируется с периодами 103800, 41500, 27100, 18900, 16400, 12700 и, особенно, 10500 лет [Follmi et al., 1992]. Циклиты первого ранга увязываются с периодами изменения эксцентриситета (103800 лет) и наклона земной оси (41500 лет). Циклиты второго ранга, с преобладающей частотой 10500 лет, считаются обусловленными планетарной прецессией, влияющей на изменения летней активности муссонов. Ламинарная микроцикличность в углеродистых слоях фиксирует годичные (сезонные) циклы биогенной седиментации и поступления терригенного материала [Follmi et al., 1992; Grimm, 1992].

Характеристика кремнистых осадков. Суммарная мощность миоцен-плиоценовых кремнистых толщ, вскрытых глубоководным бурением, варьирует от 150 м на хребте Окусири в Японском бассейне (котловина Хонсю), до 930 м в троге Кита-Ямато, где значительная мощность отложений связана с процессами оползания осадков [Tamaki et al., 1990]. Кремнистые осадки обычно бескарбонатны (СаС03< 1%). По химическому составу миоцен-плиоценовые отложения соответствуют глинистым кремням, кремневым и кремнистым аргиллитам и, в среднем, близки титонским силицитам толщ разреза р. Приточной в Сихотэ-Алине. Состав глинистой фракции (< 2 мкм), изученный по керну скважины 798, похож на состав глинистой фракции триасовых пород разрезов с. Бреевка и р. Огородной. В ней также повышено содержание каолинита и галлуазита, но выше содержание хлорита и смекти-та. Среди диагенетических минералов заметную роль играют цеолиты: фил-липсит, клиноптилолит и анальцим, а также ломонтит. эрионит и морденит [Nobes et al., 1992а; Tada, lijima, 1992]. В миоценовых осадках распространен барит [Breymann et al., 1992]. Диапазон содержаний бария в осадках скважин 794, 796, 798 и 799 варьирует от 270 г/т до 1,3%, но большая часть значений находится в диапазоне от 300-400 до 4-5 тыс. г/т, т.е. в тех же пределах, что в юрских и триасовых силицитах Сихотэ-Алиня [Волохин и др., 2008].

Углеродистые слои в осадочном чехле Японского моря. Слои углеродистых глинисто-кремнистых и кремнисто-глинистых пород, толщиной от долей мм до первых десятков см присутствуют в плейстоценовых илах и миоценовых породах. Они группируются в пачки, мощностью до нескольких метров. Углеродистые пачки коррелируются по кернам скважин и рассматриваются как результат синхронной седиментации, проявившейся на обширной площади Японского моря [Tada et al., 1992]. Содержание Сорг в углеродистых слоях варьирует от 0,5 до 5-6% в большинстве скважин, и местами достига-

ет 8,5% [Stein, Stax, 1992]. Большая часть пород миоценового разреза характеризуется низкими содержаниями Сорг. Плиоцен-плейстоценовые отложения обычно содержат от 0,5% до 1,8% Сорг. В осадках пробуренных скважинами 798 и 799 преобладает органическое вещество морского происхождения (до 80%), не прошедшее полного созревания и стадии нефтеобразования. Факторами обогащения осадков Сорг считаются: рост продуктивности поверхностных вод и лучшая сохранность OB в условиях аноксических вод [Stein, Stax, 1992].

Абсолютные массы кремненакопления. Накопление Si02 ам. в позднем плиоцене-раннем плейстоцене шло со скоростью 1,8 г/см2 за 1000 лет, но около 1,3 млн. лет назад снизилось до 0,6-0,8 г/см2/1000 лет. В голоцене, скорости накопления опала опять возросли, а терригенный поток уменьшился, по сравнению с последним ледниковым периодом [Dunbar et al., 1992]. Расчеты автора показывают, что абсолютные массы Si02 св. на этой площади варьировали от 1 до 3,7 г/см2 за 1000 лет. Эти величины тождественны темпам кремненакопления в сихотэ-алинском бассейне в триасовое и позднеюрское время.

История океанографических событий. Японское море охладилось до температур субполярной биогеографической провинции в середине миоцена, о чем свидетельствует видовой состав планктонных фораминифер и известковых нанофоссилий [Tamaki et al., 1990]. Северная часть котловины Хонсю, северная и восточная части Центральной котловины опустились от верхнебатиальных (500 м) до среднебатиальных (>1500 м) глубин между серединой и концом миоцена. Южная часть котловины Хонсю прогнулась почти до 1500 метров и достигла еще больших глубин в самом конце миоцена. В конце миоцена/плиоцене (от 8 до 2 млн. лет) в Японском море, как и в других окраинных бассейнах Тихоокеанского кольца, существовала высокая биопродуктивность, обусловившая накопление диатомовых илов. Морские льды эпизодически появлялись в северной части моря в период 4,5-4,4 млн. лет и 4 млн. лет, еще до начала оледенения в северном полушарии 2,5 млн. лет назад. Повторное появление морских льдов отмечено между 2,7 и 2,4, 2,3 млн. лет назад, между 0,9 и 0,7 млн.л. [Tamaki et al., 1990]. Изотопный состав карбонатных раковин фораминифер и изменения содержаний биогенного опала в кернах скважин согласуются с периодической изоляцией и распреснением Японского моря в течение четвертичного периода на рубежах около 1,3 млн. лет, 0,7-1,0 и 0,2-0,3 млн. лет [Dunbar et al., 1992]. Несколько крупных пластовых оползней, выстилающих дно котловины Уллындо в южной части моря, произошли в среднем-позднем плейстоцене [Ломтев, 2008].

Диагенетические процессы. Высокая пористость (до 85-90%) сохраняется в диатомовых илах выше зоны перехода опала-А в опал-КТ (до глубин 300 м или более, от поверхности дна) и резко снижается до 50% и 30% ниже этой границы [Nobes et al., 1992]. Диагенетическая граница перехода биогенного опала-А в опал-КТ проходит в верхнемиоценовых осадках с возрастом от 5 до 8 млн. лет. Переход опала-КТ в кварц происходит на глубинах захоронения около 325-471 м, в осадках с возрастом 8-14 млн. лет. Количество кремнистых микрофоссилий резко убывает ниже границы самого раннего появления опала-КТ. Диатомеи обычно исчезают в пределах 10-20 м ниже этой границы. Радиолярии, нередко покрытые глобулями опала-КТ, более устойчивы и сохраняются лучше. Важнейшим фактором быстрой трансформации минералов кремнезема в Японском море является повышенный тепловой поток. Максимальные тепловой поток (156 mW/m2) и температурный градиент (178° С/км) установлены в скважине 796 на хребте Окусири. Здесь глубина перехо-

да опала-А в опал-КТ составляет только 215 м ниже дна, а температура - 38° С. Определения по четырем скважинам дали температуры перехода опала-А в опал-КТ в интервале 36°-43° С, а опала-КТ в кварц, в интервале 49-62° С.

Резкие скачки уменьшения пористости и увеличения плотности осадков, вызванные диагенетической трансформацией опала-А в опал-КТ, и опала-КТ в кварц, в кремнистых осадках формации Монтерей (Калифорния) происходили на больших глубинах от поверхности дна (580 и 1500 м, соответственно). Температура перехода опала-А в опал KT оценивается в 46±2° С, а перехода опала-КТ в кварц - 77±5° С [Isaacs et al., 1983; Hein, Obradovic, 1989]. Значительный промежуток времени (17 млн. лет) между отложением кремнистых илов и их литификацией определен в позднеюрских (145 млн. лет) кремневых аргиллитах формации Мазегава в Японии [Mizutani, Shibata, 1983].

Выводы. Биогенные кремневые илы способны долго сохранять высокую пористость, влажность и низкую плотность. При излияниях базальтовых лав, обладающих значительно большей плотностью, чем кремневые илы, на площадях кремневой седиментации они образуют силлы (нередко обладающие внешними признаками лав), которые будут залегать в древних слоях на ли-тифицированных горизонтах кремневых толщ. Разрыв во времени может достигать многих млн. лет. Это следует учитывать при определении возраста вулканитов, залегающих в силицитах. При сравнении миоцен-плиоценовой глинисто-кремневой формации Японского моря и триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня выявляются черты сходства, обусловленные отложением их в окраинно-континентальных бассейнах. Сопоставимы мощности формаций, измеряемые сотнями метров, и длительность их накопления (десятки миллионов лет), толщины углеродистых слоев и пачек и содержание в них органического углерода, а также абсолютные массы накопления кремнезема. Глинистая фракция миоценовых силицитов Японского моря, как и триасовых кремневых толщ Сихотэ-Алиня содержит в повышенном количестве каолинит и галлуазит - минералы континентальных кор выветривания, вовсе не типичные для океанических пелагических осадков.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе стратиграфического и литологического изучения кремневых и карбонатных толщ, корреляции разрезов, построена модель триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня. Уточнены мощности, определен возраст выделяемых пачек и толщ, выявлены маркирующие слои, охарактеризованы литотипы пород, слагающих формацию, дана их генетическая интерпретация. Показано самостоятельное значение средне?-позднеюрской терригенно-кремнистой (вулканогенно-терригенно-кремнистой?) формации.

Изучен минеральный и химический состав пород и илов, и проведено сравнение параметров кремненакопления в триасово-юрском сихотэ-алинском море и современных окраинных морях: Охотском, Японском и Филиппинском. Расчеты показывают, что современные илы пелагической части Охотского моря после диагенетических и катагенетических преобразований превратятся в породы близкие по химическому составу к оленекско-анизийским слоям триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня и позднеюрским кремневым толщам южного Сихотэ-Алиня. Триасовые и юрские силициты Сихотэ-Алиня существенно контаминированы сиалическим континентальным материалом, однако, позднеюрские силициты содержат также и продукты вулканической деятельности предшествовавшей кремненакоплению. Содержания аутиген-ного кремнезема в оленекско-среднеанизийских отложениях триасовой фор-

мации, в позднеюрских кремневых толщах южного Сихотэ-Алиня и в породах, моделируемых от состава пелагических илов Охотского моря, близки.

Установлено, что темпы кремненакопления в триасовом и позднеюрском сихотэ-алинском бассейнах были умеренно-высокими и, фактически, идентичными абсолютным массам биогенного кремненакопления в восточно-азиатских окраинных морях в голоцене, среднем и позднем миоцене и в раннем плиоцене. Поэтому, более высокие содержания БЮ2 св. в ладинско-верхнетриасовых кремневых толщах Сихотэ-Алиня обязаны снижению (от 2,1 до 5 раз) темпов поступления терригенной взвеси в сихотэ-алинский бассейн, вследствие выравнивания сопредельной суши и изменения ландшафтов водосборных площадей. Быстрому выравниванию рельефа суши после гер-цинского орогенеза способствовали рифтогенез и режим растяжения земной коры в континентальных областях. Накопление кремневых формаций совпало со временем глобальных повышений уровня моря, способствовавших затоплению шельфов и значительному снижению терригенного стока в бассейн.

В сихотэ-алинском триасовом и юрском бассейнах, миоцен-четвертичном Японском море и современном Охотском море в кремненакоплении принимали участие планктонные организмы, при незначительной роли бентосных (кремневых губок). Скорости кремненакопления определялись количеством поступавших в верхнюю водную толщу питательных веществ и, в меньшей степени, зависели от типа организмов, извлекающих кремнезем. Распределение кремнистых илов на дне зависело от биопродуктивности поверхностных вод и топографии дна бассейнов - факторов, контролирующих накопление и сохранение осадков.

В современных окраинно-континентальных бассейнах котловинного типа на склонах и у их подножий широко развиты молодые подводные оползни, параметры которых (толщина тел, стратиграфический диапазон отложений) сравнимы с покровными пластинами мезозоя Сихотэ-Алиня. В Сихотэ-Апинской, и других складчатых областях Дальнего Востока образование покровов, часто без серьезных оснований, связывается с тектоническим расслоением в процессе субдукции и при формировании аккреционных призм. Наряду с приписываемой кремням роли пород-индикаторов океанических пелагических обстановок седиментации, «тектонические» покровы играют важную роль доказательства значительного перемещения плит. Исследования в современных окраинных морях выявили не деформированные складчатостью и не захороненные под молодыми осадками оползневые покровы, позволили определить направление их движения и дистанцию перемещения, что трудно сделать в плохо обнаженных и сложно дислоцированных комплексах дальневосточных областей. Кардинальные изменения фаунистических комплексов и микрофлоры в Охотском и Японском морях, неоднократно происходившие вследствие климатических изменений в четвертичный период, показывают, что биологические индикаторы далеко ненадежный инструмент для целей геодинамических реконструкций и определения масштаба перемещений плит.

Практическое значение для геологического картирования, структурных исследований и поисковых работ имеет проведенная автором, вместе с группой литологов и палеонтологов расшифровка фациального и циклического строения мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Алиня, уточнение возрастов слагающих их пород. Литификация кремневых илов занимает длительный промежуток времени, что важно учитывать при определении возрастов магматических пород, залегающих в силицитах, и корреляции эпох магматизма

и кремненакопления. Выявленные в углеродистых силицитах триаса Сихотэ-Алиня геохимические аномалии и благороднометальная минерализация могут способствовать поискам полезных ископаемых и геологическим прогнозам.

ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Волохин Ю.Г., Михайлов М.А. Источники кремнезема кремнистых пород восточной части Монголо-Охотской складчатой области // Геохимия и минералогия осадочных комплексов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 21-42.

2. Волохин Ю.Г. Глинистые минералы геосинклинальных кремнистых пород палеозоя и мезозоя юга Дальнего Востока // Геохимия и петрохимия осадочных комплексов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1980, С.76-99.

3. Михайлов М.А., Волохин Ю.Г. Геохимические особенности углеродистых кремнистых пород Дальнего Востока // Там же. С. 3-16.

4. Кулешов В.Н., Волохин Ю.Г. Изотопный состав углерода и кислорода кальцитов карбонатсодержащих пород Удско-Шантарского района // Литол. и полезн. ископаемые, 1980. № 4. С. 131-135.

5. Волохин Ю.Г., Маркевич П.В., Михайлов М.А. и др. Химический состав осадочного слоя земной коры юга Дальнего Востока // Геохимия платформенных и геосинклинальных осадочных пород и руд. М.: Наука, 1983. С. 79-88.

6. Говоров И.Н., Михайлов М.А., Волохин Ю.Г. и др. Геохимические особенности осадков рифтовых зон // Геохимия платформенных и геосинклинальных осадочных пород и руд. М.: Наука, 1983. С. 145-157.

7. Михайлов М.А., Волохин Ю.Г., Китаев И.В. Восточная часть Монголо-Охотской складчатой области // Геохимическая модель Тихоокеанской окраины Азии. М.: Наука, 1984. С. 65-82.

8. Волохин Ю.Г. Кремневые породы Сихотэ-Алиня и проблема происхождения геосинклинальных кремневых толщ. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. 208 с.

9. Михайлов В.А., Волохин Ю.Г., Парняков В.П. и др. Горбушинская серия Дальнегорского рудного района // Новые данные по стратиграфии Приморского сектора Япономорского региона (препринт). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. С. 28-36.

10. Волохин Ю.Г., Бурий Г.И., Филиппов А.Н., Михайлик Е.В. Карбонатно-кремневая фация в геосинклинальном триасе Сихотэ-Алиня // Геосинклинальные осадочно-вулканогенные формации советского Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1987. С. 70-91.

11. Волохин Ю.Г. Геохимические критерии при корреляции кремневых толщ и палеогеографических реконструкциях // Литол. полезн. ископаемые, 1988. №3. С. 64-81.

12. Михайлов В.А., Волохин Ю.Г., Парняков В.П., Олейник Л.М. О возрасте и объеме горбушинской серии Прибрежной зоны Сихотэ-Алинской складчатой области // Тихоокеанская геология, 1989. № 4. С. 70-77.

13. Волохин Ю.Г., Бурий Г.И., Михайлик Е.В., Руденко B.C. Мезозойские кремневые комплексы Сихотэ-Алиня // Тихоокеанская окраина Азии. Т. 1. Геология. М.: Наука, 1989. С. 95-196.

14. Волохин Ю.Г., Худоложкин В.О., Астахов A.C., Карабцов A.A. Влияние подводного рельефа на минеральный состав четвертичных глин // Геология разломов и локальных впадин дна Филиппинского моря. Владивосток: ДВО РАН. 1989. С. 70-91.

15. Волохин Ю.Г., Бурий Г.И., Руденко B.C., Филиппов А.Н. Триасовая

кремневая формация южного Сихотэ-Алиня / Известия АН СССР, сер. геол., 1990. №4. С. 45-57.

16. Volokhin Yu.G. Stratigraphy, sedimentology, and depositional environments of the Triassic chert formation of the Sikhote-Alin ( Far East of the USSR) // Sediments 1990 (13th Internat. Sedimentol. Congress, August, 26-31. Nottingham, England 1990.

17. Volokhin Yu.G. Triassic and Jurassic chert formations of the Sikhote-Alin // Late Paleozoic and Early Mesozoic Circum-Pacific Biogeological Events (Intern, field conference on Permian-Triassic Biostratigraphy and tectonics). Vladivostok, Septemb. 6-12.1992 IGCP Project 272 meeting. Vladivostok, 1992. P. 31.

18. Васильев Б.И., Волохин Ю.Г., Говоров И.Н. и др. Район Огасавара // Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность. М.: Наука, 1995. С. 44-59.

19. Volokhin Yu.G., Popova I.M. Siliceous sediments of the Philippine Sea // Geology and Geophysics of the Philippine Sea (Eds. H. Tokuyama, S. Shcheka, N. Isezaki etal.). Tokyo: TERRAPUB, 1995. P. 181-201.

20. Волохин Ю.Г., Михайлик E.B., Бурий Г.И., Руденко B.C. Доаккрецион-ная структура триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня // Закономерности строения и эволюция геосфер. Часть 1. Хабаровск-Владивосток: ДВО РАН, 1996. С. 60-63.

21. Volokhin Y.G., Mikhailik E.V., Buryi G.I. An eustacy influence on the Triassic siliceous sedimentation in the Sikhote-Alin basin (Russian Far East) //15th International Sedimentological Congress. April, 1998. Spain, Alicante.

22. Волохин Ю.Г., Михайлик E.B., Бурий Г.И. Триасовая кремневая формация в бассейне реки Хор (Центральный Сихотэ-Алинь) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1999. № 5. С. 100-110.

23. Волохин Ю.Г., Михайлик Е.В. Маркирующие пачки и толщи в триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня // Геология и горное дело в Приморье в прошлом, настоящем и будущем. Владивосток: Дальнаука, 2000. С.10-13.

24. Волохин Ю.Г., Михайлик Е.В., Бурий Г.И. Триасовая кремневая формация вбассейне р. Анюй (Сихотэ-Алинь)//Тихоокеанская геология, 2000. С. 18-29.

25. Волохин Ю.Г., Михайлик Е.В., Бурий Г.И. Триасовая кремневая формация Сихотэ-Алиня. Владивосток: Дальнаука, 2003. 251 с.

26. Волохин Ю.Г., Астахов А.С., Ващенкова Н.Г. Голоценовое кремненако-пление в Охотском море //Литол. и полезн. ископаемые, 2004. № 3. С. 304-326.

27. Volokhin Yu.G., KhanchukA.I., IvanovV.V., KazachenkoV.T.,SattarovaV.V. Geochemistry and gold content of the Triassic carbonaceous cherts of the Sikhote-Alin // Mineral Deposit Research: Meeting the Global Challenge (Proc. 8th Biennial SGA Meeting Beijing, China, 18-21 August 2005). Vol. 1. Springer, 2005. P. 187-190.

28. Волохин Ю.Г., Иванов В.В. Геохимия и металлоносность углеродистых силицитов триаса Сихотэ-Алиня // Литол. и полезн. ископаемые, 2007. № 4. С. 406-425.

29. Волохин Ю.Г., Карабцов А.А. Благородные металлы в углеродистых силицитах триаса Сихотэ-Алиня // Наногеохимия золота (Тр. симпозиума в г. Владивостоке 17-18 апреля 2008 г.). Владивосток: Дальнаука, 2008. С. 122-129.

30. Волохин Ю.Г., Кемкин И.В., Смирнова О.Л., Михайлик Е.В. Средне (?)-позднеюрская кремневая формация Сихотэ-Алиня //Триас и юра Сихотэ-Алиня. Кн. 2 Вулканогенно-осадочный комплекс (Под ред. П.В. Маркевича, Ю.Д. Захарова). Владивосток: Дальнаука, 2008. С. 62-124.

31. Волохин Ю.Г., Карабцов А.А. Благородные металлы в углеродистых кремнях Сихотэ-Алиня // ДАН, 2009. Т. 429. № 3. С. 383-387.

Юрий Германович ВОЛОХИН

МЕЗО-КАЙНОЗОЙСКОЕ КРЕМНЕНАКОПЛЕНИЕ В ОКРАИННЫХ БАССЕЙНАХ ВОСТОКА АЗИИ

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-мннералогнческих паук

Подписано к печати 02.02.2010 г. Формат 60x84/16. Печать офсетная. Усл. п. л. 2,94. Уч .-изд. л. 2,08. Тираж 100 экз. Заказ 44

Отпечатано в типографии ФГУП Издательство «Дальпаука» ДВО РАН 690041, г. Владивосток, ул. Радио,7

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Волохин, Юрий Германович

Введение.

Глава 1. Развитие представлений о генезисе кремневых пород и формаций складчатых областей.

1.1. Гипотезы, связывающие образование кремневых толщ с ведущей ролью источников растворенного кремнезема

1.2. Гипотезы, связывающие образование кремневых толщ со специфическими условиями и/или обстановками в области седиментации.

1.3. Закономерности распределения кремневого планктона в современных океанах и донных осадках.

1.4. Использование силицитов при палеогеографических, тектонических и геодинамических реконструкциях

Глава 2. Методология и методы изучения.

Глава 3. Кремневые формации Сихотэ-Алинской складчатой области.

3.1. К вопросу об используемом тектоническом районировании.

3.2. Распространение силицитов в Сихотэ-Алине и сопредельных районах.

3.3. Разрезы триасовых отложений, их корреляция и возраст.

3.3.1. Центральная и Прибрежная зоны.

3.3.2. Наданьхада-Амурская зона.

3.3.3. Корреляция разрезов и границы триасовой кремневой формации.

3.4. Строение триасовой кремневой формация

3.4.1. Фациальное строение.

3.4.2. Циклитовая структура.

3.4.3. Маркирующие слои.

3.4.4. Модель строения триасовой кремневой формации.

3.5. Средне(?)-позднеюрская кремневая формация Сихотэ-Алинской области

3.5.1. Разрезы и возраст кремневых толщ южного Сихотэ-Алиня восточная зона).

3.5.2. Строение средне(?)- позднеюрской кремневой формации.

3.6. Геологические следствия изучения разрезов кремневых толщ

Глава 4. Основные литотипы и вещественный состав пород кремневых формаций

Сихотэ-Алиня.

4.1. Используемые классификации и основные литотипы пород.

4.1.1. Классификация пород по содержанию и составу минеральной примеси

4.1.2. Классификация пород по содержанию биоморфных компонентов.

4.1.3. Классификация по структурным признакам.

4.1.4. Классификация по текстурам.

4.1.5. Формациеобразующие и факультативные литотипы и генотипы пород

4.2. Минеральный состав триасовых и юрских силицитов.

4.2.1. Компонентный и минеральный состав.

4.2.2. Состав глинистой фракции.

4.3. Геохимия силицитов.

4.4. Триасовые углеродистые силициты и их металлогеническое значение.

4.4.1. Минеральный состав пород.

4.4.2. Состав органического вещества

4.4.3. Геохимия малых элементов в углеродистых силицитах.

4.4.4. Благородные металлы в углеродистых силицитах.

4.4.5. Условия накопления и металлогеническое значение углеродистых силицитов.

Глава 5. Условия формирования мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Алиня

5.1. Олистостромы и тектонический меланж.

5.2. Палинспастические реконструкции и размеры бассейна.

5.3. Абсолютные массы кремненакопления и марганценакопления.

5.4. Климатические условия и ландшафты сопредельной суши.

5.5. Связь накопления кремневых формаций с глобальными колебаниями уровня моря.

Глава 6. Голоценовые кремнистые илы Охотского моря.

6.1. Строение голоценового горизонта.

6.2. Физические свойства кремневых илов.

6.3. Компонентный и минеральный состав голоценовых илов.

6.4. Минеральный состав глинистой фракции в голоценовых осадках.

6.5. Химический состав голоценовых илов.

6.6. Скорости седиментации и абсолютные массы кремненакопления.

6.7. Подводные оползни в Охотском море.

6.8. Выводы.

Глава 7. Четвертичные кремнистые илы Филиппинского моря.

7.1. Распространение и условия залегания кремнистых илов.

7.2. Литолого-петрографическое описание колонок и возраст илов.

7.3. Минеральный состав глинистой фракции.

7.4. Геохимия плейстоценовых илов.

7.5. Механизм и скорости отложения, условия накопления.

7.6. Выводы.

Глава 8. Кайнозойские кремневые и кремнистые отложения других тихоокеанских бассейнов

8.1. Кремнистые илы окраинных морей и экваториальной части Тихого океана

8.2. Неоген-четвертичное кремненакопление в Японском море.

8.3. Выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Мезо-кайнозойское кремненакопление в окраинных бассейнах востока Азии"

Актуальность (темы) работы. Природа палеозойских и мезозойских кремневых формаций является одной из фундаментальных проблем современной геологии. Важность ее решения определяется тем, что кремневые породы и формации считаются индикаторами палеогеографических, палеотектонических, палеовулканических, геодинамических и других геологических обстановок, что используется при геологическом картировании и историко-геологических реконструкциях. Некоторые виды силицитов являются полезными ископаемыми. Кремневые формации могут быть генерирующими и вмещающими месторождения нефти, газа, железа, марганца, фосфоритов и других видов ископаемых. Недостаточно детальная стратиграфическая и литологическая изученность дальневосточных складчатых областей препятствует расшифровке геологического строения территорий, созданию достоверных геологических карт и схем, и реконструкции ранней геологической истории развития бассейнов. Это заставляет исследователей прибегать к тем или иным теоретическим представлениям о природе кремневых формаций. Многообразие концепций формирования кремневых формаций можно свести к двум главным группам. К первой группе относятся концепции связывающие образование кремневых формаций с источниками поступления избыточного кремнезема (вулканогенным или терригенным), накапливавшегося посредством биогенного и (или) химического отложения. Ко второй группе - те теории или гипотезы, которые связывают образование кремневых формаций со специфическими обстановками седиментации, возникавшими в определенных условиях и на определенных этапах развития регионов.

Исследование кремненакопления в современных морских бассейнах привлекает внимание геологов в качестве возможной модели образования древних кремневых формаций. К одной из актуальных задач геологии П.Л.Безруков [1970] относил подробное сопоставление близких по составу формаций окраинных частей Тихого океана и окружающих участков суши. Однако несходство современных и древних климатов, геодинамических обстановок, ландшафтов и биоценозов (породообразующих организмов) ограничивает применение метода актуализма при решении вопроса о происхождении древних кремневых формаций. Сравнение современных и древних кремнистых отложений сталкивается с затруднениями, среди которых: несопоставимость и неполнота данных о строении толщ, возрасте и составе древних силицитов и кайнозойских кремнистых илов, разный временной масштаб сравниваемых явлений, ограничивающий применение историко-геологического подхода к современным отложениям и сравнительно-литологического - к древним кремневым формациям. Стратиграфическая и литологическая изученность мезозойских и палеозойских кремневых формаций в дальневосточных складчатых областях остается еще недостаточной для оценки параметров кремненакопления (в частности скоростей кремненакопления). Имеющиеся в литературе данные о химических составах современных кремнистых илов обычно также не полны, а часто мало пригодны для сравнения с составами древних кремнистых пород. Они представляют в большинстве анализы не отмытых от солей осадков, существенно отличающихся от реальных составов их твердой фазы. Трансформация минерального состава исходных кремнистых илов на стадиях диагенеза, катагенеза и метагенеза также приводит к значительному изменению и их химического состава, что затрудняет прямое сравнение илов и пород. Эти трудности автор попытался преодолеть в данной работе.

Цель исследования — определение условий и факторов образования мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Алинской складчатой области на основе сравнения параметров седиментации и кремненакопления в сихотэ-алинском бассейне и в дальневосточных окраинных морях.

1. Выделение этапов кремненакопления, реконструкция строения кремневых формаций и выяснение причин разноранговой цикличности кремневых толщ.

3. Определение абсолютных масс седиментации и кремненакопления.

Целью изучения голоценовых и плиоцен-плейстоценовых кремнистых илов Охотского и Филиппинского окраинных морей было получение и уточнение данных об их распределении, скоростях кремненакопления, физических свойствах, компонентном, минеральном и химическом составе, позволяющих моделирование (от состава илов) потенциальных пород и их сравнение с силицитами древних осадочных формаций.

Фактический материал и личный вклад автора. Фундаментом работы является стратиграфический, литологический, минералогический и геохимический материал, полученный при изучении силицитов Сихотэ-Алинской области. Для сравнения использовался материал, полученный автором при полевых работах в Монголо-Охотской и Корякско-Камчатской складчатых областях. Автор участвовал в морских экспедициях ДВГИ и ТОЙ ДВО РАН (3, 7 и 13 рейсы НИС «Академик А. Виноградов» в 1984, 1988 и в 1989 гг.) в Филиппинском море и приэкваториальной части Тихого океана. Пробы верхнеплейстоцен-голоценовых илов Охотского моря любезно переданы A.C.

Астаховым (ТОЙ ДВО РАН). Просмотрено несколько тысяч прозрачных шлифов литифицированных пород и мазков илов. Около 1000 проб силицитов растворены в плавиковой кислоте и из них выделена микрофауна для биостратиграфического изучения и определения возраста пачек и толщ. Из около 300 проб мезозойских и палеозойских пород и кайнозойских илов Филиппинского и Охотского морей выделена и изучена глинистая фракция. Геохимические выводы базируются на анализах более 2000 образцов кремневых и других пород.

Объем и структура работы. Работа состоит из введения, 8 глав и заключения. Текст содержит 49 таблиц и иллюстрирован 82 рисунками. В списке литературы 670 наименований. Приложение к работе содержит 20 таблиц химических анализов пород и минералов и 26 фототаблиц, с изображениями обнажений, текстур, структур пород и минералов. л

Основные научные результаты. Защищаемые положения.

2) Абсолютные массы накопления аутигенного кремнезема в триасовом и юрском сихотэ-алинском бассейнах, в миоцен-четвертичном Японском и современном Охотском морях - величины одного порядка. Они значительно превышали темпы кремненакопления в пелагиали Филиппинского моря и экваториальных областей Тихого океана.

3) Породы триасовой кремневой формации в большей мере контаминированы сиалическим континентальным материалом, чем позднеюрские силициты Сихотэ-Алиня и современные кремнистые илы пелагиали Охотского моря. В составе позднеюрских силицитов сильнее проявлено обогащение фемическим детритом и продуктами гидротермальной деятельности предшествовавшей бат-келловейской эпохи базальтового магматизма.

4) Установлена потенциальная металлоносность углеродистых силицитов Сихотэ-Алиня. Среднее содержание Аи во фтанитах достигает значений, близких к промышленным содержаниям в россыпях. Около 70% Аи, 60% и 46% Р<1 связано с органическим веществом пород, а оставшаяся часть находится в самородной форме и в интерметаллидах. Битумоидные фракции РОВ, имеющие высокие концентрации Аи, Си,

Zn и других элементов, служили источником металлов сульфидов, интерметаллидов, самородного золота и палладия в углеродистых кремнистых толщах.

Научная новизна. Разработана детальная стратиграфическая схема триасовых глубоководных отложений. Получены данные о строении, составе и возрасте кремневых толщ в ряде районов Сихотэ-Алиня. Определена продолжительность циклов седиментации. Установлены распространение, возраст и маркирующее значение углеродистых силицитов в триасе Сихотэ-Алиня. Изучена глинистая фракция в различных типах силицитов и ассоциирующихся с ними породах. Выявлены геохимические аномалии (Ва, V, Zn, Си, Ni, Pb и др.) и благородно-метальная минерализация в породах «фтанитовой» пачки. Рассчитаны абсолютные массы накопления аутигенного кремнезема в триасовых и позднеюрских кремневых толщах Сихотэ-Алиня. Получены новые данные по минеральному и химическому составу кремнистых илов Охотского и Филиппинского морей и рассчитаны абсолютные массы кремненакопления. Впервые проведено сравнение химических составов мезозойских кремневых толщ с составами пород, моделируемыми от составов современных кремнистых илов. Сравнение составов отложений и параметров кремненакопления в современных и древних бассейнах позволило заключить, что основными причинами отличий мезозойских и кайнозойских силицитов восточноазиатских окраинных бассейнов были различия ландшафтов сопредельной суши, предопределявших структуру речного стока.

Теоретическое и практическое значение. Результаты исследований вошли в учебные пособия для студентов геологических специальностей: «Литология» т. 1, автор В.Т. Фролов, 1992; в геологические отчеты и рекомендательные записки в организациии «Приморгеология» и «Дальгеология» Министерства природных ресурсов. Они учтены при создании комплекта «Государственной геологической карты масштаба 1:1000000 третьего поколения (2006 г). Установленные в районах Сихотэ-Алиня геохимические аномалии и благороднометальная минерализация могут быть использованы при прогнозах и поисках полезных ископаемых.

Международной полевой конференции по биостратиграфии и тектонике в перми и триасе» (Владивосток, 1992), 3-м международ, симпозиуме «Закономерности строения и эволюции геосфер» (г. Хабаровск-Владивосток, 1996), 15-м международ. седиментологическом конгрессе (Аликантэ, Испания, 1998 г), междунар. съезде геологов-th рудников: «The 8 Biennial SGA Meeting» (Beijing, China, 18-21 August 2005), симпозиуме «Наногеохимия золота» (г. Владивосток, апрель 2008 г.), 4-м (г. Москва, 6-9 ноября 2006 г.) и 5-м (г. Екатеринбург, 14-16 октября 2008 г.) Всероссийских л отологических совещаниях.

Благодарности и финансовая поддержка. Большой объем полевых работ автор совершил совместно с М.А. Михайловым, Е.В. Михайликом, И.В. Китаевым и В.А. Михайловым. Определения микрофауны выполнены Г.И. Бурий (конодонты), B.C. Руденко, И.В. Кемкиным, O.JI. Смирновой (радиолярии). Большинство пород и минералов проанализировано в аналитических лабораториях ДВГИ (аналитики В.Н. Каминская, С.П. Славкина, O.A. Киселева, И.В. Китаев, A.A. Карабцов, И.И. Никитенко, H.A. Евдокимова, Н.В. Груда, H.H. Баринов, Г.А. Юдина, Н.Ю. Цейтлин, В.И. Киселев, Ж.А. Щека, В.Ф. Занина, Т.И. Веливецкая, В.М. Авченко; группа сотрудников лаборатории «анализа благородных металлов» под руководством В.В. Иванова). Руководители морских экспедиций ДВГИ и ТОЙ ДВО РАН С.А. Щека, Б.И. Васильев и И.Н. Говоров обеспечили возможность участия в трех рейсах НИС «Академик А. Виноградов» и получение геологических материалов по ним. На различных этапах автор пользовался поддержкой и консультациями Н.П. Васильковского, А.И. Ханчука, И.В. Маркевича, С.А. Щеки, В.Б. Курносова, О.В.Чудаева, В.И. Уткина, A.A. Вржосека, В.В. Голозубова. Большое влияние на идейную направленность работы оказал проф. МГУ д.г.м.н. В.Т. Фролов - научный редактор двух монографий, посвященных мезозойским силицитам Сихотэ-Алиня.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Волохин, Юрий Германович

8.3. Выводы

При сравнении миоцен-плиоценовой глинисто-кремневой формации Японского моря и триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня выявляются черты сходства, обусловленные отложением их в окраинно-континентальных бассейнах. Сопоставимы мощности формаций, измеряемые сотнями метров, длительность их накопления (десятки миллионов лет), толщины углеродистых слоев и пачек и содержание в них органического углерода. Глинистая фракция миоценовых силицитов Японского моря, как и триасовых кремневых толщ Сихотэ-Алиня содержит в повышенном количестве каолинит и галлуазит - минералы континентальных кор выветривания, вовсе не типичные для океанических пелагических осадков. Абсолютные массы накопления аутигенного кремнезема в миоцен-четвертичном Японском море и в триасово-юрском сихотэ-алинском бассейне были, фактически, одинаковы. Они были умеренно высокими, сравнимыми с темпами современного биогенного кремненакопления в дальневосточных окраинных морях.

При одинаковых абсолютных массах накопления биогенного кремнезема, триасовая кремневая, формация Сихотэ-Алиня отличается от миоцен-четвертичных отложений Японского моря более высококремнистым составом. Среднее содержание SiOi св. в триасовых толщах Сихотэ-Алиня составляет около 78% [Волохин, 1985]. В среднемиоцен-плиоценовом разрезе (484-105 м) бассейна Ямато, рассчитанное по табл. 47, средневзвешенное на мощность толщ содержание Si02 св. составит 47,9% (моделируемое значение). Несложно подсчитать, что при темпах биогенного кремненакопления, как в среднемиоценово-плиоценовое время, осадки с содержанием SiOa св. таким как в кремневой фации триаса Сихотэ-Алиня, в Японском море могли бы отлагаться при условии снижения поступления терригенного материала в бассейн в 3,6-3,7 раз. Такое снижение достижимо в определенных условиях.

Масса терригенного материала, поступающего в современное Японском море, значительна. Ежегодный вынос взвешенных, влекомых и растворенных веществ реками составляет, соответственно, 38,0; 7,1 и 8,0 млн. т. Основными поставщиками терригенной взвеси являются Японские острова (28 млн. т) и п-ов Корея (6,2 млн. т), остров Сахалин (1,97 млн. т.). Хребет Сихотэ-Алинь и юг Приморья дают 1,85 млн. т взвешенных частиц [Лихт и др., 1983]. Отношение массы выносимых реками взвешенных частиц к растворенным веществам составляет 38: 8 = 4,75, т.е. примерно такое, как в речном стоке среднегорных областей умеренно теплой, субтропической и тропической зон (табл.49).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Регионально-геологические исследования в дальневосточных складчатых областях <1 последние десятилетия иллюстрируют революционные изменения в понимании геологического строения территорий и их истории развития. Эти изменения вызваны как появлением серии более детальных карт масштаба 1:500000, большого объема новых фактических данных по структурам, стратиграфии, возрасту отложений, литологии и органическим остаткам, так и дедуктивным приложением новых идей тектоники литосферных плит к интерпретации региональных геологических данных. Кремневым толщам в этих интерпретациях отводится ведущая роль как индикатору океанических обстановок, существовавших в момент их накопления, и как доказательству значительных масштабов перемещения океанических плит. Обычно признанием этих двух положений и ограничивается геологическое значение силицитов, поскольку дальность и направление перемещения плит трудно определимы и слабо аргументированы. Свидетельством океанической природы силицитов складчатых областей считаются высокие содержания в них аутогенного (первично биогенного) кремнезема и малые скорости накопления толщ.

В данной работе, на основе стратиграфического и литологического изучения кремневых и карбонатных толщ, корреляции разрезов, построена модель триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня. Уточнены мощности, определен возраст выделяемых пачек и толщ, выявлены маркирующие слои, охарактеризованы литотипы пород, слагающих формацию, дана их генетическая интерпретация. Показано самостоятельное значение средне?-позднеюрской терригенно-кремнистой (вулканогенно-терригенно-кремнистой?) формации. Проведено сравнение параметров кремненакопления в триасово-юрском сихотэ-алинском море и современных окраинных морях: Охотском, Японском и Филиппинском. Расчеты показывают, что современные илы пелагической части Охотского моря, после диагенетических и катагенетических преобразований, превратятся в породы близкие по химическому составу к оленекско-анизийским слоям триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня и позднеюрским кремневым толщам южного Сихотэ-Алиня. Триасовые и юрские силициты Сихотэ-Алиня существенно контаминированы сиалическим континентальным материалом, однако, позднеюрские силициты содержат также и продукты вулканической деятельности предшествовавшей кремненакоплению. Содержания аутогенного кремнезема в нижних, оленекско-среднеанизийских горизонтах триасовой формации, и в позднеюрских кремневых толщах южного Сихотэ-Алиня были близки к его содержанию в пелагических илах Охотского моря.

Рис. 82. Циклы эвстазии и кремненакопление в Японском и Сихотэ-Алинском море

Японское море

С[ о О. <и С Плейст Эпоха Век Кремненакопление Карбона-тонакоп-ление Вулканизм Климат Уровень окег (Ная е1 а!., 1 200 100 Он, 1 , 1 на ¡7)

Плиоцен Поздн. Ранняя Пласензианский Занглианский | \ Ч I

Миоцен Поздняя Мессинский Тортонский С

Средняя Серравалийский

Лангианский

Ранняя Бурдигальский Аквитанский

1 Ь 1 [ | V V V 1 1 V V V Холод / Сах. ' § 1

Олиго-цен Поздняя Чатский

Сихотэ-Алинский бассейн

Период

Эпоха

Век

Кремненакопление

Карбонатонакопление

Вулканизм

Климат окраины бассейне

Уровень океана (Ная е! а1., 1987)

200 100 Ом

Мело-аой о о.

5 -О ш о о го ^ о.

К,

Пермский

Берриасский

Титонский

Киммериджский

Оксфордский

Келловейский

Батский

Байосский

Ааленский

Тоарский

Плинсбах Л

Синемюрский

Геттангский

Рэтский

Норийский

Карнийский

Ладинский

Анизийский

Т,

Оленекский

Индский

Чангсинский

Учапинский

1 !

I. L и и 1 и 1 1

Изменения климата в триасе и юре [Захаров и др., 2008] и миоцене [Цой, Шастина,1999]

И Теплый

Тропическо-субтропический

Умеренный

Субтропический

Промежуточный между умеренно-теплым и субтропическим умеренный холодный Сах. - палеотемпературная кривая кайнозоя Сахалина [Гладенков, 2001]

В работе установлено, что темпы кремненакопления в триасовом и позднеюрском сихотэ-алинском бассейнах были умеренно-высокими, фактически, равными абсолютным массам биогенного кремненакопления в восточно-азиатских окраинных морях в голоцене, среднем и позднем миоцене и в раннем плиоцене. Поэтому, более высокие содержания БЮг св. в ладинско-верхнетриасовых кремневых толщах Сихотэ-Алиня обязаны снижению (от 2,1 до 5 раз) темпов поступления терригенной взвеси в сихотэ-алинский бассейн, что могло произойти вследствие выравнивания сопредельной суши и изменения ландшафтов водосборных площадей. Быстрому выравниванию рельефа суши после герцинского орогенеза способствовали рифтогенез и режим растяжения земной коры на водосборных площадях. Накопление кремневых формаций совпало с периодом глобального повышения уровня моря, во время которого происходило затопление шельфов, также способствовавшее значительному снижению стока терригенного материала в бассейн (рис. 82).

В сихотэ-алинском триасовом и юрском бассейнах, миоцен-четвертичном Японском море и современном Охотском море в кремненакоплении принимали участие планктонные организмы, при незначительной роли бентосных (кремневых губок). Скорости кремненакопления определялись количеством поступавших в верхнюю водную толщу питательных веществ и, в меньшей степени, зависели от типа организмов, извлекающих кремнезем. Распределение кремнистых илов на дне зависело от биопродуктивности поверхностных вод и топографии дна бассейнов — факторов, контролирующих накопление и сохранение осадков.

Нотификация кремневых илов занимает длительный промежуток времени, что важно учитывать при определении возрастов магматических пород, залегающих в силицитах, и при корреляции эпох магматизма и кремненакопления. Приведенные в работе сравнительные данные о физических свойствах кремнистых (и других) илов и литифицированных пород, прошедших катагенетические изменения приводят к выводу, что степень уплотнения осадка и сокращение толщины слоев зависят от состава отложений и содержания в них количества биогенного опала. В образующихся из илов песчаниках, алевролитах, аргиллитах, глинистых кремнях и кремнях, сокращение мощности слоев прогрессивно возрастает от 1,5-1,8 раз до 10-12 раз, соответственно. Это зависящее от состава осадка различное уплотнение слоев может по-разному изменить первичную ориентировку минералов-ферромагнетиков, особенно частиц с удлиненным габитусом и плоской формы, таких как гематит и пирротин, что обычно не учитывается при интерпретации палеомагнитных данных. Второй момент, на который указывают результаты глубоководного бурения в Японском море (глава 8), это то, что диагенетические процессы повлияли на магнитные свойства пробуренных осадков больше, чем процессы седиментации [Тата1а е1 а1.,1990, С. 22].

В современных окраинно-континентальных бассейнах котловинного типа, на склонах и у их подножий широко развиты молодые подводные оползни, параметры которых (толщина тел, стратиграфический диапазон отложений) сравнимы с покровными пластинами и микститами олнстостром мезозоя Сихотэ-Алиня. В Сихотэ-Алинской, и других складчатых областях Дальнего Востока образование покровов, часто без серьезных оснований, связывается с тектоническим расслоением в процессах субдукции и формирования аккреционных призм. Наряду с приписываемой кремням роли пород-индикаторов океанических пелагических обстановок седиментации, «тектонические» покровы играют важную роль доказательства крупномасштабного перемещения плит. Исследования в современных окраинных морях выявили не деформированные складчатостью и не захороненные под молодыми осадками оползневые покровы, позволили определить направление их движения и дистанцию перемещения, что трудно сделать в плохо обнаженных и сложно дислоцированных комплексах дальневосточных областей. Современные покровы, связанные с подводными оползнями - это явление распространенное во всех современных окраинных морях котловинного типа. Поиски фундаментальных различий и дискриминация подводно-оползневых от тектонических покровов является насущной, хотя и трудно решаемой задачей при картировании в складчатых областях.

Кардинальное изменение фаунистических комплексов и микрофлоры в Охотском и Японском морях, связанное с климатическими изменениями и неоднократно происходившее в дальневосточных окраинных морях в плиоцен-четвертичный период, показывает, что биологические (палеоклиматические) индикаторы не всегда можно связывать с движением плит и использовать для оценки масштаба их перемещений.

Практическое значение для геологического картирования, структурных исследований и поисковых работ имеет проведенная автором, вместе с группой литологов и палеонтологов расшифровка фациального и циклического строения мезозойских кремневых формаций Сихотэ-Алиня, позволяющая распознавать и различать их, а также уточнение возрастов слагающих их пород. Минералогические данные и выявленные в углеродистых силицитах триаса Сихотэ-Алиня геохимические аномалии и благороднометальная минерализация могут использоваться при геологических прогнозах и поисках полезных ископаемых.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Волохин, Юрий Германович, Владивосток

1. Аникеева Л.И., Ермаков Б.В. Некоторые особенности химизма пород вулканогенно-кремнистых формаций//Вулканогенно-осадочный литогенез. Южно-Сахалинск, 1974. С. 15-16.

2. Анойкин В.И., Кириллова Г.Л., Эйхвальд Л.П. Новые представления о составе, строении и возрасте нижнеамурского фрагмента позднеюрско-раннемеловой аккреционной призмы (Дальний Восток) // Тихоокеанская геология, 2007. Т. 26. № 6. С. 60-77.

3. Архангельский А.Д. К вопросу о происхождении некоторых осадочных кремнистых пород СССР // Академику В.И. Вернадскому к 50-летию научной и педагогической деятельности. М. Изд-во АН СССР, 1936. Т. 2. С. 863-873.

4. Астахов A.C., Вагина Н.К., Горбаренко A.C., Демиденко Е.П. и др. Скорости голоценового осадконакопления в Охотском море // Тихоокеанская геология. 1988. № 4. С. 3-14.

5. Астахов A.C. Позднечетвертичное осадконакопление на шельфе Охотского моря. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. 140 с.

6. Астахов A.C. Физико-механические свойства и абсолютные массы голоценовых отложений Охотского моря//Тихоокеанская геология. 1991. N 2. С. 50-55.

7. Астахов A.C., Горбаренко С.А. Позднечетвертичные климатические изменения и геохимия терригенного осадконакопления в Охотоморском регионе // Тих. Геол., 1997. т.16. № 1. С. 73-82.

8. Астахов A.C., Ващенкова Н.Г., Можеровский A.B., Бычков A.C., Вонг Чи Ши, Волкова Т.И. Сезонные вариации потоков литогенного и биогенного кремнистого вещества в северо-западной части Тихого океана // Биология моря. 1999. Т.25. № 6. С.451-457.

9. Астахов A.C. Литохимия осадков материковой окраины востока Азии. Владивосток: Дальнаука, 2001. 239 с.

10. Астахов A.C., Горбаренко С.А., Ващенкова Н.Г., Волохин Ю.Г. Распределение и скорости накопления марганца в донных осадках Охотского моря. / Тих. Геол. 2000. Т. 19. № 5. С. 47-60.

11. Астахов A.C., Астахова Н.В., Саттарова В.В., Свининников А.И. и др. Осадконакопление и рудогенез во впадине Дерюгина (Охотское море). Владивосток: Дальнаука, 2008. 289 с.

12. Астахова Н.В. Геохимические особенности осадков впадины Дерюгина (Охотское море) // Тихоок. геология. 2000. Т. 19, №2. С. 87-93.

13. Астахова Н.В., Мельниченко Ю.И. Минерагения и флюидосфера окраинных морей востока Азии //Вопросы геоморфологии и тектоники Западной Пацифики. Владивосток: «Дальнаука», 2003. С.5-15.

14. Атлас породообразующих организмов (известковых и кремневых). Сост. В.П.Маслов. М.: Наука, 1973. 267 с.

15. Афанасьева И.М. Особенности мезокайнозойского кремненакопления в Карпатской геосинклинали // Осадочные породы и руды. (Мат. научн. сов. Киев, 1978). Киев: Наук, думка,1980. С. 183-190

16. Афанасьева М.С. Амон Э.О., Болтовской Д. Экология и биостратиграфия радиолярий: новый взгляд на проблему. Часть I. Экология и тафономия // Литосфера, 2005а. № 3. С. 31-56.

17. Бараш М.С., Бубенщикова Н.В., Казарина Г.Х., Хусид Т.А. О палеоокеанологии центральной части Охотского моря в течение последних 200 тыс. лет (по микропалеонтологическим данным) // Океанология, 2001. Т. 41. № 5. С. 755-767.

18. Баскина В.А., Томсон И.Н., Аракелянц М.М. Раннемеловые щелочные базиты и углеродистые метасоматиты Приморья // ДАН. 2004. Т. 398. № 5. С. 652-655.

19. Басов И.А. Стратиграфические перерывы в осадочном чехле северо-западной Пацифики и их связь с геологическими событиями // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: Изд-во ДВО АН СССР, 1989. С. 91-96.

20. Безверхний В.Л., Берсенев В.П. О тектоническом районировании дна Охотского моря //Геология-Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: Изд-во ДВО АН СССР, 1989. С.35-52.

21. Безносов В.Н. Крупномасштабные нарушения гидрологической структуры океана, биотические кризисы и их фиксация в геологической летописи // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. Т.8. № 3. С.3-13.

22. Безруков П.Л. Донные отложения Охотского моря // В кн.: Геологические исследования в дальневосточных морях. Тр. ИОАН АН СССР. 1960. Т. 32. С. 15-95.

23. Безруков П.Л., Лисицын А.П. Классификация осадков современных морских водоемов // Тр. Ин-та Океанологии АН СССР. 1960. Т. 32. С. 3-14.

24. Безруков П.Л. Распространение на дне океанов выходов древних отложений и твердых пород // Тихий океан. Кн. 1 .Осадкообразование в Тихом океане, 1970. С. 145-156.

25. Безруков П.Л., Петелин В.П., Алексина И.А. Типы осадков, их распространение и состав // Тихий океан. Кн. 1. Осадкообразование в Тихом океане. М.: Наука. 1970. С. 170-236.

26. Беклемишев К.В. Биогеографическое деление пелагиали // Тихий океан (Гл. ред. В.Г.Корт). Т.7. Биология Тихого океана. Кн.1. Планктон. Глава 4. М.: Наука, 1967. С. 154-175.

27. Беллами Л. Инфракрасные спектры сложных молекул. М.: Изд-во ИЛ, 1963. 590 с.

28. Богданов H.A., Хаин В.Е. Основные этапы эволюции земной коры Филиппинского моря // В кн.: Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980. С. 243-250.

29. Богоров В.Г. Общие закономерности распределения планктона океана // Планктон океана. М.: Наука, 1974.

30. Брагин Н.Ю., Олейник Л.М., Парняков В.П. Стратиграфия и строение опорного разреза горбушинской свиты мезозоя Приморья // Изв. АН СССР. Сер.геол. 1988. № 2. С. 23-34.

31. Брагин Н.Ю. Радиолярии и нижнемезозойские толщи Востока СССР. М.: Наука, 1991. 125 с.

32. Брагин Н.Ю. Стратиграфия юрско-нижнемеловых кремнисто-терригенных отложений Приморья (Горбушинская свита) // Стратиграфия. Геологич. корреляция. 1993. Т.1. № 2. С. 93-99.

33. Брагин Н.Ю. Проявление пермо-триасового кризиса биосферы в глубоководных отложениях Палеопацифики // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000а. Т.8, № 3. С. 25-36.

34. Брагин Н.Ю. Радиоляриевые зоны триаса Дальнего Востока России // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 20006, Т.8, № 6. С. 59- 73.

35. Бретштейн Ю.С., Климова A.B. Палеомагнетизм главных тектонических единиц юга Дальнего Востока // Геодинамика, магматизм и металлогения востока России. Кн. 1. Владивосток: Дальнаука, 2006. С. 206-225.

36. Брудницкая Е.П., Дымович В.А., Испалинов В.А. и др. Новые данные по стратиграфии мезозойских отложений северного Сихотэ-Алиня // Стратиграфия Дальнего Востока. (Тез. докл. 3-го Дальневосточного стратигр. сов.). Владивосток, 1978. С. 115-116.

37. Бруевич С. В. К геохимии кремния в море // Изв. АН СССР. Сер. Геол., 1953, № 4. С. 67-79.

38. Бураго А.И., Бурий И.В., Берсенев И.И. Триасовая система // Геология СССР. Т. 32. Приморский край. М.:Недра, 1969. С. 197-228.

39. Бурий Г.И. Нижнетриасовые конодонты Южного Приморья. М.:Наука, 1979. 43 с.

40. Бурий Г.И. Первые находки триасовых конодонтов в кремнистых отложениях Дальнегорского района // Новое в геологии Дальнегорского рудного района. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1984. С. 176-178.

41. Бурий Г.И. Триасовые конодонты в кремнистых толщах Сихотэ-Алиня // Тихоокеанская геология. 1985. № 2. С. 100-104.

42. Бурий Г.И. Конодонты и стратиграфия триаса Сихотэ-Алиня. Владивосток: ДВО АН СССР. 1989. 136 с.

43. Бурий Г.И., Филиппов А.Н. Скрытые перерывы в триасовой кремневой толще Сихотэ-Алиня //Известия АН СССР. Сер. геол. 1991. С. 136-139.

44. Бурий И.В., Жарникова Н.К. Флороносные слои ладинского яруса среднего триаса южного Приморья // Бюл.МОИП. Отд.геол. 1980. Т.55 Вып. 3. С. 45-53.

45. Бурий И.В., Жарникова Н.К. Возраст карбонатных толщ тетюхинской свиты Дальнегорского района (Приморье) // Сов.геология. 1981. № 3. С. 75-80.

46. Бурий И.В., Жарникова Н.К., Ильина Т.Г., Мельникова Г.К. Триасовые кораллы Дальнегорского района в Южном Приморье // Докл. АН СССР. 1987. Т.292. № 32. С. 678-680.

47. Бычков A.C., Павлова Г.Ю. Определение батиметрических уровней карбонатонакопления в океане // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: Изд-во ДВО АН СССР, 1989. С. 172-179.

48. Вассоевич Н.Б. Основные закономерности, характеризующие органическое вещество современных и ископаемых осадков // Природа органического вещества современных и ископаемых осадков. М.: Наука, 1973. С. 11-59.

49. Виноградов М.Е., Лисицын А.П. Глобальные закономерности распределения жизни в океане и их определение в составе донных осадков. Закономерности распределения планктона и бентоса в океане // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1981. № 3. С. 5-25.

50. Вишневская B.C. Радиоляриты как аналоги современных радиоляриевых илов. М.: Наука, 1984. 120 с.

51. Вишневская B.C., Филатова Н.И. Радиоляриевая биостратиграфия мезозоя северо-востока России//Тихоокеанская геология. 1996. Т. 15. № 1. С. 16-43.

52. Виноградов М.Е., Лисицын А.П. Глобальные закономерности распределения жизни в океане и их определение в составе донных осадков. Закономерности распределения планктона и бентоса в океане // Изв. АН СССР. Сер.геол. 1981. № 3. С. 5-25.

53. Власов Г.М. Проблема террейнов и общая оценка крайнего мобилизма // Тихоок. геология, 1996. Т. 15. №4. С. 109-116.

54. Власов Г.М. Современное состояние и перспективы развития геотектоники // Тихоок. геология. 1999: Т. 18. №4. С. 116-124.

55. Волохин Ю.Г, Михайлов М.А. Источники кремнезема кремнистых пород восточной части Монголо-Охотской складчатой области // Геохимия и петрохимия осадочных комплексов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 21-42.

56. Волохин Ю.Г. Глинистые минералы геосинклинальных кремнистых пород палеозоя и мезозоя юга Дальнего Востока // Геохимия и петрохимия осадочных комплексов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1980. С. 76-99.

57. Волохин Ю.Г., Маркевич П.В., Михайлов М.А., Киреева Е.А., Афанасьева В.М. Химический состав осадочного слоя земной коры юга Дальнего Востока // Геохимия платформенных и геосинклинальных осадочных пород и руд. М.: «Наука», 1983. С. 79-88.

58. Волохин Ю.Г. Кремневые породы Сихотэ-Алиня и проблема происхождения геосинклинальных кремневых толщ. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. 208 с.

59. Волохин Ю.Г., Бурий Г.И., Филиппов А.Н., Михайлик Е.В. Карбонатно-кремневая фация в геосинклинальном триасе Сихотэ-Алиня // Геосинклинальные осадочно-вулканогенные формации советского Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР. 1987. С. 70-91.

60. Волохин Ю.Г. Геохимические критерии при корреляции кремневых толщ и палеогеографических реконструкциях// Литол. и полезн. ископ. 1988. № 3. С. 64- 81.

61. Волохин Ю.Г., Худоложкин В.О., Астахов A.C., Карабцов A.A. Влияние подводного рельефа на минеральный состав четвертичных глин./ Геология разломов и локальных впадин дна Филиппинского моря. Владивосток: ДВО РАН, 1989а. С. 70-91.

62. Волохин Ю.Г., Бурий Г.И., Михайлик Е.В., Руденко B.C. Мезозойские кремневые комплексы Сихотэ-Алиня // Геология окраин Азии. Т.1. Геология. М.: Наука, 19896. С. 95-106.

63. Волохин Ю.Г., Бурий Г.И., Руденко B.C., Филиппов А.Н. Триасовая формация Южного Сихотэ-Алиня // Известия АН СССР. Сер. геол. 1990. № 4. С. 45-57.

64. Волохин Ю.Г., Мельников М.Е., Школьник Э.Л., Васильев Б.И., Говоров И.Н. и др., Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность. М.: «Наука», 1995. 368 с.

65. Волохин Ю.Г., Михайлик Е.В., Бурий Г.И. Триасовая формация в бассейне реки Хор (Центральный Сихотэ-Алинь) // Стратиграфия. Геологич. корреляция. 1999. Т.7. № 5. С. 100-110.

66. Волохин Ю.Г., Михайлик Е.В., Бурий Г.И. Триасовая кремневая формация в бассейне р.Анюй (Сихотэ-Алинь) // Тихоок. геология. 2000. Т. 19. № 3. С. 18-29.

67. Волохин Ю.Г., Михайлик Е.В., Бурий Г.И. Триасовая кремневая формация Сихотэ-Алиня. Владивосток: изд-во «Дальнаука», 2003. 252 с.

68. Волохин Ю.Г., Астахов A.C., Ващенкова Н.Г. Голоценовое кремненакопление в Охотском море // Литология и полезные ископаемые, 2004, № 3. С. 304-326.

69. Волохин Ю.Г., Иванов В.В. Геохимия и металлоносность углеродистых силицитов триаса Сихотэ-Алиня //Литология и полезн. ископ. 2007, № 4. С. 406-425.

70. Волохин Ю.Г., Кемкин И.В. Смирнова О.Л., Михайлик Е.В. Средне-позднеюрская кремневая формация Сихотэ-Алиня //В кн.: Триас и юра Сихотэ-Алиня. Кн.2: Вулканогенно-осадочный комплекс, палеобиогеография. Владивосток: Дальнаука, 2008. С. 62-124.

71. Волохин Ю.Г., Карабцов A.A. Благородные металлы в углеродистых кремнях триаса Сихотэ-Алиня // ДАН, 2009. Т. 426, № 1. С. 84-89.

72. Воронова В.А. Литолого-геохимическая характеристика отложений впадины Дерюгина (Охотское море)./ Геодинамика тектоносферы зоны сочленения Тихого океана с Евразией. 1997. Т. 4, с. 119-129.

73. Вржосек A.A., Щека С.А. Сихотэ-Алинская зона // В кн.: Вулканические пояса Вулканические пояса Востока Азии. М.: Наука, 1984. С. 87-95.

74. Врублевский A.A. Тектоническое районирование Сихотэ-Алинской складчатой системы. Тихоок. геология. 1987. № 3. С. 3-12.

75. Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность // Под редакцией И.Н. Говорова и Г.Н. Батурина. (Авторы: Ю.Г. Волохин, М.Е. Мельников, Э.Л. Школьник, Б. И. Васильев, И.Н. Говоров и др.). М.: Наука, 1995. 368 с.

76. Галимов Э.М. Геохимия стабильных изотопов углерода. М.: Недра,1968. 169 с.

77. Галимов Э.М. Изотопы углерода в нефтегазовой геологии. М.: Недра, 1973. 384 с.

78. Галимов Э.М., Кодина Л.А. Исследование органического вещества и газов в осадочных толщах Мирового океана. М.: Наука, 1982. 228 с.

79. Геология дна Филиппинского моря // Под ред.А.В.Пейве. М.: «Наука», 1980. 261 с.

80. Геология СССР. Приморский край. Т. 32,4.1. М.: Недра, 1969. 690 с.

81. Геология СССР. Хабаровский край. Т. 19, 4.1. Хабаровский край. М.: Недра, 1966. 732 с.

82. Гладенков Ю.Б. Кайнозой Сахалина современные стратиграфические схемы и корреляция геологических событий // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2001. Т. 9. № 2. С. 77-91.

83. Гнибиденко Г.С., Хведчук И.И. Основные черты тектоники Охотского моря // Геологическое строение Охотоморского региона. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 3-25.

84. Говоров И.Н., Михайлов М.А., Волохин Ю.Г., Китаев И.В., Усенко В.П. Шашкин К.С. Геохимические особенности осадков рифтовых зон // Геохимия платформенных и геосинклинальных осадочных пород и руд. М.: «Наука», 1983. С. 145 — 158!

85. Голозубов В.В., Мельников Н.Г. Тектоника геосинклинальных комплексов Южного Сихотэ-Алиня. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. 125 с.

86. Голозубов В.В., Ханчук А.И., Кемкин И.В., Панченко И.В., Симаненко В.П. Таухинский и журавлевский террейны (Южный Сихотэ-Алинь) /Препринт. Владивосток: ДВО РАН, 1992. 82 с.

87. Голозубов В.В., Ханчук А.И. Таухинский и журавлевский террейны (Южный Сихотэ-Алинь //Тихоок. геология. 1995. Т. 14. № 2. С. 13-25.

88. Голозубов В.В. Тектоника юрских и нижнемеловых комплексов северо-восточного обрамления Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 2006. 239 с.

89. Голозубов В.В., Ханчук, А.И;, Кемкин И.В. и др. Сихотэ-Алинь-Северо-Сахалинский орогенный пояс // Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России. Кн. 1. Владивосток: Дальнаука, 2006. С. 161-201.

90. Голубовский В.А., Голубовская Т.Н. Горизонт кремней в среднем карбоне на западе Центрального Казахстана: происхождение и общее значение для теории седиментогенеза // Литол. и полезн. ископаемые, 1979, № 6. С. 36-45.

91. Горбаренко С.А., Ковалюх H.H., Одинокова Л.Ю., Рыбаков В.Ф., Токарчук Т.Н., Шаповалов В.В. Верхнечетвертичные осадки Охотского моря и реконструкция палеоокеанологических условий//Тихоокеан. геология. 1988а. №. 2. С. 25-34.

92. Горбаренко С.А. Стратиграфия верхнечетвертичных осадков центральной части Охотского моря и его палеоокеанология по данным 5180 и других методов// Океанология. 1991. Т. 31. Вып. 6. С. 1036-1042.

93. Горбаренко С.А., Деркачев А.Н., Астахов A.C., Саутон Дж.Р., Нюрнберг Д., Шаповалов-Чупрынин В.В. Литостратиграфия и тефрохронология верхнечетвертичных осадков Охотского моря // Тихоок. геология. 2000. Т. 19. № 2. С. 58-72.

94. Горецкий Ю.К. Кремневые отложения озер вулканического ландшафта Армении // Тр. ВНИИМС. М.: Недра, 1945. Вып. 177. С. 44-71.

95. Государственная геологическая карта масштаба 1: 1000 000 площади листа L-52 (Пограничный), L-53 (оз. Ханка), К-52 (Владивосток), К-53 (Находка). Кн. 1. Текст отчета. Владивосток: ФГУГП «Приморская ПСЭ», 2006. 46 с.

96. Грецкая Е.В. Литодинамические типы осадков Южно-Охотской котловины // Геодинамика тектоносферы зоны сочленения Тихого океана с Евраазией (в 8 томах). T.IV. Южно-Сахалинск: Изд-во ИМГиГ, 1997. С. 143-152.

97. Гречин В.И. Миоценовые отложения Западной Камчатки. М.: Наука, 1976. 138 с.

98. Гречин В.И. Кремненакопление // Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм: Сравнительная характеристика (Тр. ГИН АН СССР; вып. 396). М.: Наука, 1984. С. 102-119.

99. Гречин В.И. Кремнистые осадки и породы северной части Тихого океана и его обрамления // Очерки по геологии Северо-Западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса. М.: Наука, 1987. С. 74-109.

100. Гурвич Е.Г. Металлоносные осадки Мирового океана. М.: Научный Мир, 1998. 340 с.

101. Гурулев Ю.Т., Пальгуева М.Ф. Новые данные о юрских отложениях Тетюхинского района // Информ. Сборник 111 У. Владивосток: Дальневост. кн. из-во. 1964. № 5. С. 27-29.

102. Дагис A.A., Анойкин В.И., Клец Т.В. Первые находки конодонтов в верхнетриасовых кремнистых толщах Сихотэ-Алиня // Стратиграфия, фауна и флора триаса Сибири. М.: Наука, 1984. С. 22-28.

103. Дагис A.A., Клец Т.В., Шевелев Е.К. Конодонты из кремнистых толщ перми и триаса Центрального Сихотэ-Алиня // Бореальный триас. М.: Наука, 1987. С. 4-20.

104. Дзоценидзе Г.С. Влияние вулканизма на образование осадков. М.: Недра, 1965. 155 с.

105. Дзоценидзе Г.С. Роль вулканизма в образовании осадочных пород и руд. М.:Недра, 1969, 344с.

106. Дистанов У.Г. Классификация песчано-глинисто-кремнистых пород // Литол. и полезн. ископ., 1971. №6. С. 146-151.

107. Дистанов У.К. Геолого-промышленный анализ ресурсов опал-кристобалитовых пород СССР // Осадочные породы и руды. Киев: Наукова Думка, 1980. С. 145-158.

108. Догель В.А., Решетняк В.В. Материалы по радиоляриям северо-западной части Тихого океана // Исследования дальневосточных морей СССР. М., JL: Наука, 1952, вып. 3. С. 5-36.

109. Догель В.А., Решетняк В.В. К фауне радиолярий дальневосточных морей // Тр. проблемных и тематических совещаний. М.: ЗИН АН СССР, 1956, вып. 6. С. 72-76.

110. Евланов Ю.Б. Филиппинское море: геологическое строение, эволюция магматизма и осадконакопления. Владивосток: «Дальнаука», 2000. 92 с.

111. Евтушенко В.М. О формировании кремнистых пород в кембрии восточной части Сибирской платформы // Тр. Сибир. НИИ геол. геофиз. и минер, сырья. Новосибирск, 1978. № 258. С. 45-57.

112. Емельянов Е.М. Аморфный кремнезем в осадках Атлантического океана//ДАН СССРБ 1975. Т. 225. №5. С. 1183-1186.

113. Жамойда А.И. О нижнелейасовых отложениях района дер.Киселевки (Нижнее Приамурье) // Геология и полезные ископаемые Забайкалья и Дальнего Востока: Информ. сборник. № 25. JI. 1960. С. 57-68.

114. Жамойда А.И. Биостратиграфия мезозойских кремнистых толщ Востока СССР. JL: Недра, 1972. 240 с.

115. Жузе А.П. Стратиграфические и палеогеографические исследования в северо-западной части Тихого океана. М.: Наука, 1962. 258 с.

116. Жузе А.П. Кремнистые осадки в современных и древних озерах // Геохимия кремнезема. М.: Наука,1966. С. 301-320.

117. Жузе А.П., Петелин В.П., Удинцев Г.Б. К вопросу о происхождении диатомовых илов с Ethmodiscus rex (Wall.) II ДАН СССР, 1959. Т. 124, № 6. С. 1301-1304.

118. Зайкова Е.В. Кремнистые породы офиолитовых ассоциаций (на примере Мугоджар). М.: Наука, 1991. 134 с.

119. Захарова М.А., Ильев А .Я., Шустов Л.Н. Глинистые минералы в донных осадках южной части Охотского моря // Геология дна дальневост. морей. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1977. С. 67-79.

120. Звонцов B.C., Фрид Н.М. Роль палеозойского геосинклинального вулканизма Центрального Казахстана в вулканогенно-осадочном литогенезе // Вулканогенно-осадочный лито- и рудогенез. Алма-Ата: Наука, 1981. С. 18-25.

121. Зоненшайн JI. П. Глубоководные отложения на континентах // Цитологический справочник. М.: Недра, 1983. С. 426-429.

122. Зырянов В.Н. Топографические вихри в динамике морских течений. М.: ИВП РАН, 1995. 239 с.

123. Зябрев C.B., Попеко Л.И. Полигенные микститы Тонино Анивского полуострова // Тихоокеанская геология. 1987. № 6. С. 62-66.

124. Зябрев C.B., Брагин Н.Ю. О возрасте буюклинской толщи о. Сахалин // Тихоокеанская геология. 1990. № 2. С.104-107.

125. Зябрев C.B. Раннемеловые кремни Киселевско-Маноминского террейна наиболее молодые . океанические отложения в структуре юга континентальной части Дальнего востока России И Тихоокеан. геология. 1994. № 6. С. 74-82.

126. Зябрев C.B. Раннемеловые кремни киселевско-маноминского террейна — наиболее молодые океанические отложения в структуре юга континентальной части Дальнего Востока России // Тихоок. геология. 1994. № 6. С. 74- 82.

127. Зябрев C.B. О биостратиграфии аккреционных комплексов Дальнего Востока (критический обзор нескольких статей) // Тихоокеан. геология, 2009: T. IV. № 3. С. 103-112.

128. Иванов Б.А. Схема стратиграфии, фациального районирования и тектоники Южного Сихотэ-Алиня. Иркутск: Иркут. книж. издательство, 1961. С. 3-47.

129. Иванов Б.А. Выступления в прениях // Геология и металлогения советского сектора Тихоокеанского рудного пояса. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 513- 514.

130. Иванов Б.А. Центральный Сихотэ-Алинекий разлом. Владивосток: Дальневосточное книжное изд-во, 1972. 116 с.

131. Иванов B.C., Бурьянова И.З., Залищак Б.Л., Степанов Г.Н., Стрижкова A.A. Гранитоиды и монцонитоиды рудных районов Приморья. М.: Наука, 1980. 160 с.

132. Иванов B.C., Рубис А.Д. Латеральная зональность и рудная специализация мезозойских гранитоидов и монцонитоидов северо-восточн. окраин Азии. Владивосток: ДВО РАН, 1991, 191 с.

133. Ивлиев П.А. Океанские марганцевые микроконкреции // Автореф. дис. канд. геол.-минер. наук. М.: ИОАН РАН, 1998. 26 с.

134. Игнатова В.Ф., Худяков Г.И. Осадконакопление на современных и древних шельфах в зоне перехода от Евразийского континента к Тихому океану. М.: Наука, 1983. 120 с.

135. ИзохЭ.П., Русс В.В., Кунаев И.В., Наговская Г.И. Интрузивные серии Северного Сихотэ-Алиня и Нижнего Приамурья, их рудоносность и происхождение. М.: Наука, 1967. 384 с.

136. Кадик А.А., Лебедев Е.В., Хитаров Н.И. Вода в магматических расплавах. М.: Наука, 1971. 267с.

137. Казанский Ю.П.,, Казаринов В.П., Резапова Н.М. Развитие идей А.Д. Архангельского о происхождении кремнистых пород //Геол. И геофиз., 1965. № 9. С. 84-99.

138. Казанский Ю.П. Введение в теорию осадконакопления. Новосибирск: Наука. Сиб. отд., 1983. 223 с.

139. Казаринов В.П. Мезозойские и кайнозойские отложения Западной Сибири. Л.: Гостоптехиздат, 1958.322 с.

140. Казаринов В.П. Наши разногласия (ответ на статью Н.М. Страхова) // Литол. и полезн. ископ., 1965. С. 87-96.

141. Казаринов В.П., Казанский Ю.П. Кремнистые породы // Выветривание и литогенез. М.: Недра, 1969. С. 384-400.

142. Казаченко В.Т., Сапин В.И. Минералогия и генезис железомарганцевого оруденения Прибрежной зоны Приморья. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. 246 с.

143. Каледа Г.А. Периодизация геологической истории кремнезема // Вопросы минералогии осадочных образований. Львов: Изд-во львов. Ун-та, 1956. Кн.3/4. С. 277-291.

144. Каледа Г.А. Основные черты эволюции кремнистого осадконакопления // Геохимия кремнезема. М.: Наука, 1966. С. 371-393.

145. Каледа Г.А. Эволюция кремнистого осадконакопления на континентальном блоке // • Происхождение и практическое использование кремнистых пород. М.: Наука, 1987. С. 43-59.

146. Калягин А.Н. О соотношении аллохтонных и автохтонных структур Сихотэ-Алиня // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: Изд-во ДВО АН СССР, 1989. С. 52-59.

147. Кассин Н.Г. Краткий геологический очерк северо-восточного Казахстана // Тр. всес. геол.-разв. объединения В.С.Н.Х. СССР. Вып. 165. М.-Л.: Геол. изд-во Всес. геол.-разв. объед., 1931. 77 с.

148. Кемкин И.В. Мезозойские олистостромовые комплексы Сихотэ-Алиня // Тихоокеанская окраина Азии. Геология. М.: Наука, 1989. С. 133-139.

149. Кемкин И.В., Ханчук А.И. Первые данные о раннемеловом аккреционном комплексе в бас.р.Черная//Тихоок. геология. 1993. № 1. С. 140-143.

150. Кемкин И.В. Тектоностратиграфия междуречья Перекатная — Черная (Южный Сихотэ-Алинь) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1996. Т. 4. № 2. С. 91-101.

151. Кемкин И.В., Голозубов В.В. Первая находка раннеюрских радиолярий в кремневых аллохтонах Самаркинской аккреционной призмы (Южный Сихотэ-Алинь) И Тихоок. геология. 1996. Т.15. № 5. С. 103-109.

152. Кемкин И.В., Руденко B.C. Новые данные о возрасте кремней Самаркинской аккреционной призмы (Южный Сихотэ-Алинь) // Тихоок. геология. 1998. Т. 17. № 4. С.22-31.

153. Кемкин И.В., Кемкина P.A. Юрско раннемеловая биостратиграфия кремнистых и терригенных отложений Дальнегорского рудного района (южный Сихотэ-Алинь) // Тихоок. геология. 1998. Т. 17. № 1. С. 59-75.

154. Кемкин И.В., Каметака М., Кодзима С. Фаунистические свидетельства последовательной аккреции палеоокеанических фрагментов Таухинского террейна // Тихоок. геология. 2001. Т. 20. № 1.С. 72-84.

155. Кемкин И.В., Кемкина P.A. Строение и возраст кремнисто-терригенных отложений нижней структурной единицы таухинского террейна (южный Сихотэ-Алинь) // Тихоокеанская геология, 2004. Т. 23. №5. С. 68-80.

156. Кемкин И.В. Геодинамическая эволюция Сихотэ-Алиня и Япономорского региона в мезозое. М.: Наука, 2006. 258 с.

157. Кемкин И.В. Строение и состав юрско-среднемеловых аккреционных призм // Триас и юра Сихотэ-Алиня. Вулканогенно-осадочный комплекс. Владивосток: Дальнаука, 2008. С. 26-61.

158. Киреева Е.А., Бурилина Л.В., Афанасьева В.М. Основные особенности геологического развития Южного Сихотэ-Алиня в позднем палеозое // Геологические и палеонтологические аспекты развития Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 20-77.

159. Киреева Е.А. Основные особенности органогенных известняков эвгеосинклинальных отложений Южного Сихотэ-Алиня // Вулканогенно-осадочные образования юга Дальнего Востока (литология и геохимия). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1978. С. 18-34.

160. КирееваЕА Рифогенные известняки гкоднего палеаюя как-токазагель тектонических движений в Южном Сихотэ-Алине // Геосинклинальные осадочно-^пканогеннью формации советскою Д альнего Востока. Владивосток: ДВО РАН, 1987. С. 54-69.

161. Кириллова ГЛ, Турбин М.Т. Формации и теккм птка Джащинского звена Монголо-Охотской складчатой облает. М.: Наука, 1975. С. 34-36.

162. Кириллова Г. Л Структура кайнозойских осадочных бассейнов зоны сочленения Восточной Азии с Тихим океаном. Владивосток: Изд-во ДВО РАН, 1992,. 144с.

163. Кипарисова Л.Д. Новая нижнеюрская фауна Приморья. М.: Госгеолиздат,1952. 32 с.

164. Кипарисова Л.Д. Палеонтологическое обоснование стратиграфии триасовых отложений Приморского края. 4.1. Головоногие моллюски//Тр.ВСЕГЕИ. Нов. серия. 1961. Т.48. 278 с.

165. Кипарисова Л.Д. Палеонтологическое обоснование стратиграфии триасовых отложений в Приморском крае.- 4.2. Двустворчатые моллюски. М.: Недра, 1972. 246 с.

166. Клец Т.В. Биостратиграфия и конодонты триаса среднего Сихотэ-Алиня. Новосибирск: Новосиб. гос. ун-т. 1995. 111 с.

167. Колесов Е.В. Палеотектоническая эволюция некоторых структур мезозоид Северо-Восточного региона России // Геодинамика, магматизм и металлогения востока России. Кн. 1. Владивосток: Дальнаука, 2006. С. 225-229.

168. Колтун В.М. Спикулы губок в поверхностном слое осадков морей южной части Индийского океана// Геохимия кремнезема. М.: Наука, 1966. С. 262-283.

169. Конюхов И.И., Соколов Б.А. Парадокс глубоководного диагенеза // ДАН СССР, 1975. Т. 224. № 4-6. С. 914-917.

170. Коржинский Д.С. Избранные труды. Кислотно-основное взаимодействие в минералообразующих системах. М.:Наука, 1994. 223 с.

171. Корнев О.С., Неверов Ю.Л., Остапенко В.Ф., и др. Результаты геологического драгирования в Охотском море на нис «Пегас» (21-й рейс) //Геологическое строение Охотоморского региона. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1982. С.36-51.

172. Корчагина Ю.И., Четверикова О.П. Методы исследования рассеянного органического вещества осадочных пород. М.: Недра, 1976. 229 с.

173. Коссовская А.Г., Шутов В.Д. Фации регионального эпигенеза и метагенеза // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1963. № 7. С. 3-18.

174. Коссовская А.Г., Шутов В.Д. Проблема эпигенеза // Эпигенез и его минеральные индикаторы (Тр.ГИН АН СССР, вып.221). М.: Наука,1971. С.9-34.

175. Косовцова Т.И., Максимов Е.В. Парадоксы хронологии в стадиальности горных ледников // Вестник СпбГУ. Сер.7, 2000, вып.2 (№15). С.101-107.

176. Косыгин Ю.А., Соловьев В.А. Принцип историзма и тектоника // Геол. и геофиз., 1974. № 5. С. 49-57.

177. Красилов В.А., Парняков В.П. Рудоносная тетюхинская свита- олистостромовый комплекс // Докл. АН СССР, 1984. Т.227. № 3. С. 669-671.

178. Краснов Е.В., Преображенский Б.В., Савицкий В.О. Основные этапы развития рифостроящих организмов в геологической истории дальневосточных морей // Палеобиология донных беспозвоночных прибрежных зон морей. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1975. С.175-191.

179. Крейг X. Геохимия и происхождение термальных рассолов Красного моря моря // Современное гидротермальное рудоотложение. М.: МИР, 1974. С. 96-140.

180. Крутикова С.Б. Радиолярии в поверхностном слое осадков северной половины Тихого океана//Тихий океан, 1969. Т.8. Гл.2. С.48-72.

181. Кулиш Л.И., Самойлов В.А. Рудопроявления марганца в бассейне среднего течения р.Анюй (север Сихотэ-Алиня) // Геология Дальнего Востока. Хабаровск, 1972. С. 95-103.

182. Кулиш Л.И., Кулиш Е.А. Метаморфические марганцевые комплексы Дальнего Востока. Хабаровск: Кн. изд-во, 1974. 466 с.

183. Кулиш Л.И. Осадочные и вулканогенно-осадочные марганцеворудные комплексы Дальнего Востока// Осадочные и вулканогенно-осадочные формации Дальнего Востока. Владивосток, 1979. С. 99-114.

184. Курносов В.Б. Глинистые минералы палеогеновых отложений о. Сахалина // Автореф. дис канд.геол.-минер.наук. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1971. 27 с.

185. Курносов В.Б., Нарнов Г.А. Каолинит во фракции <1 мкм в осадках окраинных морей Тихого океана // ДАН СССР, 1975. Т.224. № 2. С. 444-447.

186. Курносов В.Б., Мурдмаа И.О. Глинистые минералы в современных осадках Охотского моря // Океанология. 1978. Т. 18: Вып. 4. С. 671-680.

187. Куцыкович М.А., Дьяконов Ю.С. Простой полуколичественный рентгенографический метод определения глинистых минералов // Литология и полез, ископ. 1971. № 1. С. 147-152.

188. Леликов Е.П. Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого океана. Владивосток: ДВОРАН, 1992.168 с.

189. Левитан М.А. Некоторые особенности постседиментационного преобразования океанических отложений (по данным глубоководного бурения) //Литол. и полезн. ископаем., 1979, № 1. С. 3-18.

190. Левитан М.А. Миоцен-четвертичная история кремненакопления в восточной части экваториальной зоны Тихого океана и проблемы реконструкции палеопродуктивности // Литология и полезн. ископаемые. 2000. № 5. С. 478- 486.

191. Левитан М.А., Лисицын А.П. Электронно-микроскописческое изучение кремней из осадочной толщи центральной части Тихого океана// Океанология, 1976. Т. 16. Вып.6. С. 1029-1033.

192. Левитан М.А., Богданов Ю.А. Эволюция кремненакопления и некоторые аспекты формирования кремневых стяжений //Осадочные породы и руды. Киев: Наукова думка, 1980. С. 159-173.

193. Левитан М.А., Лукша В.Л., Толмачева A.B. История седиментации в северной части Охотского моря II Литология и полез, ископ. 2007. № 3. С.227-246.

194. Левитан М.А., Лукша В.Л., Толмачева A.B. История седиментации в северной части Охотского моря в течение последних 1,1 млн лет// Литол. полезн. ископаемые, 2007, № 3. С. 227-246.

195. Леонов Г.П. Историзм и агауапизм в геологии // Вестник МГУ. 1970. № 3. С.3-14.

196. Линдберг Г.У. Крупные колебания уровня океана в четвертичный период. Биогеографическое обоснование гипотезы. Л.: Наука, Ленингр. отд., 1972. 548 с.

197. Липкина М.И. Глауконитоносные породы подводных вулканических гор Японского моря// Литология и полез, ископаемые. 1980. № 4. С. 44-54.

198. Лисицын А.П. Основные закономерности распределения современных кремнистых осадков и их связь с климатической зональностью // Геохимия кремнезема. М.: Наука, 1966а. С. 90-191.

199. Лисицын А.П. Распределение кремнезема в четвертичных осадках в связи с климатической зональностью геологического прошлого // Геохимия кремнезема. М.:Наука, 19666. С. 321-370.

200. Лисицын А.П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М.: Наука, 1966в. 574 с.

201. Лисицын А.П. Аморфный кремнезем в донных осадках. /Тихий океан. Кн.:2. Глава 12. Осадкообразование в Тихом океане. М.: Наука, 1970. С. 5-25.

202. Лисицын А.П. Осадконакопление в океанах. Количественное распределение осадочного материала. М.:Наука, 1974, 438 с.

203. Лисицын А.П. Биогенная седиментация в океанах и зональность // Литол. полезн. ископаемые, 1977. № 1.

204. Лисицын А.П., Емельянов Е.М., Ельцина Г.Н. Геохимия осадков Атлантического океана. М.: Наука, 1977. 256 с.

205. Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации. М.: Наука, 1978, 392 с.

206. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Левитан М.А. и др. История мезо-кайнозойской седиментации в Мировом океане // Геологическая история океана (Геология океана). М.: Наука, 1980. С. 407 427.

207. Лисицын А.П., Виноградов М.С. Глобальные закономерности распределения жизни в океане и их отражение в составе донных осадков // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1982. № 4. С. 5-20.

208. Литология и геохимия осадков Тихого океана (транстихоокеанский профиль // Тр.ГИН АН СССР. Вып. 334. М.: Наука, 1979. 263 с.

209. Лихт Ф.Р., Астахов A.C., Боцул А.И., Деркачев А.Н., Дударев О.В., Марков Ю.Д., Уткин И.В. Структура осадков и фации Японского моря. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. 287 с.

210. Лихт Ф.Р. Осадконакопление' в современных и древних приконтинентальных бассейнах Азии. /Тихоок. геология, 1993. № 4.С.20- 33.

211. Ломтев В.П., Ежов Б.В. Рельеф и структура осадочного чехла северной части Курило-Камчатского желоба // Рельеф и вулканизм Курильской островодужной системы. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С.38-53.

212. Ломтев В.П. Генетические формы рельефа континентального склона Курило-Камчатской дуги // Рельеф и вулканизм Курильской островодужной системы. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 63-73.

213. Ломтев В.Л. Авандельта и фан Хуанхэ в Японском море //Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли (Мат. 5-го Всерос. литол. сов.) Т. 1. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 433-435.

214. Лосив В.М., Доброшевский К.В., Микловда C.B. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейнов рек Малиновки, Малой откосной и Крыловки // Отчет Ариадн, участка Полянской партии. Т.1, книга 1.// Владивосток: Фонды ПГО «Приморгеология», 1990. 301 с.

215. Мазарович А.О. О тектонике южной части Сихотэ-Алиня // Геотектоника. 1981. № 5. С. 84-95.

216. Мазарович А.О. Тектоническое развитие Южного Приморья в палеозое и раннем мезозое. М.: Наука, 1985. 104 с.

217. Максимов Ф.Е., Савельева Л.А. Этапы увлажненности голоцена северо-запада России // Вестник СпбГУ. 2000. Сер.7, вып.2 (№15). с. 108-114.

218. Маркевич П.В., Зябрев C.B., Филиппов А.Н., Малиновский А.И. Восточный фланг киселевско-маноминского террейна: фрагмент островной дуги в аккреционной призме (Северный Сихотэ-Алинь) //Тихоок. геология. 1996. Т. 15. №2. С. 70- 98.

219. Маркевич П.В., Коновалов В.П., Малиновский А.И., Филиппов А.Н. Нижнемеловые отложения Сихотэ-Алиня. Владивосток: Дальнаука, 2000. 282 с.

220. Мартихаева Д.Х. Исследование углеродистого вещества в метаморфических и гидротермальных породах (Сибирская платформа и Прибайкалье) // Автореф. дис. канд.геол.-мин. наук. Иркутск: Ин-т геохимии им. А.П. Виноградова, 2000. 25 с.

221. Мартынюк М.В. О соотношении эффузивного и интрузивного магматизма в мезо-кайнозойской истории Восточно-Сихотэ-Алинского синклинория (в пределах Анюйского блока): Автореф. дис. канд. геол.-минер, наук. Хабаровск, 1972. 24 с.

222. Мартынюк М.В. Объяснительная записка к Государственной геологической карте СССР. Серия Сихотэ-Алинская (Лист M-54-XXV). Масштаб 1:200000 // Ред. Е.Б. Бельтенев. М. 1984. 100 с.

223. Мархинин Е.К. О количестве газовых компонентов в мантийной магме // Вулканизм, гидротермы и глубины Земли. Петропавловск-Камчатский, 1969. С. 65-66.

224. Мачабели Г.А. Кремненакопление и бентониты // Происхождение и практическое использование кремнистых пород. М.: Наука, 1987. С. 176-185.

225. Мелентьева О.Н. Фораминиферы голоценовых отложений впадины Дерюгина // Геолого-геохим. иссл. Охотом. рег-на и его обрамления. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. С.84-90.

226. Мельников Н.Г., Голозубов B.B. Олистостромовые толщи и конседиментационные тектонические покровы в Сихотэ-Алине // Геотектоника. 1980. № 4. С.95-106.

227. Мельниченко Ю.И., Крюкова T.JI. Неоднородности фундамента Охотского моря //Вопросы геоморфологии и тектоники Западной Пацифики. Владивосток: «Дальнаука», 2003. С.101- 108.

228. Мельниченко Ю.И. Морфотектоника морей северо-западной окраины Тихого океана // Дис. Канд геол.-минерал. Наук. Владивосток: ТОЙ ДВО РАН. 2003. 177 с.

229. Металлогения Казахстана. Рудные формации. Месторождения руд хрома, титана, ванадия, силикатного никеля и кобальта, бокситов / Под ред. Абдулина A.A., Каюпова А.К., Ли. В.Г. и др. Алма-Ата: Наука КазССР, 1978. 228 с.

230. Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана (Под ред. акад. В.И.Смирнова) М.: Наука, 1979. 280 с.

231. Мило Ж. Геология глин. Л.: Недра. 1968. 355 с.

232. Михайлик Е.В. Марганценосные яшмы киселевской свиты северного Сихотэ-Алиня // Геосинклинальные осадочно-вулканогенные формации советского Дальнего Востока. Владивосток:ДВО АН СССР. 1987. С. 130-139.

233. Михайлик Е. В., Хершберг Л.Б., Чудаев О.В. О механизме формирования кобальто-марганц. корок на гайотах Магеллановых гор Тихого океана // Вестник ДВО РАН, 2003. № 6. С. 87-93.

234. Михайлов М.А., Волохин Ю.Г. Геохимические особенности углеродистых кремнистых пород Дальнего Востока И Геохимия и петрохимия осадочных комплексов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1980. С. 3-16.

235. Михайлов В.А., Волохин Ю.Г., Парняков В.П., и др. Горбушинская серия Дальнегорского рудного района // Новые данные по стратиграфии Приморского сектора Япономорского региона (препринт). Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1986. С. 28-36.

236. Михайлов В.А., Врублевский A.A., Юшманов Ю.П. Строение и условия становления покровных структур Прибрежной зоны (Приморье) // Тихоок. геология. 1987. № 1. С. 83-91.

237. Михайлов В.А., Волохин Ю.Г., Парняков В.П., Олейник Л.М. О возрасте и объеме горбушинской серии Прибрежной зоны Сихоте-Алинской складчатой области // Тихоок. геология. 1989. №4. С. 70-77.

238. Михайлов В.А. Корреляция тектоно-стратиграфических комплексов юго-восточного Сихотэ-Алиня // Стратигр. Геологическая корреляция. 1997. № 4. С. 85-94.

239. Муравьев В.И. Минеральные парагенезисы глауконитово-кремнистых формаций. М.: Наука, 1983.207 с.

240. Муравьев В.И. Вопросы абиогенного осадочного кремненакопления // Происхождение и практическое использование кремнистых пород. М.: Наука, 1987. С. 86-96.

241. Мурдмаа И.О., Демиденко Е.Л., Курносов В.Б., Фаустов С.С. О составе и скоростях накопления глинистых осадков в Филиппинском море./ Океанология. 1977. Т. 17, № 3. С. 484-489.

242. Мурдмаа И.О., Гречин В.И., Музылев Н.М., Оберхансли Р., Фаустов С.С., Цеховский Ю.Г. Осадки и осадочные породы // Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980. С. 38-105.

243. Назаренко Л.Ф., Бажанов В.А. Геология Приморского края. Часть I. Стратиграфия // Препринт. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 65с.

244. Найдин Д.П., Похиалайнен В.П., Кац Ю.И., Красилов В.А. Меловой период. Палеогеография и палеоокеанология. М.:Наука, 1986, 262с.

245. Натальин Б.А., Зябрев C.B. Строение мезозойских толщ долины р. Амур // Путеводитель геологической экскурсии (Ред. Ч.Б. Борукаев). Хабаровск: ИТиГ ДВО АН СССР. 1989. 48 с.

246. Натальин Б.А. Мезозойская аккреционная и коллизионная тектоника юга Дальнего Востока СССР // Тихоок. геология. 1991. № 5. С. 3-23.

247. Невесский E.H. Некоторые данные о составе глинистых минералов в донных отложениях Охотского моря // Геолог, исслед. в дальневост. морях. Тр. Ин-та Океанологии АН СССР. T. XXII. М.: Изд-во АН СССР, 1957. С. 158-163.

248. Нечаев В.П., Современная геосинклинальная седиментация и вулканизм в Филиппинском море //Геосинклинальный литогенез на границе континент-океан. М.»Наука», 1987. С. 135-167.

249. Нечаев В.П., Михайлик Е.В., Симаненко В.П. и др. Осадочные образования локальных впадин и разломов //Геология разломов и локальных впадин дна Филиппинского моря. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 25-51.

250. Никифорова К.В., Кинд Н.В., Краснов И.И. Хроностратиграфическая шкала четвертичной системы // Четверт. геология и геоморфология: 27 Межд. геолог, конгресс. М., 1984. Т. 3. С. 22-32.

251. Обуэн Ж. Геосинклинали (проблема происхождения и развития). М.: Мир, 1967. 302 с.

252. Органическая геохимия / Под ред. Дж. Эглинтона и М.Т. Дж. Мэрфи Л.: Недра, 1974. 487 с.

253. Олейников A.B., Олейников H.A. Геология кайнозоя среднего Сихотэ-Алиня. Владивосток: Дальнаука, 2005. 261 с.

254. Остроумов З.А. Марганец в донных отложениях Охотского моря // Докл. АН СССР. 1954. Т. 97. № 2. С. 368-379.

255. Панасенко Е.С. Кремнистые Микрофоссилии палеозоя Дальнего Востока и их значение для палеореконструкций // Автор, дис. канд. геол-мин. наук. Владивосток: ДВГИ ДВО РАН, 1999. 28 с.

256. Парняков В.П. Новые данные о строении и возрасте горбушинской свиты // Новое в геологии Дальнегорского рудного района. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1984. С. 71-74.

257. Парфенов Л.М., Ноклеберг У.Дж., Ханчук А.И. Принципы составления и главные подразделения легенды геодинамической карты северной и центральной Азии, юга российского Дальнего Востока, Кореи и Японии // Тихоок. геология. 1998. Т. 17. № 3. С. 3 -13.

258. Пентина Т.Ю. Гуминовые кислоты осадочных пород / Автореф. дис. канд-та геол.-мин. паук. М.: ВНИГНИ, 1973.28 с.

259. Петелин В.П. Минералогия песчано-алевритовых фракций осадков Охотского моря // Тр. Ин-та Океанологии АН СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1957. T. XXII. С. 77-138.

260. Петелин В.П. Гранулометрия и разнос терригенных минералов в Охотском море // Современные осадки морей и океанов. М.: Изд-во АН СССР, 1961. С. 368-379.

261. Петров В.П. Основы учения о древних корах выветривания. М.:Недра,1967. 343 с. Петрова М.А. Об источниках свободного кремнезема в вулканических областях // Тр. Моск. геол.-разв. ин-та, 1958. Т. 32. С. 47-56.

262. Пушкарь B.C., Черепанова М.В. Диатомеи плиоцена и антропогена северной Пацифики. Владивосток: Дальнаука, 2001. 228 с.

263. Рейфман Л.М. Кремнистые породы и вулканизм карпатского олигоцена // Осадочные породы и руды. (Мат. научн. сов., Киев,-1978). Киев: Наук, думка, 1980. С. 191-199.

264. Решения третьего междуведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою Дальнего Востока СССР // Магадан: ДВНЦ АН СССР, 1982, 183 с.

265. Решения 4-го междуведом, per. стратиграф. совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья // Хабаровск: ХГГГП, 1994. 183 с.

266. Родников А.Г., Сергеева H.A., Забаринская Л.П. Глубинное строение впадины Дерюгина (Охотское море) // Тихоок. геология. 2002. Т. 21. № 4. С. 3-8.

267. Романкевич Е.А. Геохимия органического вещества в океане. М.: Наука, 1977. 256 с. Ронов А.Б., Хаин В.Е. Триасовые литологические формации мира// Сов. геологтя, 1961. № 1. С. 27-48.

268. Ронов А.Б., Сеславинский К.Б., Хаин В.Е. Кембрийские литологические формации мира // Сов. геол., 1974. № 12. С. 10-33.

269. Ронов А.Б., Хаин В.Е., Сеславинский К.Б. Ордовикские литологические формации мира// Сов. геол., 1976. № 1. С. 7-27.

270. Руб М.Г. Гранитоиды Приханкайского района и основные черты их металлоносности //Тр. ИГЕМ, вып.ЗЗ. М.: Изд-во АН СССР. 1960. 360 с.

271. Руденко B.C., Панасенко Е.С. Пермские Albaillellaria пантовой толщи Приморья 11 Новые данные по биостр. палеозоя и мезозоя юга Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. С. 181-193.

272. Романкевич Е.А. Геохимия органического вещества в океане. М.: Наука, 1977. 256 с.

273. Рыбалка C.B. Триасовые конодонты из кремнистых пород Приморья // Проблемы биостратиграфии перми и триаса Востока СССР. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. С. 82-87.

274. Савельева O.JI. Ритмичность осадконакопления и следы аноксических событий в меловых (альб-сеноманских) отложениях Восточной Камчатки // Автореф. дис. канд. геол.-минер. наук. М.: Изд-во ООО «Соцветие красою) МГУ. 2009. 25 с.

275. Савченко А.И. Мезозой северного Сихотэ-Алиня и Нижнего Приамурья // Сов. Геология. 1961. № 12. С. 78-95.

276. Свальнов В.Н. Четвертичная седиментация в восточной части Индийского океана. М.: Наука, 1983. 192 с.

277. Свальнов В.Н. Литология и стратиграфия // Железо-марганцевые конкреции центральной части Тихого океана. (Тр. ИОАН АН СССР, т. 122). М.: Наука, 1986. С. 36-67.

278. Свальнов В.Н., Гордеев В.В. Химический состав осадков // Железо-марганцевые конкреции центральной части Тихого океана. М.: Наука, 1986, (Тр.ИОАН АН СССР, т. 122). С. 68-88.

279. Свальнов В.Н. Океанские марганцевые микроконкреции как индикаторы условий седиментации // Тихоок. геология. 2001. Т.20. № 6. С. 57-69.

280. Свальнов В.Н. Микроструктуры и текстуры глубоководных осадков. М.: ГЕОС, 2001. 192 с.

281. Сваричевский A.C. Геоморфология шельфа Курильской Кордильеры // Рельеф и вулканизм Курильской островодужной системы. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 25- 37.

282. Сваричевский A.C., Сваричевская Л.В. Рельеф охотоморского склона южной части Большой Курильской гряды // Рельеф и вулканизм Курильской островодужной системы. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 54- 62.

283. Сваричевский A.C. Новые данные по морфоструктуре котловины Паресе-Вела (Филиппинское море) // Геология дна Тихого океана и зоны перехода к Азиатскому континенту. Владивосток: Изд-во ДВО АН СССР, 1989. С. 191-198.

284. Сваричевский A.C., Белоус О.В. Экзогенный рельеф дна Охотского моря // Проблемы морфотектоники Западно-Тихоок. переходной зоны. Владивосток: «Дальнаука», 2001. С. 69-81.

285. Сваричевский A.C. Рельеф дна Охотского моря // Проблемы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: «Дальнаука», 2001. С. 82- 97.

286. Сваричевский A.C. Рельеф дна Филиппинского моря //Проблемы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: Дальнаука, 2001. С. 49-68.

287. Селиверстов Н.И. Сейсмоакустические исследования переходных зон. М.: Наука, 1987. 113 с.

288. Селиверстов Н.И. Строение дна прикамчатских акваторий и геодинамика зоны сочленений Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг. М.: Научный Мир, 1998. 164 с.

289. Семина Г.И. Глава 2. Фитопланктон // Тихий океан. (Гл. ред. Корт В.Г.). Т. 7. Биология Тихого океана. Кн. 1. Планктон. М.: Наука, 1967. С. 48-89.

290. Сеньковский Ю.Н. Литогенез кремнистых толщ юго-запада СССР. Киев: Наукова Думка, 1977. 127 с.

291. Сей И.И., Калачева Е.Д. Биостратиграфия нижне- и среднеюрских отложений Дальнего Востока. Л.: Недра, 1980. 177 с.

292. Силантьев В.Н., Кондитеров В.Н. К литологической и геохимической характеристике докаменноугольных отложений Центрального Сихотэ-Алиня // Вулканогенно-осадочные образования юга Дальнего Востока (лит. и геохим.). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1978. С. 6-17.

293. Симаненко В.П., Голозубов В.В., Кемкин И.В. Базальты эрдагоуской свиты Приморья и геодинамические условия их формирования// Тихоок. геология. 1999. Т. 18. № 5. С. 82-89.

294. Симаненко В.П., Нечаев В.П. Химический состав осадков Филиппинского моря // Тихоокеанская геология, 1988, №.5. С. 43-52.

295. Синицын В.М. Введение в палеоклиматологию. Л.: «Недра», Лен. отд.,1980. 248 с.

296. Систематика и классификация осадочных пород и их аналогов. Санкт-Петербург: ОАО «Изд-во «Недра»: Санкт-Петербургский филиал, 1998. 351 с.

297. Скляров Е.В. Метаморфизм океанической коры в локальных впадинах котловины Паресе-Вела // Геология разломов и локальных впадин дна Филиппинского моря. Владивосток: изд-во ДВО АН СССР, 1989. С.92-104.

298. Смирнов В.Н. Корреляционные методы при парагенетическом анализе. М.:Недра, 1981. 175 с.

299. Справочник по литологии. М.: Недра, 1983. 510 с.

300. Страхов Н.М. О сравнительно-литологическом направлении и его ближайших задачах // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1945. Т.20, вып.3/4. С. 34-48.

301. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. Т.1. М: Изд-во АН СССР, 1962. 212 с.

302. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. Т.2. М: Изд-во АН СССР, 1960. 574 с.

303. Страхов Н.М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М: Госгеолтехиздат,1963, 530с.

304. Страхов Н.М. О некоторых вопросах геохимии кремнезема // В кн. Геохимия кремнезема. М.: Наука, 1966. С. 5-8.

305. Страхов Н.М. Бурение на дне океанов и его значение для познания послерифейского литогенеза // Литология и полезн. ископаемые, 1971а. № 5. С. 2-21.

306. Страхов Н.М. Развитие литогенетических идей в России и СССР. М.: Наука, 19716. 622 с.

307. Страхов Н.М. Об эксгаляциях на срединно-океанических хребтах как источнике рудных элементов в океанических осадках // Литология и полезные ископаемые. 1974. № 3. С. 20-37.

308. Страхов Н.М. Проблемы геохимии современного океанского литогенеза. М.: Наука, 1976. 299 с.

309. Страхов Н.М. Гидродинамический механизм распределения Сорг., Si02 и СаСОз в океаническом осадкообразовании// Литол. иполезн. ископ. 1978.№ 1. С. 3-31.

310. Страхов Н.М. Геохимия донных осадков // В кн. Химия океана (Геохимия донных осадков). М.: Наука, 1979. С. 9-239.

311. Тарарин И.А., Леликов Е.П., Итая И. Плейстоценовый подводный вулканизм восточной части Курильской котловины (Охотское море) // Докл. РАН. 2000. Т.371. № 3. С. 366-370.

312. Тащи С.М. Геологическое развитие Сихотэ-Алиня в перми //Тихоокеанская окраина Азии. Геология. М.: Наука,1989. С. 145- 161.

313. Тащилкин В.А. Коры выветривания Приморья: Автореф. дис. .канд. геол.-минер. Наук. М.: ИГЕМ, 1969. 24 с.

314. Тихомирова Л.Б. Юрские радиолярии Дальнего Востока // Известия АН СССР. Сер. геол. 1986. №9. С. 123-126.

315. Ткачев Ю.А., Юдович Я.Э. Статистическая обработка геохимических данных: методы и проблемы. Л.: Наука, 1975. 233 с.

316. Толковый словарь английских геологических терминов (Glossary of geology). Т. 3. II Под ред. M.Gary, R. McAfee Jr., С. L. Wolf. Ред. русского перевода Л. П. Зоненшайн. М.: МИР, 1979. С. 310.

317. Триас и юра Сихотэ-Алиня. Книга 2. вулканогенно-осадочный комплекс. Палеобиогеография (Под ред. П.В. Маркевича, Ю.Д. Захарова). Владивосток: Дальнаука, 2008. 297 с.

318. Тучкова М.И., Брагин Н. Ю., Крылов К.А. Ассоциации глинистых минералов в составе триас-нижнемеловых отложений дальнегорского опорного разреза (южный Сихотэ-Алинь) // Литология и полезн. ископ. 2004. № 2. С. 185-199.

319. Уткин В.П. Восточно-Азиатская глобальная сдвиговая зона, вулканический пояс и окраинные моря // Докл. АН СССР, 1978. Т. 240. № 2. С. 400-403.

320. Уткин В.П. Сдвиговые дислокации и методика их изучения. М.: Наука, 1980. 144 с.

321. Уткин В.П. Геодинамика растяжения земной коры в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану II Геотектоника, 1985. № 1. С. 73-87.

322. Уткин В.П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулканические пояса юга Дальнего Востока России. Статья 1: горст-аккреционные системы и рифто-грабены // Тихоокеанская геология. 1996. № 6. С. 44-72.

323. Филиппов А.Н. Формационный анализ мезозойских отложений западного Сихотэ-Алиня. Владивосток, 1990. 142 с.

324. Филиппов А.Н., Кемкин И.В., Панасенко Е.С. Раннеюрские гемипелагические отложения Самаркинского террейна (Центральный Сихотэ-Алинь): строение, состав и обстановки накопления // Тихоок. геология, 2000а. Т. 19. №4. С. 83- 96.

325. Филиппов А.Н., Кемкин И.В. Приморье и Япония — геологические близнецы? // Вестник ДВО РАН. 20006. №4. С. 21-28.

326. Филиппов А.Н. Юрско-раннемеловой вулканогенно-кремнистый комплекс р. Маномы (северный Сихотэ-Алинь): фрагмент осадочного чехла палеоокеанической плиты // Тихоок. геология. 2001а. Т. 20. № 1. С. 25 -38.

327. Филиппов А.Н., Бурий Г.И., Руденко B.C. Стратиграфическая последовательность вулканогенно-осадочных образований Самаркинского террейна (Центральный Сихотэ-Алинь): летопись палеоокеанической седиментации // Тихоок. геология. 20016. Т. 20. № 3. С. 26-46.

328. Филиппов А.Н., Кемкин И.В. Кремнисто-глинистые отложения юрской аккреционной призмы хр. Хехцир, Сихотэ-Алинь: стратиграфия и генезис//Тихоокеанская геология, 2007. Т 1. С. 51-69.

329. Филиппов А.Н., Кемкин И.В. Кремнисто-вулканогенные образования западного Сихотэ-Алиня: стратиграфия и происхождение // Тихоокеанская геология, 2009. Т. 28. № 2. С. 53-68.

330. Финько В.И. Геолого-петрографическая характеристика и генезис огнеупорных глин Зейско-Буреинской депрессии. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 131 с.

331. Финко В.И., Коренбаум B.C., Колбин М.Ф. О древних корах выветривания Приморья // Кора выветривания. Вып.5 Региональное развитие кор выветривания в СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 195-202.

332. Фролов В.Т., Фролова Т.И. Соотношение эффузивного, пирокластического и осадочного вещества в формациях эвгеосинклинали Южного Урала //Вулканогенно-осадочные формации и полезные ископаемые. М.: Наука, 1965. С. 93-110.

333. Фролов В.Т. О происхождении палеозойских кремнистых пород геосинклинали Южного Урала//Генезис и классификация осадочных пород. Междунар. геол. конгресс, 23 сессия. Докл. сов. геологов. Проблема 8. М.: Наука, 1968. С. 56-60.

334. Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений. М.: Недра, 1984. 222 с.

335. Фролов В.Т. Тождественны ли океанские и геосинклинальные формации //Формации осадочных бассейнов. М.: Наука. 1986. С. 37 -44.

336. Фролов В.Т. Литология. Кн.1: Учебное пособие. М.: Изд-во МГУ, 1992. 336 с.

337. Фролов В.Т. Литология. Кн.2: Учебное пособие. М.: Изд-во МГУ, 1993. 430 с.

338. Фролов В.Т. Литология. Кн.З: Учебное пособие. М.: Изд-во МГУ, 1995. 352 с.

339. Фролов В.Т. О модных интерпретациях геологической истории Крыма // Бюлл. МОИП. 1998. Т. 73. Вып. 6. С. 13-20.

340. Фролов В.Т. Признаки деструкции континентальной коры в восточном Китае (деструктивно-трансгрессивная геодинамическая эволюция) //Вестн. МГУ. Сер.4. Геология. 2000. № 3. С. 23 -32.

341. Хаин В.Е., Ронов А.Б., Балуховский А.Н. Меловые литологические формации мира // Сов. Геол., 1975. № П. С. 10-40.

342. Хаин В.Е., Ронов А.Б., Сеславинский К.Б. Силурийские литологические формации мира // Сов. геол., 1977. № 5. С. 21-43.

343. Хаин В.Е. Осадочные формации (геогенерации) // Справочник по литологии. М.: Недра, 1983. С. 432-447.

344. Ханчук А.И., Никитина А.П., Панченко И.В., Бурий Г.И., Кемкин И.В. Палеозойские и мезозойские гайоты Сихотэ-Алиня и Сахалина // Докл. АН СССР, 1989а. Т. 307 (1). С. 186-191.

345. Ханчук А.И., Кемкин И.В., Панченко И.В. Геодинамическая эволюция юга Дальнего Востока в среднем палеозое раннем мезозое // Тихоокеанская окраина Азии. Т. 1. Геология. М.: Наука, 19896. С. 218-255.

346. Ханчук А.И., Здоровенин В.В., Киселев В.И., И.И. Теницкий, И.В. Уткин. Морфоструктура и происхождение разломов и локальных впадин // Геология разломов и локальных впадин дна Филиппинского моря. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989в. С. 8-24.

347. Ханчук А.И. Геологическое строение и развитие континентального обрамления северо-запада Тихого океана //Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. М.:ГИН РАН, 1993. 31 с.

348. Ханчук А.И., Раткин В.В., Рязанцева М.Д., Голозубов В.В., Гонохова Н.Г. Геология и полезные ископаемые Приморского края (очерк). Владивосток: Дальнаука, 1995. 66 с.

349. Ханчук А.И., Голозубов В.В., Горячев H.A., Родионов С.М. Геодинамические реконструкции и металлогения востока России //Геодинамика, магматизм и металлогения востока России. К. 2. Владивосток: Дальнаука, 20066. С. 880-897.

350. Хераскова Т.Н. Кремнистые формации нижнего палеозоя Центрального Казахстана // Осадкообразование и вулканизм в геосинклинальных бассейнах (Тр. ГИН АН СССР, вып. 337). М.: Наука, 1979. С. 5-37.

351. Хворова И.В. Кремненакопление в геосинклинальных областях прошлого // Осадкообразование и полезные ископаемые вулканических областей прошлого.( Тр. ГИН АН СССР, вып. 196) М.:Наука, 1968. С. 9-136.

352. Хворова И.В. Эвгеосинклинальное кремненакопление и некоторые вопросы его эволюции // Междунар. геологии. Конгресс, 25 сессия. Докл. Со. Геологов. Стратиграфия и седиментология. Геология докембрия. М.: Наука, 1976. С. 121-127.

353. Хворова И.В. Парагенезы кремнистых пород в герцинских геосинклиналях // Осадкообразование и вулканизм в геосинклинальных бассейнах (Тр. ГИНАН СССР, вып. 337). М.: Наука, 1979. С. 38-59.

354. Хворова И.В. Эвгеосинклинальное кремненакопление и его отличие от океанического // Морская геология, седиментология, осадочная петрография и геология океана (Междун. геол. конгресс, 26 сессия. Докл. сов. геологов). JL: Недра, 1980. С. 92- 96.

355. Хворова И.В. Кремнистые породы // Справочник по литологии. Ред. Н.Б. Вассоевич и др. М.: Недра, 1983. С. 163-176.

356. Хворова И.В., Вишневская B.C. Кремнистые породы складчатых поясов фанерозоя // Происхождение и практическое использование кремнистых пород. М.: Наука, 1987. С. 59 -78.

357. Холодов В.Н. Фациально-палеогеографические условия образования руд ванадия и фосфора в Каратау // Литология и полез, ископаемые. 1972. № 6. С. 80-94.

358. Холодов В.Н. Осадочный рудогенез и металлогения ванадия. М.: Наука, 1973. 275 с.

359. Холодов В.Н. Эволюция кремненакопления в истории Земли //Происхождение и практическое использование кремнистых пород. М.: Наука, 1987. С. 6-43.

360. Холодов В.Н. О роли сероводородных бассейнов в осадочном рудообразовании // Литология и полез, ископаемые. 2002. № 5. С. 451-473.

361. Холодов В.Н. Геохимия осадочного процесса. М.: ГЕОС, 2006. 608 с.

362. Хотин М.Ю. Вероятный источник кремнезема геосинклинальных кремнистых формаций // Литол. полезн. ископаем., 1979. №3. С. 100-122.

363. Хрусталев Ю.П., Кутилин B.C. Аутогенный кремнезем в донных осадках Азовского моря // Докл. АН СССР, 1974. Т.218. № 3. С. 685-687.

364. Хрусталев Ю.П. Особенности кремненакопления во внутриконтинентальных слабоминерализованных морях аридной зоны //Происхождение и практическое использование кремнистых пород. М.: Наука, 1987. С. 141-152.

365. Хэлэм Э. Интерпретация фаций и стратиграфическая последовательность. М.: МИР, 1983, 327 с.

366. Цеховский Ю.Г., Градусов Б.П., Мурдмаа И.О. и др. Об образовании глинистых минералов глубоководных осадков западной части Тихого океана //Литол. и полезн. ископ., 1980, № 3. С.3-25.

367. Цой И.Б., Горовая М.Т., Шастина В.В. Микропалеонтологическая характеристика кайнозойских отложений подводного хребта Терпения (Охотское море)./ВИНИТИ №3814-В98. Деп.23.12. 1998г. Владивосток: ТОЙ ДВО РАН. 1998. 28 с.

368. Цой И.Б., Шастина В.В. Кайнозойские комплексы кремнистого микропланктона из отложений подводного хребта Терпения (Охотское море) // Тихоок. геология. 2000. Т. 19. № 4. С. 105-115.

369. Цой И.Б., Шастана B.B. Кремнистый микропланктон неогена Японского моря (диатомеи и радиолярии). Владивосток: Дальнаука, 1999. 240 с.

370. Чайкин С.И. О роли вулканизма в образовании железистых кварцитов КМА (в связи со статьями В.Н. Гусельникова) // Геол. рудн. месторожд., 1982. Т. 24. № 2. С. 39-56.

371. Челидзе Д.Г. О связи кремненакопления с основным вулканизмом //ДАН СССР, 1977. Т. 237. № 1.С. 184-186.

372. Черепанова М.В. Диатомовые комплексы и корреляция четвертичных отложений северозападной части Тихого океана// Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Владивосток: Изд-во ДВО РАН, 1999. 25 с.

373. Чудаев О.В. Характеристика глинистых минералов флишевой формации Дальнего Востока // Рельеф и рыхлые отложения Приморья и Приамурья. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 132-135.

374. Чудаев О.В. Распределение глинистых минералов в флишоидных отложениях восточной Камчатки./ Литология и полезн. ископ. 1978. № 1. С. 105-115.

375. Шатский Н.С. О марганценосных формациях и металлогении марганца // Изв. АН СССР. Сер. геол.,1954. № 4. С. 3-37.

376. Шатский Н.С. Парагенезы осадочных и вулканогенных пород и формаций // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1960. № 5. С. 3-23.

377. Шевелев Е.К. К вопросу о возрасте вулканогенно-кремнистых отложений фундамента Среднеамурской впадины // Тихоок. геология. 1987. № 3. С. 13-16.

378. Шевелев Е.К. Хорско-Анюйская и Хабаровско-Ванданская структурно-формационные зоны // Микститы Сихотэ-Алинской складчатой системы. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. С. 33-62.

379. Шепард Ф. П. Морская геология, Л.: Недра, 1976, 488 с.

380. Шилобреева С.Н., Кадик A.A., Луканин О.В. Дегазация магм океанического дна как отражение режима летучих компонентов в области магмообразования // Геохимия, 1983. № 9. С. 1257-1274.

381. Шишкина О.В., Павлова Г.А. Об иловых водах Калифорнийского залива // Биогеохимия диагенеза осадков океана. М.: Наука, 1976. С. 83-95.

382. Шумейко С.И. Происхождение мела и известковых осадков // Природа, 1978, № 6. С. 116-122.

383. Шумейко С.И. Роль биогенного фактора в кремненакоплении // Происхождение и практическое использование кремнистых пород. М.: Наука, 1987. С. 121-127.

384. Щека С.А., Высоцкий С.В., Съедин В.Т., Сахно В.Г., Октябрьский Р.А., Говоров Г.И. Магматические комплексы Филиппинского моря // Геология разломов и локальных впадин дна Филиппинского моря. Владивосток: ДВО РАН, 1989. С. 145-185.

385. Юдович Я.Э. Основы литохимии. Санкт-Петербург: Наука, 2000. 479 с.

386. ЮдовичЯ.Э. Кетрис М.П. Элементы-примеси в черных сланцах. Екатеринбург: Наука, 1994. 304с

387. Юшманов Ю.П. Конседиментационные тектонические покровы Прибрежной зоны Восточного Сихотэ-Алиня на примере Дальнегорского рудного района //Тихоок. геология. 1986. № 3. С. 99107.

388. Aita Y., Okada Н. Radiolarians and calcareous nannofossils from the uppermost Jurassic and Lower Cretaceous strata of Japan and Tethyan regions // Micropaleontology. 1986. V. 32. № 2. P. 97-128.

389. Aita Y. Middle Jurassic to Lower Cretaceous Radiolarian Biostratigraphy of Shikoku with reference to selected section in Lombardy Basin and Sicily // Tohoku Univ., Sci. Rep. 2nd Ser. (Geol). 1987. V. 58. № l.P. 1-91.

390. Allan J.F., Gorton M.P. Geochemistry of igneous rocks from legs 127 and 128, Sea of Japan //Proceeding of the Ocean Drilling Program, Scientific Results/ 1992. Vol. 127/128, Pt.2. P. 905-929.

391. Andel Tj. Y. Van. Mesozoic/Cenozoic compensation depth and the global distribution of calcareous sediments//Earth and Planet. Sci. Letts., 1975. V. 26. P. 187-194.

392. Aoki S., Oinuma K. The distribution of clay minerals in sueface sediments of the Okhotsk Sea to the South China Sea along the Asiatic continent // Clay Sci. 1988. V. 7. № 2. P. 73-82.

393. Aoki S. The sources, origin, and sedimentary histori of clay minerals in Philippine sea sediment // Geology and geophysics of the Philippine sea. Tokyo: TERRAPUB, 1995. P. 203-214.

394. Arthur M.A., Schlanger S.O. Middle Cretaceous "oceanic anoxic events" as causal factors in development of reef-reservoired giant oil fields // Am. Assoc. Petr. Geol. Bull. 1979. V. 63. P. 870-885.

395. Bailey E.H., Irwin W.S., Jones D.L. Franciscan and related rocks and their significance in the geology of Western California// Calif. Dep. Nat. Resear.Div. Mines Bull., 1964. V. 183. P. 3-171.

396. Balshow K.M. Cenozoic clay mineral stratigraphy in the south Philippine Sea, deep sea drilling project leg 59 // Init. Rep. Deep Sea Drill. Proj. 1981. V.59. P. 597-602.

397. Balshow K.M. Clay mineral stratigraphy and related diagenesis in deep sea drilling project leg 60 sediments // Init. Rep. Deep Sea Drill. Proj. 1982. V.60. P. 467-472.

398. Baltuck M. Some sedimentaiy and diagenetic signatures in the formation of bedded radiolarite // Siliceous deposits in the Pacific region, Developments in Sedimentology 36. Amsterdam- Oxford-New York: Elsevier, 1983. P. 299-315.

399. Baumgartner P.O., O'Dogherty L., Gorican S., Urquhart E., Pillevuit A. and De Wever P., eds. Middle Jurassic to Lower Cretaceous Radiolaria of Tethys: Occurrences, Systematics, Biochronology // Mem. Geol. (Lausanne). 1995. No. 23. 1172 p.

400. Biscaye P.E. Mineralogy and sedimentation of Recent deep sea clay in the Atlantic ocean and adjacent seas // Geol. Soc. Amer. Bull. 1965. V.76. P. 467-472.

401. Blueford J.R. Radiolarian evidence: Late Cretaceous through Eocene circulation pattern // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. Springer-Verlag, 1989. P.19-29.

402. Bochlert G.W., Genin A. A review of the effect of seamounts on biological processes // Seamounts, Islands and Atolls (Geophys. Monogr., 43). Wash. (D.C.): Amer. Geophys. Union, 1987. P. 319-334.

403. Bogoyavlenskiy A. N. Distribution and migration of dissolved silica in oceans //International Geology Review. 1967,9. P. 133-153.

404. Boltovskoy D., Kogan M., Alder V.A., Mianzan H. First record of a brackish radiolarian (Polycystina): Lophophaena rioplatensis n. sp. in the Rio de la Plata estuary // J. Plankton Research, 2003. V. 25. No. 12. P. 1551-1559.

405. Bostrom K., Petrson M.N., Joensuu O., Fisher D. The origin of aluminium poor ferromanganoan sediments in areas of high heat flow in the East-Pacific Rise // Marine Geol. 1969. N. 7. P. 427-447.

406. Bostrom K., Kraemer T., Gartner S. Provenance and accumulation rates of opaline silica, Al, Ti, Fe, Mn, Cu, Ni and Co in pelagic sediments // Chemical Geology. 1973. V.l 1. № 2. P. 123-148.

407. Bramlett M.N. The Monterey formation of California and the origin of its siliceous rocks.—U.S. Geol. Surv. Profess. Paper. 1946. № 212. P. 1-57.

408. Breymann M.T., Brumsack H., Emeis K.C. Depositional and diagenetic behavior of barium in the Japan Sea // Proceeding of the Ocean Drilling Program, Scientific Results/ 1992. Vol. 127/128, Pt. 1. P. 651-665.

409. Brumsack H.-J. Trace metal accumulation in black shales from the Cenomanian/Turonian boundaiy event //Lecture Notes in Earth Sciences. V. 8. Global Bio-Events / Ed. Walliser O. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 1986. P. 337-343.

410. Budurov K. J., Gupta V.J., Sudar M.N., Buryi G.I. Conodont zonation, biofacies and provincesin the Triassic // J.Geol. Soc. India. 1985. V. 26. № 2. P. 84-94.

411. Budurov KJ. Paragondolella foliata sp.nov. (Conodonta) von der Trias des Ost-Balkans // Rev.Bulgar. GeoLSoc. 1975. V. 36. № 1. P. 79-81.

412. Budurov'KJ. Die Triassischen Conodonten des Ostbalkans//Geologica Balcanica. 1976. V.6. № 2. P.95-104.

413. Budurov K.J. Conodont stratigraphy of the Balkanide Triassic // Riv. Ital. Paleontol. 1980. V. 85. № 34. P. 767-780.

414. Budurov K.J., Gurta V.J., Sudar M.N., Buryi G.I. Triassic conodont biofacies and provinces // Bull. Ind. Geol. Assoc. 1983. V.16. №.1. P. 87-92.

415. Buiyi G.I. Triassic conodonts from the chert of Nadanhada range, Notheast China // Acta Micropalaeontologica Sinica. 1996a. V.13 (2). P. 207-214.

416. Buryi G.I. Evolution of late Triassic conodont platform element // Acta Micropalaeontologica Sinica. 1996b. V. 13(2). P. 135-142.

417. Calvert S.E. Accumulation of diatomaceous silica in the sediments of the Gulf of California // Geol. Society of Amer. Bull. 1966. V.77. №.6. P. 569-596.

418. Calvert S.E. Deposition and diagenesis of silica in marine sediments // Pelagic Sediment: Land and Sea. Oxford et al., 1974. V. 1. P. 273-299.

419. Calvert S.E., Fontugne M.R. Stable carbbon isotopic evidence for the marine origine of the organic matter in the Holocene Black Sea sapropel // Chemical Geology. 1987. № 66. P. 315-322.

420. Chamley H. Clay sedimentation and paleoenvironment in the area of Daito ridge (Northwest Philippine sea) since the Early Eocene // Init. Rep. Deep-Sea Drill. Proj. 1980b. V. 58. P. 683-693.

421. Cook H.E., Johnson P.D., Matti J.C., Zemmels I. Meethod of sample preparation and X-ray diffraction data analysis, X-ray mineralogy // Init. Rep. Deep-Sea Drill. Proj., 1975. V. 28. P. 999-1007.

422. Corliss J.B., Dymond J., Gordon L.L. et al. Submarine thermal springs on the Galapagos Rift // Science, 1979. V. 203. No. 4385. P. 1073-1083.

423. Cousens B.L., Allan J.F. A Pb, Sr and Nd isotopic study of basaltic rocks from yje Sea of Japan, Legs 127/128 // Proceeding of the Ocean Drilling Program, Scientific Results/ 1992. Vol. 127/128, Pt.2. P. 805-817.

424. Cruise report KOMEXI and II: RV Professor Gagarinsky Cruise 22, RV Akademik M.A. Lavrentyev Cruise 28. GEOMAR Rep.,82 / Eds Biebow, N. andHutten, E. Kiel: GEOMAR, 1999. 188 p.

425. Cruise report KOMEX V and VI: RV Professor Gagarinsky Cruise 26, MV Marshal Gelovany Cruise 1. GEOMAR Rep.,88./ Eds Biebow, N. Ludmann, T., Karp, B„ Kulinich, R Kiel: GEOMAR, 2000. 296p.

426. Davis E.F. The radiolarian cherts of the Franciscan group //University of California publications Bulletin of the Departement of Geology, 1918. V. 11. No. 3. P. 235-432.

427. Dean W.E., Arthur M.A., Claypool G.E. Depletion of 13C in Cretaceous marine organic matter: source, diagenetic, or environmental signal? // Mar. Geol. 1986. N. 70. P. 119-157.

428. Degens E.T., Staffers P. Stratified waters as a key to the past // Nature, 1976. № 263. P. 22-27.

429. De Master D.J. The supply and accumulation of silica in the marine environment // Geochim. Cosmochim. Acta. 1981. V. 45. № 10. P. 1715-1732.

430. Deines P. The isotopic composition of reduced organic carbon // Handbook of Environmental Isotope Geochemistry / Eds. Fritz P. and Fontes J.Ch. V.l The Terrestrial Environment. Amsterdam: Elsevier, 1980. P. 329-406.

431. De Segonzac C.D. The transformation of clay minerals during diagenesis and low-grade metamorphism: a revew // Sedimentology. 1970. №. 15. P. 281-346.

432. De Wever P., Thiébault F. Les radiolarites d'âge Jurassique supérieur à Crétacé supérieur dans les radiolarites du Pinde-Olonos (Presqu'île de Koroni, Péloponèse méridionale, Grèce). Lion: Géobios, 1981. 14 (5). P. 577-609.

433. De Wever P. Radiolarians, radiolarites, and Mesozoic Paleogeography of the Circum-Mediterranean Alpine Belts // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. Springer-Verlag, 1989. P. 31-50.

434. Dewey H., Flett J.S. On some British pillow-lavas and rocks associated with them // Geol. Mag., 1911. No. 8. P. 241-248.

435. Dietz R.S. Alpine serpentinites as oceanic rind fragments // Bull. Geol. Sci. Amer., 1963. V. 74. P. 947-952.

436. Dunbar R.B., De Menocal P.B., Burckle L. Late Pliocene-Quaternary biosiliceous sedimentation at Site 798, Japan Sea// Proc ODP, Sci. Results. College Station, TX. 1992. Vol. 127/128. Pt. I. P. 439-455.

437. Explanatory note to the International Stratigraphie Chart // Introduction, by Jurgen Remane, Chairman of ICS of IUGS International Union of Geological Sciences (Courtesy of the divisionof Earth Sciences UNESCO). 2000. P. 1-16.

438. Folk R.L., McBride E.F. The Caballos novaculite revised. Part 1. Origin of novaculite members // J. Sediment. Petrol., 1976. V. 46. N. 3. P. 659-669.

439. Fontugne M.R., Duplesssy J.C. Carbon isotopic ratio of marine plankton related to water masses // Earth and Planet. Sci. Lett. 1978. V. 41. P. 365-371.

440. Garrison R.E. Radiolarian cherts, pelagic limestones, and igneous rocks in eugeosynclinal assemblages // Pelagic Sediments: Land and Sea {Spec. Pubis. Int. Ass. Sediment.). Oxford et al., 1974. V.l. P. 367-399.

441. Garrison R.E., Rowland S.M., Horan L.J., Moore J.C. Petrology of siliceous rocks recovered from marginal seas of Western Pacific, Leg 31, Deep Seas Drilling Project// Init. Rep. DSDP, 1975. V. 31. P. 519-529.

442. Geological time scale/ (Revised October, 1999. Compiled by Brian Grant) // The Art and the Science of Writing Geoscince Reports. Distribut. Prospectors and Developers Assoc. of Canada. 1999.

443. Gibson T.G., Towe K.M. Eocene volcanism and the origin of Horizon A //Science, 1971. V. 172. P. 152-154.

444. Gill J., Orogenic andesites and plate tectonics. New York: (Springer-Verlag), 1981.

445. Glossary of geology. Third edition / Eds. R.L. Bates, J.A. Jackson. Alexandria, Virginia: American geological institute. 1995.

446. Göll R. M. Radiolaria: The history of a brief invasion //In: Degens E.T., Ross D.A.(eds). Hot brines and recent heavy metal deposits in the Red Sea. Springer, New York, 1969. P. 306-312.

447. Graciansky P.C., Deroo G., Herbin J.P. et al. Ocean-wide stagnation episodes in the Late Cretaceous // Geolog. Rundsch. 1986. Bd. 75/1. P. 17-41.

448. Gradstein F.M., Ogg J.G.,, Smith A.G. et al. A new geological time scale with special reference to Precambrian and Neogene // Episodes, 2004. Vol. 27. No. 2. P. 83-100.

449. Granau H/R/ Radiolarian cherts and associated rocks in space and time // Eclogae geologicae Helvetiae, 1965. Vol. 58, No.l. P. 157-208.

450. Gursky HJ., Schmidt-Effing R. Sedimentology of radiolarites within the Nicoya ophiolite Complex // Siliceous deposits in the Pacific region, Developments in Sedimentology 36. Amsterdam- Oxford-New York: Elsevier, 1983. P. 127-142.

451. Gursky H.J., Gursky M.M. Thermal alteration of chert in the ophiolite basement of Southern Central America // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. New York, Berlin, Heidelberg, London, Paris, Tokyo: Springer-Verlag, 1989. P. 217-233.

452. Hall F.R., Kodama K.R. The effects of consolidometer tests on the ARM of wet magnetic sediment // EOS. 1983. 64: 219.

453. Hallam A. The Earliest Triassic as an anjxic event, and its ralationshipbtobthe end-paleozoic mass extinction// Pangea: Global Environments and Resources (Canadian Society of Petrolium Geologists, Memoir 17. 1994. P.797-804.

454. Hallam A. A review of the broad pattern of Jurassic sea-level changes and their possible causes in light of current knowledge // Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol: 2001, Vol. 167. Issues 1-2. P. 23-37.

455. Haq B.U., Hardebol J., Vail P.R. Chronology of fluctuating Sea Levels since the Triassic // Science, 1987. V. 235. P. 1156-1167.

456. Harper H.E., Knoll A.N. Silica, diatoms, and Cenozoic radiolarian evolution // Geology, 1975. No.3. P. 175-177.

457. Hart R.A. A model for chemical exchange in the basalt seawater system of oceanic layer-2 //Can. J. Earth Sci., 1973. V. 10. No. 6. P. 799-816.

458. Haskin L.A., Haskin M.A., Frey F.A., et al. Relative and absolute terrestrial abundance of the rare earth // In: Origine and distribution of the elements. 1968. Vol. 1. Pergamon press. Oxford. P. 889-911.

459. Heath G.R., Dymond J. Interstitial silica in deep-sea sediments from the north Pacific // Geology, 1973. V.l. P. 181-184.

460. Heath G. R. Dissolved silica and deep-sea sediments // Society of Economic Paleontologists and Mineralogists. Spec. Publ. 1974. No. 20. P. 77-93.

461. Hess H.H. Mid-oceanic ridges and tectonics of the sea floor // Submarine Geology and Geophysics. Colston Pap., London: Butterworths, 1965. 17. P. 317-333.

462. Hesse R. Silica diagenesis: origin of Inorganic and replacement cherts //Earth Science Revews, 1989. 26. p.253-284.

463. Hein J.R., Parrish J.T. Distribution of siliceous deposits in space and time // Siliceous Sedimentary Rocks-Hosted Ores and Petroleum (Ed. Hein J.R). Van Nostrand Reinold, New York. 1987. P. 10-57.

464. Hein J.R., Karl S.V. Comparisons between open-ocean and continental Margin chert sequences // Siliceous deposits in the Pacific region. Amsterdam- Oxford-New York: Elsevier, 1983. P. 25-44.

465. Hein J., Kuijpers E., Denyer P., Sliney R.E. Petrology and geochemistry of Cretaceous and Paleogene cherts from Western Costa Rica // Siliceous deposits in the Pacific region. Amsterdam- Oxford-New York: Elsevier, 1983. P. 143-174.

466. Hein J.R., Obradovic J. Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. Springer-Verlag, 1989. P. 1-18.

467. Hue A.Y. Aspects of depositional processes of organic matter in sedimentary basins // Organic Geochemistry. 1988. V. 13. № 1-3. P. 263-272.

468. Humphris S.E., Thompson G. Hydrothermal alteration of oceanic basalts by seawater // Geochim. Cosmochim. Acta, 1978. V. 42. No. 1. P. 107-125.

469. Jenkyns H.C., Winterer E.L. Paleooceanography of Mesozoic ribbon radiolarits // Earth and Planet. Sci. Lett. 1982. V.60. P.351-375.

470. Jenkyns H.C. Pelagic environments // Sedimentaiy Environments and Facies. Ch. 1 lSec. edition. (Ed. by H.G. Reading). Oxf.-Lond.-Edinburgh-Boston-Palo Alto- Melbourne: Blackwell Scintific Publication. 1986. P. 343-398.

471. Jolivet L., Tamaki K. Neogene kinematics in the Japan Sea region and volcanic activity of the northern Japan Arc // Proc. ODP, Scientific Results. 1992. Vol. 127/128, Pt. 2. P. 1311-1332.

472. Jurassic and Early Cretaceous Radiolarians from Leg. 128, Sites 800 and 801, Western Pacific ocean // Proc. Ocean Drill. Prog., Sci. Res. 1992. Vol. 129. P. 203-220.

473. Kametaka M., Kojima S., Kemkin I.V. Mesozoic radiolarians from the Taukha teranne, Far East Russia//New Osaka Micropaleont. 1997. Spec. Vol.№ 10. P. 143-154.

474. Kanmera K. Paleozoic and Mesozoic geosynclinals volcanism in the Japanese Islands and associated chert sedimentation // Soc. Econ. Paleontologists and Mineralogists, Spec. Pub. 1974. V.19. P. 161-173.

475. Капо K. Ordering ofopal-CT in diagenesis // Geochemical Journal, 1983. V.17. P. 87-93.

476. Karl S. Paleoenvironmental implications of Alaskan siliceous deposits // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. Springer-Verlag, 1989. P. 169-200.

477. Karig D.E., Ingle J.C., Jr. et al. Init. Repts DSDP. Washington: U.S. Gov. Print. Office, 1975. Vol. 31.

478. Kastner M. Authigenic silicates in deep-sea sediments: formation and diagenesis //In Emiliani C. (ed.), The Sea (vol.7): Oceanic Lithosphere. New York (Wiley). 1981. P. 915-980.

479. Kastner M., Keene J.B., Gieskes J.M. Diagenesis of siliceous oozes. I. Chemical controls of the rate of opal-A to opal-CT transformation an experimental study // Geochim. Cosmochim. Acta, 1977. V. 41. P. 1041-1059.

480. Kastner M., Gieskes J.M. Opal-A to Opal-CT transformation: A kinetic study // Siliceous deposits in the Pacific region. Amsterdam- Oxford-New York: Elsevier, 1983. P. 211-227.

481. Kawabata K. New species of Latest Jurassic and Earliest Cretaceous Radiolarians from the Sorachi Group in Hokkaido, Japan // Bulletin of the Osaka museum of natural history.1988. No.43. P. 1-13.

482. Keller M.A., Isaacs C.M. An evaluation of temperature scales for silica diagenesis in diatomaceous sequences including a new approach based on the Miocene Monterey Formation, California //Geo-Marine Letters, 1985. V. 5. No.l. P. 31-35.

483. Kemkin I.V., Rudenko V.S., Taketani Y. Some Jurassic and Early Cretaceous radiolarians from chert-terrigenous sequence of the Taukha Terrane, southern Sikhote-Alin // Mem. Geol. Soc. Japan. 1997. No.48. P. 163-169.

484. Kemkin I.V., Kametaka M., Kojima S. Radiolarian biostratigraphy for transitional facies of chert-clastic sequence of the Taukha terrane in the Koreyskaya River area, Southern Sikhote-Alin, Russia // J. Earth and Planet. Sci. Nagoya Univ. 1999. P. 29-47.

485. Kemkin I.V., Rudenko V.S. New Datings of Cherts from the Samarka Accretionary Wedge (South Sikhote-Alin) // Geol. of Pac. Ocean. 2000. V.15. P. 715-729.

486. Kemkin I.V., Filippov A.N. Structure and genesis of lower structural unit of the Samarka Jurassic accretionary prism (Sikhote-Alin, Russia) // Geodiversitas. 2001. 23(3). P. 323-339.

487. Ketner K.B. Ordovician bedded chert, argillite and shale of Cordilleran eugeosyncline in Nevada and Idaho // U.S. Geol. Surv. Prof. Paper, 1969. 650B. P. 23-34.

488. Koike T. Triassic conodonts from Kedah and Pahang, Malaysia // Geol. and Paleontol. South Asia. 1973. Vol.12. P. 91-113.

489. Koike T. Biostratigraphy of Triassic conodonts // Mem. Vol. Prof. M. Kanuma: 1979. P. 21-77 (in Japanese).

490. Koike T. Biostratigraphy of Triassic conodonts in Japan // Sci. Repts. Yokohama Nat. Univ. Sec.2. 1981. №28. P. 25-42.

491. Koizumi I. Sedimentary environments of Neogene diatomaceous sediments, west coast of Japan // Siliceous Deposits in the Pacific Region: Development in Sedimentology, 36. Amst.-Oxf.-New York: Elsevier, 1983. P. 347-360.

492. Kojima S., Mizutani S. Triassic and Jurassic radiolaria from the Nadanhada range, Northeast China // Trans. Proc. Palaeont.Soc.Japan, N.S., 1987. No.148. P. 256-275.

493. Kojima S., Sugiyama K., Kemkin i.V., Khanchuk A.I., Mizutani S. Clastic rocks in Triassic bedded chert of the Mino terrane, central Japan and the Samarka terrane, Sikhote-Alin, Russia // Proc. 30th Int'l. Geol. Congr. 1997. Vol. 11. P. 181-188.

494. Kovâc S., Kozur H. Stratigraphische Reichweite der wichtingsten Conodonten (ohne Zahnreihen-conodonten) der Mittel und Obertrias // Geol.Palaont. Mitt. Innsbruck. 1980. Bd. 10. № 2. S.47-78.

495. Kozur H. Revision der Conodontenzonierung der Mittel- und Obertrias des tethyalen Faunenreichs // Palaont. Mitt. Insbruck/ 1980. Bd.10. № 3/4. S. 79-172.

496. Kozur H. Significance of Events in Conodont Evolution for the Permian and Triassic Stratigraphy // Courier Forsch. Inst. Senckenberg, Frankfurt. 1989. № 117. P. 385-408.

497. Kroenke L., Scott R.B., et al. // Init. Rep. Deep-Sea Drill. Proj. 1981. V. 59. P. 328.

498. McDonald G.A. Physical properties of erupting Hawaiian magmas // Bull. Geol. Soc. Amer., 1963. V. 74. P. 1071-1078.

499. McKelvey V.E., Strobell J.D., Slaughter A.L. The vanadiferous zone of the Phosphoria Formation in western Wyoming and southeastern Idaho // U.S. Geol. Surv. Prof. Paper, 1986. No. 1465. P. 1-27.

500. Mackenzie F.T., Bishoff W.D., Bishop F.C. etal. Magnesian calcites: low-temperature occurrence, solubility and solidsolution behavior// Carbonates: Mineralogy and chemistry. Miner. Rev., 1983. Vol. 11. P. 97-144.

501. Maisonneuve J. The composition of the Precambrian ocean water // Sedimentary Geology, 1982. V. 31. No. I. P. 1-11.

502. Mangini A., Dominik J. Late Quaternary sapropel on the Mediterannean ridge: U-budjet and evidence for low sedimentation rates // Sedim. Geol. 1979. № 23. P. 113-125.

503. Mann U., Mtiller G. Early diagenesis of biogenic siliceous constituents in silty clays and claystones, Japan Trench //Neues Jahrbuch Miner. Abh. Stuttgart, 1985. 153. No.l. P. 33-57.

504. Mattson P.H., Pessagno E.A. Caribbean Eocene volcanism and the extent of Horizon A // Science, 1971. V. 174. P. 138-139.

505. Matsumoto R., Iijima A. Chemical sedimentology of some Permo-Jurassic and Tertiary bedded cherts in Central Honshu, Japan // Siliceous deposits in the Pacific region. Amst.: Elsevier, 1983. P. 175-192.

506. Matsumoto R., Iijima A. Chemical sedimentology of some Permo-Jurassic and Tertiary bedded cherts in Central Honshu, Japan // Siliceous deposits in the Pacific region. Amst.: Elsevier, 1983. P. 175-191.

507. Matsuoka A. Jurassic two-segmented Nasselariaans (Radiolaria) from Shikoku, Japan // J. Geosci, Osaka City Univ. 1982. V. 25 No. 5. P. 71-86.

508. Matsuoka, A. & Yao, A. Latest Jurassic Radiolarians from the Torinosu Group in Southwest Japan // Jour, of Geosci., Osaka city Univ. 1985. Vol. 28, art. 5. P. 125-145.

509. Matsuoka A., Yao A. A newly proposed radiolarian zonation for Jurassic of Japan // Marine micropaleont. 1986. V.ll. №. 1-3. P.91-105.

510. Matsuoka, A. Jurassic and Early Cretaceous Radiolarians from Leg. 128, Sites 800 and 801, Western Pacific ocean // Proc. Ocean Drill. Prog., Scien. Res. 1992. Vol. 129. P. 203-220.

511. Matsuoka A. Jurassic and Lower Cretaceous radiolarian zonation in Japan and in the western Pacific // Island Arc. 1995. V.4. P. 140-153.

512. McBride, E.F., Folk R.L. Features and origin of Italian Jurassic radiolarites deposited on continental crust//J. Sediment. Petrol., 1979. V. 49. N. 3. P. 837-868.

513. Minai Y., Matsumoto R., Watanabe Y., Tominaga T. Geochemistry of rare Earth and other trace elements in sediments from Sites 798 and 799, Japan Sea // Proceedings of the ODP, Scientific Results. College Station, TX, 1992. Vol. 127/128. Pt.l. P. 719-737.

514. Mizutani S. Transformation of silica under hydrothermal conditions// J. Earth Sci. Nagoya Univ., 1966. Vol. 14.No. l.P:56-88.

515. Mizutani S. Kinetic aspects diagenesis of silica in sediments // J. Earth Sci. Nagoya Univ., 1967. Vol. 15. No. 2. P. 99-111.

516. Mizutani S. A Jurassic formation in the Hida-Kanayama area, Central Japan //Bull, of the Mizunami Fossil Museum. 1981. No. 8. P. 147-190.

517. Mizutani S., Shibata K. Diagenesis of Jurassic siliceous shale in Central Japan // Siliceous Deposits in the Pacific Region. Amst.-Oxf.-New York: Elsevier, 1983. P. 283-297.

518. Molenaar N., De Feyter A.J. Early diagenetic bedded cherts of the Tuscan sequence (Miocene) near Citta di Castello, Italy //Geol. Mag., 1983. V.120. No. 4, pp. 363-373.

519. Mollengraaff G.A.F. On the occurrence of nodules of manganese in Mesozoic deep-sea deposits from Borneo, Timor, and Rotti; their significance and mode of formation // Rep. Acad. Sci. Amsterdam. 1915. V.24. P. 415.

520. Moore P.R. Chert-bearing formation of New Zealand // Siliceous Deposits in the Pacific Region: Development in Sedimentology, 36. Amst.-Oxf.-New York: Elsevier, 1983. P. 98-108.

521. Mosher L.S., Clark D.L. Middle Triassic conodonts form the Prida Formation of northwestern Nevada //J. Paleontol. 1965. V. 39. No 4. P. 551-565.

522. Mosher L.C. Triassic conodonts from western North America and Europe and their correlation // J. Paleontol. 1968. V. 42. № 4. P. 895-946.

523. Mosher L.S. New conodont species as Triassic guide fossils // J. Paleont. 1970. V.44. №4. P. 737-742.

524. Murchey B., Jones D.L., Holdsworth. Distribution, age, and depositional environments of radiolarian chert in Western North America //Siliceous deposits in the Pacific region. Amst. Elsevier, 1983. P. 109126.

525. Murray J.W., Grundmannis V., Smethie W.M.,Jr. Interstitial water chemistry in the sediments of Saanich Inlet//Geochim. Cosmochim. Acta, 1978. Vol. 42. P. 1011-1026.

526. Nachev I.K., Nachev Ch.I. Distribution and evolution of siliceous rocks in Bulgaria // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. New York, Berlin, Heidelb.: Springer-Verlag, 1989. P. 81-92.

527. Nakazawa K., Kumon F., Kimura K., Matsuyama H., Nakajo K. Environment of Deposition of Cretaceous Chert from the Shimanto Belt, Kii Peninsula, Southwest Japan // Siliceous deposits in the Pacific region. Amsterdam: Elsevier, 1983. P. 395-412.

528. Nelson D.M., Smith W. 0.,Jr. Phytoplankton bloom dynamics of the western Ross Sea ice edge II. Mesoscale cycling of nitrogen and silicon // Deep-Sea Research, 1986. V. 33. No.10. P. 1389-1412.

529. Nelson D.M., Goering J.J. Assimilation of silicic acid by phytoplankton in Baja California and northwest Africa upwelling systems // Limnol. and Oceanogr., (Lawrence). 1978. V. 23. N.3. P. 508-517.

530. Nisbet E.G., Price I. Siliceous turbidites: bedded cherts as redeposited ocean ridge-derived sediments // Pelagic Sediments: Land and Sea. Oxford et al., 1974. V. 1. P. 351-366.

531. Nobes D.C. Murray R.W., Kuramoto S. Pisciotto K.A., Holler P. Impact of silica diagenesis on physical property variation // Proc. ODP, Sci.Results. College Station, TX, 1992a. Vol. 127/128, Pt. 2. P. 3-31.

532. Obradovic J, Gorican S, Siliceous deposits in Yugoslavia: occurrences, types, and ages // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. New York, Berlin, Heidelb. Springer-Verlag, 1989. P. 51-64.

533. Oehler J.H. Origin and distribution of silica lepispheres in porcelanite from Monterey formation of California//J. Sediment. Petrol., 1975. V. 45.No.l. P. 252-257.

534. Oehler J.H. Deposition and diagenesis of biogenic silica // Biogeochem. Cycling Miner. Form. Elem. Amsterdam et al., 1979. P. 467-483.

535. Ogawa Y., Nakashima K., Sunouchi H. Mesozoic accretion of siliceous deposits in southwest Japan // Siliceous Deposits in the Pacific Region. Amst.-Oxf.-New York: Elsevier, 1983. P. 413-426.

536. Pantanelli D. I diaspri della Toscana e i lorro fossili // R. Accad. Lincei, CI. Sc. Fis. Nat., 1880, (3), 8.

537. Pessagno E.A. Upper Jurassic Radiolaria and Radiolarian Biostratigraphy of the California Coast Range // Micropaleontology. 1977. V. 23. P. 56-113.

538. Peach B.N., Horn J. The Silurian rocks of Britain // Mem. Geol. Survey, U.K., 1899. V. 1.

539. Pelet R. Sédimentation et évolution géologique de la matière organique // Bull. Soc. Géol. France. 1985. T. I. No.7. P. 1075-1086.

540. Pisa G., Perri C., Veneri P. Upper Anisian conodonts from Dont and M. Bivera Formation, Southern Alps (Italy) // Riv. Ital. Paleontol. 1980. V. 85. № 3-4. P. 807-828.

541. Popova I.M., Baumgartner P.O., Filippov A.N., Khanchuk A.I. Jurassic and Early Cretaceous Radiolaria of the Lower Amurian Terrane: Khabarovsk region, Far East of Russia // Island Arc. 1999. № 8. P. 491-522.

542. Pouclet A., Bellon H. Geochemistry and isotopic composition of volcanic rocks from the Yamato Basin: hole 794D, Sea of Japan // Proc. ODP, Sci. Results/ 1992. Vol.127/128, Pt. 2. P. 779-789.

543. Pouclet A., Scott S.D. Volcanic ash layers in the Japan Sea: tephrochronology of Sites 798 and 799 // Proc. ODP, Scientific Results/ 1992. Vol.127/128, Pt. 2. P. 791-804.

544. Pratt L.M., Claypool G.E., King J.D. Geochemical imprint of depositional conditions on organic matter in laminated-bioturbated interbeds from fine-grained marine sequences // Marin. Geol. 1986. № 70. P. 67-84.

545. Ramsay A.T.S. A histoiy of organic siliceous sediments in ocean // Organisms and Continents through Geologic Time (Ed. by N.F. Hughes). Sp. Pap. Paleontol. 12. 1973. P. 199-234.

546. Rare earth element geochemistry // Ed. P. Henderson. ELSEVIER: Amst.-Oxf.-New York-Tokyo, 1984. 502 p.

547. Reynolds W.R. Mineralogy and stratigraphy of Lower Tertiary clays and claystones of Alabama //J. Sediment. Petrology, 1970. V. 40. P. 829-838.

548. Regional geology of Heilongjiang Province. Geological memoirs, 1990, Series 1. Number 33. Beijing, Geological Publishing House. 734 p.

549. Rollinson H.R. Using geochemical data: evaluation, presentation. Longman Groop UK Limited, 1993. Reprinted 1995. 352 p.

550. Ross C.A., Baud A., Menning M.A., A time scale for project Pangea // Pangea: Global Environments and Resources.(Eds. Embry A.F., Beauchamp B., and Glass D.J.). Calgaiy, Alberta, Canada: C.S.P.G. 1994. P. 81-83.

551. Ruiz-Ortiz P.A., Bustillo M.A., Molina J.M. Radiolarite Sequences of the Subbetic, Betic Cordillera, Southern Spain // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. New York, Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 1989. P. 107-127.

552. Sampson E. The ferruginous chert formations of Notre Dame Bay, Newfoundland // J. Geol., 1923. V. 31. P. 571-598.

553. Sano H. Bedded cherts associated with greenstones in the Sawadani and Shimantogawa Groups, Southwest Japan // Siliceous Deposits in the Pacific Region. Amst.-Oxf.-New York: Elsevier, 1983. P. 427-440.

554. Schrader H., Kelts K., Curray J. et al. Laminated diatomaceous sediments from the Guamas basin slope (Central gulf of California): 250000-years climate record // Science. 1980. V. 207. No. 4426. P. 1207-1209.

555. Schlanger S.O., Jenkyns H.S. Cretaceous oceanic anoxic events: Causes and consequences // Geol. en Mijnbouw. 1976. V. 55. P. 179-184.

556. Schopf T.J.M. Paleozoic black shales in relation to continental margin upwelling // Costal upwelling: its sediment record. Part B: Sedimentary Records of Ancient Coastal Upwelling / Ed. Suess E. Washington: U.S. Gov. Printing Office, 1984. P. 579-596.

557. Schwab F.L. Geosynclinal composition and the new global tectonics // J. Sediment. Petrol., 1971. V. 41. No. 4. P. 928-938.

558. Shanks W.C., Bischoff J.L. Ore transport and deposition in the Red Sea geothermal system: a geochemical model // Geochim. Cosmochim. Acta, 1977. V. 41. No. 3. P. 1507-1519.

559. Shao J. A., Wang C. Y., Tang K. D, Zang Q. Y. Relationship of the stratigraphy and terrane of the Nadanhada Range // Journ. Stratigr. 1990. V. 14. No. 4. P. 286-291(in Chinese with English abstract).

560. Shimizu H., Masuda A. Cerium in chert as an indication of marine environment of its formation // Nature, 1977. No. 266. P. 346-348.

561. Siever R. Evolution of chert at active and Passive Continental Margins // Siliceous Deposits in the Pacific Region: Development in Sedimentology, 36. Amst.-Oxf.-New York: Elsevier, 1983. P. 7-24.

562. Solomon M. Hot-water plumes on the ocean floor: clues to submarine ore formation // J. Geol. Soc. Austral., 1980. V. 27. No. 1-2. P. 89-90.

563. Sporli K.B. Mesozoic tectonics, North Island, New Zealand // Geol. Soc. Amer. Bull., 1978, No. 89. P. 415-425.

564. Stanaway K.J., Kobe H.W., Sekula J. Manganese deposits and the associated rocks of Northland and Auckland; New Zealand // N.Z. J. Geol. Geophys.,1978. V. 21. P. 21-32.

565. Steinberg M., Mpodosis Marin C. Classification geochimique de radiolarites et des sediments siliceux oceanique, signification paleo-oceanographique // Ocean. Acta, 1978. V. 1. No. 3. P. 359367.

566. Stein R., Stax R. Late Cenozoic changes in flux rates and composition of organic carbon at Sites 798 fnd 799 (Sea of Japan) // Proceedings of the Oceanic Drilling Programm, Scientific Results. 1992. Vol. 127/128. Pt. I. P. 423-437.

567. Sudar M.N. Conodonts from Bulog Limestones of the Inner Dinarides in Yugoslavia and their Biostratigraphic Importance // Geol. Anal. Balcan. 1982. V. 46. P. 263-282.

568. Sudar M. Triassic microfossils and biostratigraphy of the Inner Dinarides between Gucevo and Zjubisnja mts, Yugoslavia // Analles Géologiques de la Peninsula Balkanique, 1986. V. 50. P. 151-394.

569. Suzuki U. Petroleum geology of the Sea of Japan, Northern Honshu // Jap. Assoc. Pet. Tech., 1979. No. 44. P. 291-307.

570. Suzuki T., Hada H. Cretaceous tectonic mélange of the Shimanto belt in Shikoku, Japan II J. Geol. Soc. Japan, 1979. No. 85. P. 467-479.

571. Svarichevsky A.S. Topography of the Philippine sea floor // Geology and Geophysics of the Philippine Sea (Eds.: H.Tokuyama, S.Shcheka, N. Isezaki et al.). Tokio: TERRAPUB, 1995. P. 3-23.

572. Tada R., Iijima A. Lithostratigraphy and compositional variation of Neogen hemipelagic sediments in Japan Sea// Proc. ODP, Scientific Results. College Station, TX 1992. V. 127/128, Pt. 2. P. 1229-1260.

573. Tada R., Koizumi I., Cramp A., Rahman A. Correlation of dark and light layers, and the origin of their cyclicity in the Quaternary sediments from the Japan Sea // Proc. ODP, Sei. Results. College Station, TX. 1992. Vol. 127/128, Pt. 1. P. 577-604.

574. Takahashi K. Radiolaria: sinking population, standing stock, and production rate //Marine Micropaleontology, 1983. No. 8. P. 171-181.

575. Taliaferro N.L. The relation of volcanism to diatomaceous and associated siliceous sediments // California Univ. Dep. Geol. Sei. Bull., 1933. V. 23. No. 1. P. 1-56.

576. Taliaferro N.L. Geological history and correlation of the Jurassic of southwestern Oregon and California// Bull. Geol. Soc. America, 1942. V. 53. No. 1. P. 71-112.

577. Tamaki K., Pisciotto K., Allan J. et al. Background, objectives and principal results, ODP Leg 127, Japan Sea// Proc. Ocean Drilling Program, Initial Reports, College Station, TX. 1990. Vol. 127. P. 5-31.

578. Tamaki K., SuyehiroK., Allan J., Ingle J.C., Jr., Pisciotto K.A. Tectonic synthesis and implication of Japan Sea ODP Drilling // Proc. Ocean Drilling Program, Scientific Results. College Station, TX. 1992. Vol. 127/128, Pt. 2. P. 1333-1348.

579. Tatge U. Conodonten aus dem germanischen Muschelkalk// Paleontol. Zeitschr. 1956. Bd. 30. S. 108147.

580. Thy P. Phenocryst and groundmass phase composition of basaltic and andesitic sills and flows from the Japan Sea recovered during legs 127/128 // Proc. ODP, Sei. Results/ College Station, TX. 1992. Vol. 127/128, Pt. 2. P. 849-859.

581. Torii M., Hayashida A., Vigliotti L., Wippern J. Rock magnetic properties of sediments from Site 797, Japan Sea // Proc. ODP Scientific Results/ College Station, TX. 1992. Vol. 127/128, Pt. 2. P. 947-957.

582. Utkin V.P. A synsedimentary structure formation model for the Far East Jurassic-Early Cretaceous basins and uplifts, Russia // Science in China. Series D: Earth Sciences, 2009. 52(12). P. 1979-1992.

583. Vecsei A., Frisch M., Pirzer M., Wetzel A. Origin and tectonic significance of radiolarian chert in Austroalpine rifted continental margin // Siliceous deposits of the Tethys and Pacific regions. SpringerVerlag, 1989. P. 65-80.

584. Vigliotti L. Magnetic properties and paleomagnetism of volcanic rocks and interlayered sediments from the Japan Sea (ODP Leg 127) // Proc. ODP, Sei. Results. College Station, TX. 1992. Vol. 127/128, Pt. 2. P. 933- 945.

585. Volokliin Y.G., Popova I.M. Siliceous Sediments of the Philippine Sea // Geology and Geophysics of the Philippine Sea (Eds.: H. Tokuyama, S. Shcheka, etal.). Tokio: TERRAPUB, 1995. P. 181-201.

586. Wakefield S. J. Silica distribution in interstitial waters and sediments from the southern Pacific // Sediment. Geol., 1982. V. 31. No. 1. P. 13-31.

587. Whitney J.D. On the fresh water infusorial deposits of the Pacific coast and their connection with the volcanic rocks // California Acad. Nat.Sci. Proc., 1867. Vol. 3. P. 319-324.

588. Wise S.W., Weaver F.M. Chertification of oceanic sediments // Pelagic Sediments: Land and Sea. Oxford etal., 1974. V. 1. P.301-326.

589. Wollast S. The silica problem // The Sea, 1974. No. 5. P. 359-392.

590. Wolery T.J., Sleep N.H. Hydrothermal circulation and geochemical flux at mid-ocean ridges // J. Geology, 1976. V. 84. No. 3. P. 249-275.

591. Worsley T.R., Davies T.A. Sea-level fluctuation and sea sedimentation rates // Science. 1979. V. 203. No. 4379. P. 455-456.

592. Yin Hongfu. Triassic biostratigraphy and palaeobiogeography of East Asia// Late Paleozoic and Early Mesozoic Circum-Pacific Events and their global correlation (Eds. J.M. Dickens et al.). Cambridge Univ. Press. 1997. P. 168-185.

593. Yoshida S. Chert-laminite, one of the principal sediments in geosyncline // Siliceous Deposits in the Pacific Region: Development in Sedimentology, 36. Amst.-Oxf.-New York: Elsevier, 1983. P. 441-456.

594. Zakharov Y.D., Sha J., Popov A.M., Safronjv P.P. et al., Permian to earliest Cretaceous climatic oscillations in the eastern Asian continental margin (Sikhote-Alin area), as indicated by fossils and isotope data //GFF, 2009. V. 131. P. 1/2, P. 25-47.

595. Х-1 82,20 0,23 5,65 0,48 0,14 0,01 0,07 0,92 1,37 0,05 0,05 8,56 99,73 68,6 3,74

596. Х-69 82,10 0,35 6,66 0,01 1,08 0,03 0,14 0,70 1,80 0,12 0,10 6,60 99,69 66,1 3,25проб 3102 ТЮ2 А1203 Ре203 БеО МпО СаО МвО

597. Х-70 80,40 0,46 6,95 1,50 0,55 0,03 0,25 0,71

598. Х-71 87,70 0,53 5,50 0,06 0,56 0,04 0,14 1,42

599. Х-73 78,40 0,34 10,01 0,41 0,79 0,01 0,33 0,80

600. Х-74 78,10 0,47 9,81 0,96 0,42 0,01 0,22 0,72

601. Х-77 73,80 0,59 10,30 2,91 0,97 0,04 0,13 1,21

602. Х-78 75,14 0,54 10,65 2,34 0,31 0,03 0,36 0,951. Пачка 3 (Т2)1. Кремни

603. Х-3 98,40 0,04 0,55 0,22 0,57 0,03 0,15 0,01

604. Х-4 95,90 0,38 0,90 0,20 1,09 0,08 0,01 0,16

605. Х-5 94,70 0,36 1,65 0,01 1,27 0,02 0,01 0,01

606. Х-31 94,30 0,28 1Д4 0,07 0,97 0,02 0,45 0,40

607. Х-32 93,90 0,13 1,98 0,02 0,91 0,04 0,33 0,241. Кремни(Гзсаг)

608. Х-23 95,90 0,34 0,62 0,48 0,55 0,02 0,01 0,01

609. Х-24 98,40 0,04 0,74 0,11 0,45 0,03 0,26 0,01

610. Х-25 97,40 0,11 1,09 0,28 0,45 0,04 0,11 0,01

611. Х-26 95,00 0,28 2,11 0,27 0,79 0,04 0,01 0,01

612. Химический состав триасовых пород разрезов р.Джаур и р.Гур

613. БЮг ТЮ2 А1203 Ре203 БеО МпО СаО МцО К20 Ка20 Р2О5 П.п.п. Сумма 8Ю2СВ. С орг.пробы р.Джаур (верхнеанизийский подъярус ладииский ярус)1. Кремни

614. Д-28 93,60 0,17 2,50 0,31 1,47 0,07 0,34 0,40 0,47 0,10 0,47 0,06 99,96 87,6 0,09

615. Д-33 92,50 0,19 2,95 0,01 1,96 0,01 0,45 0,48 0,60 0,12 0,38 0,01 99,66 85,7 0,02

616. Д-34 96,70 0,13 1,30 0,01 0,93 0,01 0,34 0,24 0,32 0,23 0,30 0,01 100,52 93,7 0,04

617. Д-35 95,40 0.21 0,80 0,08 2,05 0,01 0,45 0,24 0,10 0,06 0,37 0,01 99,76 93,5 0,04

618. Д-36 92,00 0,27 3,13 0,01 2,80 0,08 0,56 0,41 0,32 0,21 0,01 0,01 99,74 84,5 0,09

619. Д-40 92,20 0,21 2,95 0,04 2,26 0,01 0,40 0,56 0,33 0,17 0,37 0,05 99,87 85,1 0,12

620. Д-41 90,50 0,24 4,00 0,28 2,38 0,06 0,67 0,72 0,39 0,20 0,37 0,12 99,82 80,9 0,06

621. Д-43 95,00 0,18 1,25 0,28 1,35 0,01 0,45 0,72 0,15 0,03 0,37 0,01 99,81 92,0 0,03

622. Д-64 91,90 0,16 2,50 0,66 2,45 0,05 0,64 0,49 0,69 0,10 0,34 0,20 100,18 85,9 0,10

623. Д-72 92,00 0,29 2,35 0,18 2,10 0,04 0,78 0,08 0,30 0,06 0,32 0,98 100,01 86,4 0,03

624. Д-81 90,70 0,09 4,10 0,01 1,05 0,01 2,24 0,72 0,20 0,27 0,38 0,01 99,75 80,9 0,19

625. Яшмы (верхнеанизийский подъярус ладинский ярус)

626. Д-38 90,80 0,24 3,75 0,92 2,07 0,01 0,34 1,05 0,44 0,21 0,01 0,01 99,29 81,8 0,02

627. Д-42 88,10 0,22 3,75 3,41 2,08 0,08 0,56 0,80 0,42 0,18 0,38 0,02 100,00 79,1 0,12

628. Д-44 95,20 0,14 1,50 0,41 1,45 0,01 0,45 0,56 0,18 0,03 0,30 0,01 99,59 91,6 0,10

629. Д-79 91,70 0,54 0,25 3,95 1,60 0,01 0,56 0,08 0,01 0,03 0,55 0,01 99,29 91,1 0,05

630. Д-39 91,10 0,23 3,50 0,64 2,20 0,06 0,78 0,64 0,40 0,37 0,38 0,01 99,68 82,7 0,04

631. Глинистые кремни и кремневые аргиллиты (средний (?) триас)

632. Д-26 70,45 0,62 13,81 1,53 2,95 0,04 0,23 1,80 3,17 1,70 0,01 3,60 99,91 37,3 0,19

633. Д-27 73,31 0,63 13,38 1,58 2,27 0,04 0,18 0,69 3,33 1,50 0,11 3,20 100,22 41,2 0,11

634. Д-29 80,60 0,44 8,88 1,12 2,52 0,04 0,19 0,73 2,39 1,10 0,13 2,01 100,15 59,3 0,101. Окончание приложения 2пробы si02 ТЮ2 А1203 Ре203 рео МпО СаО ЫgO К20 Ыа20 р2о5 П.п.п. Сумма ЗЮ2св. С орг.

635. Д-45 70,50 0,76 14,62 1,83 1,66 0,04 0,21 1,21 3,88 1,50 0,12 3,80 100,13 35,4 0,15

636. Д-51 86,50 0,37 6,15 0,79 2,03 0,04 0,24 0,76 1,76 0,37 0,23 1,30 100,54 71,7 0,07

637. Д-52 87,31 0,24 5,07 0,72 2,33 0,04 0,42 0,98 1,30 0,32 0,08 1,01 99,82 75,1 0,00

638. Д-53 85,80 0,26 4,75 0,10 2,05 0,08 4,69 0,96 0,30 0,06 0,01 0,32 99,39 74,4 0,11

639. Д-56 87,90 0,11 5,20 0,13 2,14 0,01 3,60 1,13 0,45 0,10 0,37 0,02 99,93 75,4 0,05

640. Д-73 81,96 0,36 7,78 0,79 2,64 0,04 0,26 1,31 1,78 0,46 0,34 2,10 99,82 63,3 0,06

641. Д-80 85,00 0,13 8,50 0,01 2,83 0,24 0,34 1,77 0,39 0,46 0,41 0,01 99,79 64,6 0,08 ■р.Гур (карбонатные породы, верхний триас, нижний и средний норий)

642. Д-247 2,50 0,00 0,66 0,20 0,22 0,17 52, 78 0,71 0,00 0,14 0,09 41,93 99,40

643. Д-256 1,02 0,00 0,66 0,05 0,22 0,02 53,07 1,90 0,00 0,11 0,06 42,47 99,58

644. Д-257 15,82 0,00 0,40 0,15 0,22 0,05 43,17 3,39 0,00 0,07 0,07 36,14 99,48

645. Д-259 0,00 0,00 0,26 0,02 0,11 0,03 55,21 0,48 0,00 0,01 0,01 43,25 99,38

646. Д-277 5,72 0,00 0,66 0,09 0,43 0,05 44,65 7,52 0,02 0,05 0,07 40,13 99,39

647. Примечание. Д-247 -желтовато-белый известняк, Д-256 -серый известняк, Д-257 -белый кремнистый известняк, Д-259 -мелоподобный белый известняк, Д-277 доломитовый серый известняк

648. Пачка Щнижняя часть). Верхний анизийв-259 91,88 0,08 1,43 0,44 3,40 0,14 1,02 0,71 0,45 0,11 0,14 0,00 99,80 88,4

649. Пачка 11 (верхняя часть). Нижний ладинв-310 90,56 0,10 1,47 0,96 4,54 0,17 0,95 0,59 0,53 0,04 0,09 0,00 100,0 87,01. Пачка 13. Верхний ладин в-300 77,94 0,10 1,00 0,32 4,01 0,17 3,14 5,60 0,46 0,07 0,09 7,20 100,1 75,01. Нижняя юра (?)

650. В-328 49,96 1,37 11,76 0,38 9,75 0,40 6,01 7,60 0,89 1,91 0,36 9,07 99,56в-145 66,06 0,66 14,22 1,47 2,92 0,18 3,75 0,74 3,19 2,26 0,19 4,04 99,68

651. Примечание: Вх-232 алевроаргиллит, Вх-300 - доломитистый кремень, Вх-328 - мелкощебневый туф базальтов, Вх-145 - черный алевроаргиллит. Остальныеи> 00образцы кремни и глинистые кремни.

652. Химический состав триасовых пород разреза р.Анюй

653. ТЮ2 А1203 Ре20з РеО МпО мЕо СаО К20 Ыа20 р2о5 Н20+ Сумма 8Ю2 сог§проб св.

654. Толща (IV). Глинистые яшмы. Нижний ладина-12 81,02 0,40 5,73 2,75 1,82 0,07 1,51 0,70 1,98 0,37 0,36 2,99 99,90 67,3а-18 75,52 0,55 8,24 3,56 2,46 0,00 1,91 0,56 2,68 0,53 0,20 3,63 100,14 55,7

655. Толща (VI). Известковый глинистый кремень. Верхний триаса-108 53,13 0,38 5,69 0,00 2,95 0,07 2,04 6,74 11,88 0,16 0,20 19,16 99,84 39,5

656. Химический состав триасовых пород бассейна р. Большая Уссурка (устьер.Татибе и напротив с.Дальний Кут), %проб БЮ2 ТЮ2 А120з Ре203 БеО МпО М§0 СаО К20 Иа20 р2о5 П.п.п. Сумма Й02 св.

657. Пачка 2 (фтанитовая). Анизий1. Глинистые кремли

658. И-14 70,92 0,39 12,61 0,01 5,07 0,17 2,91 0,53 3,13 0,88 0,15 2,52 99,29 40,7 0,09

659. И-17 81,40 0,24 8,05 2,46 1,13 0,07 1,61 0,12 2,18 0,35 0,05 2,70 100,16 62,1 0,051. Кремни

660. И-20 95,92 0,01 0,78 0,24 1,19 0,01 0,32 0,88 0,38 0,08 0,01 0,56 100,36 94,0 0,37

661. И-24 96,30 0,05 0,10 0,52 1,49 0,05 0,64 0,01 0,16 0,14 и.о. 0,65 100,06 96,0 0,041. Фтаниты и-18 88,12 0,16 3,04 1,71* 0,03 0,18 0,00 1,62 0,29 0,10 5,22 100,47 80,8 3,95

662. И-16 85,48 0,20 3,52 0,95* 0,01 0,13 0,00 1,69 0,29 0,15 8,02 100,44 77,0 6,04и-15 90,15 0,11 1,89 0,62 2,41 0,07 0,62 0,04 0,80 0,09 и.о. 3,35 100,05 86,6 2,96и-21 94,20 0,01 2,08 0,16 1,41 0,00 0,32 0,26 0,27 0,06. и.о. 0,72 99,48 89,2 0,44

663. И-22 95,60 0,01 0,85 0,74 1,27 0,00 0,25 0,35 0,27 0,06 и.о. 0,63 100,02 93,5 0,32

664. И-23 94,53 0,13 1,48 0,57 0,99 0,02 0,28 0,30 0,47 0,11 0,27 0,73 99,88 89,0 0,471. Пачка 3. Анизий ? 1. Кремли

665. И-13 93,30 0,11 1,99 0,59 2,12 0,09 0,79 0,06 0,67 0,22 0,03 0,25 99,97 88,5 0,01

666. И-25 94,05 0,01 1,97 0,41 1,35 0,04 0,60 0,13 0,50 0,01 0,11 0,61 99,79 89,3 0,19

667. И-27 92,70 0,06 1,65 0,83 2,19 0,10 0,63 0,01 0,61 0,04 0,00 1,40 100,17 88,7 0,36и-28 95,60 0,05 0,56 1,10 1,34 0,01 0,63 0,03 0,29 0,22 0,00 0,15 99,94 94,3 0,07

668. Верхняя пачка кремней (верхний норий ?)1. Кремли

669. И-11 95,40 0,06 0,54 0,66 2,12 0,11 0,82 0,09 0,16 0,20 0,02 0,10 100,23 94,1 0,01

670. И-12 0,11 92,50 2,87 0,89 1,70 0,06 0,72 0,05 0,75 0,26 0,00 0,35 100,17 85,6 0,07

671. Примечание: * -содержание общего железа, выраженное в трехвалентной форме, И.о.- нет определений.

672. А-8б6а 68,89 0,52 13,89 4,47 1,24 0,02 0,89 0,42 2,25 1,92 0,12 4,80 99,43 35,6

673. А-866Ь 72,93 0,56 10.40 4,43 1,27 0,03 1,99 0,96 3,39 0,70 0,25 3,76 99,44 48,0

674. А-868 70,21 0,63 11,86 4,50 1,36 0,04 1,90 0,88 3,73 0,57 0,18 5,11 99,53 41,7

675. А-869а 66,19 0,59 14,48 4,99 1,40 0,02 2,69 0,33 3,12 1,03 0,02 4,57 99,43 31,4

676. А-869Ь 68,17 0,66 12,28 4,71 2,47 0,04 1,99 0,96 3,59 1,14 0,09 4,70 99,57 38,71. Пачка 2. Средний анизий 1. Глинистые кремни

677. Н-152 78,80 0,50 10,74 0,75 0,41 0,01 1,29 0,01 2,75 0,07 0,82 3,40 99,55 53,0 0,04

678. Н-154 79,10 0,76 9,58 2,67 0,53 0,06 0,75 0,01 2,83 0,11 0,24 2,87 99,51 56,1 0,041. Глинистые фтаниты

679. Н-151 77,33 0,52 7,46 2,06 0,46 0,02 0,58 0,01 1,82 0,09 0,57 8,53 99,45 59,4 2,27

680. Н-151д 79,13 0,48 5,85 2,28 0,40 0,02 0,35 0,01 1,53 0,06 0,22 9,13 99,44 65,1 2,57

681. Н-153 78,18 0,50 5,98 3,13 0,19 0,01 0,91 0,07 0,37 0,16 0,48 9,43 99,41 63,8 2,21

682. Н-153д 79,59 0,41 5,99 2,70 0,75 0,01 0,75 0,07 0,34 0,11 0,52 8,20 99,45 65,2 2,11

683. Н-155Д1 84,73 0,40 5,87 1,29 0,62 0,01 0,70 0,01 0,34 0,23 0,37 4,87 99,44 70,6 1,05

684. Н-169д 87,53 0,33 5,30 0,73 0,44 0,01 0,64 0,15 0,39 0,11 0,38 3,53 99,54 74,8 1,21

685. Н-170 81,80 0,34 7,32 0,06 1,03 0,01 0,89 0,01 3,67 0,07 0,78 3,93 99,90 64,0 1,70

686. Н-170д 88,60 0,29 4,09 1,60 0,31 0,01 0,70 0,01 0,33 0,16 0,34 3,20 99,64 78,8 0,90

687. Н-291 83,15 0,28 3,25 1,03 0,49 0,08 0,32 0,01 1,10 0,07 0,13 9,50 99,41 75,4 6,351. Фтаниты

688. Н-151Д2 94,00 0,20 1,17 0,69 0,50 0,01 0,32 0,22 0,66 0,07 0,33 1,33 99,90 91,6 0,35

689. Н-155 88,25 0,27 3,29 2,27 0,50 0,05 0,22 0,01 0,92 0,04 0,07 3,87 99,75 80,4 1,55

690. Н-156 93,75 0,18 1,75 0,93 0,60 0,03 0,14 0,01 0,54 0,04 0,17 1,40 99,53 89,6 0,17

691. Н-155д 89,40 0,23 2,71 1,47 0,12 0,01 0,28 0,22 0,87 0,16 0,38 3,73 99,57 82,9 2,28

Информация о работе

Волохин, Юрий Германович
доктора геолого-минералогических наук
Владивосток, 2010
ВАК 25.00.01

Диссертация

Мезо-кайнозойское кремненакопление в окраинных бассейнах востока Азии - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы