/
Текст
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ era СССР
Лист Р—58,59 — Каменское
R -43 '(45)
В хС^Л/w* хч Z 4,. А В vXZxxZ^ZZ'^V^Z/^’43 и«.«!««•-’ Л В V* X VxxZXZZx / ~ A "Z В хч>у* XyZ «кх.Ы I 1 XiXxZZZZ^yzx-^ г^~ А т 1 \ ? ч <№> /^<^/, <хгю^ / х>р-<‘-’'« гХХ Ш \Ч- ’ ZXX / \ /^--^ / ГАР* томгк Л’'0* с* *«F^4 1 "м>’45 V** ' ’ ZZZZXXtXXAZ \ XZZXbXX“"T в '^6v/a4^Z>^ —4~~L2L у В В ' 1 К'^(43)/ ММД-АьГ/ В 1 / Ду^£ ——1 В I >1 \ м У г У \ *7 »,-’ \ х ххУ х/ Z 'Z \ xZ\ZzxчА^ЛЛ ’- коь \^< ^’ь^ \ л х f 'У. <2/ XX п* '-'ХГи-Х \ тг 7 X ч л/xAiXx<х> > \и» \,^у
МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
ВСЕСОЮЗНЫЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ имени А. П. КАРПИНСКОГО (ВСЕГЕИ)
ПРОИЗВОДСТВЕННОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОБЪЕДИНЕНИЕ ПО РЕГИОНАЛЬНОМУ ИЗУЧЕНИЮ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ТЕРРИТОРИИ СТРАНЫ («АЭРОГЕОЛОГИЯ»)
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ
КАРТА
СССР
Масштаб 1 : 1000 000
(новая серия)
Объяснительная записка
Лист Р-58, 59 — Каменское
ЛЕНИНГРАД, 1985
УДК 55(084.3) : 528.94.065(571.56)
Геологическая карта СССР. Масштаб 1:1 000 000 (новая серия). Объяснительная записка. Лист Р-58, 59 — Каменское. Л., 1985, 182 с. (Министерство геологии СССР. ВСЕГЕИ, ПГО «Аэрогеология»).
Дано систематическое описание стратиграфии и интрузивных образований части Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (бас. Пенжины) и юго-западной части Корякского нагорья. Специальные разделы посвящены тектонике, геоморфологии, истории геологического развития, гидрогеологии района. Обобщен новейший материал по геологическому строению рассматриваемой территории.
Для широкого круга специалистов, занимающихся региональной геологией СССР.
Табл. 21, ил. 4, список лит. 75 иазв.
Материалы по листу Р-58, 59 рассмотрены и одобрены к печати 21 декабря 1983 г. на заседании Главной редакции Госгеолкарты СССР.
Редакционная группа Главной редакции Госгеолкарты СССР масштаба 1:1000 000 (новая серия): Г. П. Александров, Г. С. Ганешин, И. К,. Зайцев, К. Б. Ильин, Р. И. Соколов, Г. И. Шапошников (председатель), Э. Г. Якубасова.
Ответственный редактор В. В. Ковалева
© Всесоюзный ордена Ленина научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ). 1985.
ВВЕДЕНИЕ
Лист Р-58, 59 Геологической карты СССР масштаба 1:1 000 000 (новая серия) охватывает территорию, в основном располагающуюся во внешней и внутренней зонах Тихоокеанского подвижного пояса. Большая часть ее входит в состав Корякско-Камчатской складчатой области, лишь крайний СЗ принадлежит Омолонскому срединному массиву, на их сочленении расположен Охотско-Чукотский вулканогенный пояс (ОЧВП). При составлении геологической карты использованы результаты геологической съемки среднего масштаба, уточнения сделаны по материалам крупномасштабных съемок. В работе использованы опубликованные даные геологов ПГО «Камчатгеология», «Севвостгео-логия», «Аэрогеология», «Севморгео». ВСЕГЕИ, ВИИГРИ, институт АН СССР. Для решения спорных вопросов стратиграфии исполнители два сезона вели редакционные работы на ОЧВП и Корякском нагорье.
Авторы искренне благодарны С. Г. Бялобжесскому, Г. С. Ганешину, О. П. Дундо, Т. Д. Зоновой, О. Н. Иванову, Е. Л. Лебедеву, Б. А. Марковскому, И.М.Миговичу, В. К- Ротману, М. Я. Серовой, Р. И. Соколову, В. А. Титову, Г. Н. Шапошникову за консультации и обсуждения работы в процессе ее составления. Авторы считают своим приятным долгом выразить глубокую благодарность С. А. Музылеву и К. Б. Ильину за многочисленные консультации и постоянную помощь в работе. Авторы признательны руководителям и ведущим геологам объединения «Камчатгеология»: Р. А. Ремизову, Ю. И. Харченко, Ю. А. Новоселову, А. И. Поздееву, Т. В. Тарасенко, Ю. П. Рожкову, Л. Л. Ляшенко, А. А. Коляде, Д. Т. Макаровой — и коллективу геологов Северо-Камчатской экспедиции за содействие и помощь в исследованиях.
Географические сведения. Наиболее крупные орографические единицы территории ориентированы с ЮЗ на СВ. Пенжинский хр. и Пенжинский и Парапольский долы, ограничивающие его с СЗ и ЮВ, находятся в центральной части, Ичигемский хр. — на СЗ, Пылгинский и Олюторский хр. — на Ю. На В расположен Центрально-Корякский горный узел с высотами 1600—1800 м, от которого радиально отходят хребты (Ваежский, Пахачинский, Апукский) и стекают реки. К ЮВ от него находится Верхнеачайваямский горный узел с максимальными для района абсолютными отметками (2562 м — гора Ледяная). Восточные хребты (Пикась, Укэлаят, Ватына) имеют шпротную или северо-западную ориентировку. Абсолютные отметки хребтов в основном 700— 1300 м, впадин — 0—600 м.
Береговая линия на ЮЗ и Ю расчленена глубоко вдающимися в сушу зал. Уала, Корфа, Олюторским, северо-восточнее изрезана бухтами Наталии, Анастасии и Дежнева. На 3 в сушу глубоко вдается Пенжинская губа. Западная часть района принадлежит бас. Охотского моря. Главная река этой части территории— Пенжина с многочисленными притоками, крупнейшие из которых — Оклан, Белая, Мургаль.
3
До пос. Аянка Пенжина судоходна. Движение самоходных барж возможно и но Таловке, впадающей в эстуарий Пенжины. Другие реки, впадающие в Пенжинскую губу (Парень, Тылхой, Пустая), имеют горный характер и для судоходства непригодны. Непроходимы и все реки восточной части района, принадлежащие бас. Берингова моря. Наиболее крупные из них — Вывенка, Пахача, Апука, Укэлаят, Хатырка и Великая. В районе много мелких озер. Большинство их расположено в Пенжинском и Парапольском долах.
Среднегодовые температуры отрицательные, низкие в глубине материка и повышающиеся в береговых зонах. Среднемесячная температура января в прибрежных зонах от —16 до —23 °C, в глубине материка значительно ниже. Распределение летних температур противоположно зимнему. Среднесуточные температуры выше —|-15°С наблюдаются в прибрежной полосе нерегулярно (в отличие от континентальных районов). Вследствие низких температур и незначительного испарения избыточно увлажнены районы, прилегающие к Охотскому и Берингову морям, хотя выпадающее здесь количество осадков (372—540 мм) невелико. Для района характерна муссонная циркуляция воздуха. Зимой преобладают ветры, дующие с суши на море, а летом — с моря на сушу. Особенно сильны зимние ветры на северном побережье Пенжинской губы.
Многолетняя мерзлота распространена практически повсеместно, за исключением таликов под долинами рек и озерами. Мощность деятельного слоя на склонах южной экспозиции 0,4—6 м, на северных склонах глубина оттаивания 15—80 см. Район расположен в зоне тундр. Небольшие массивы лиственницы, тополя, березы и чозении приурочены к долинам рек. Обширные территории пригодны для выпаса оленей. Район населен русскими, украинцами, коряками, чукчами, эвенами. Население занято рыболовством, обработкой рыбы, оленеводством. Небольшая часть его работает на горных предприятиях.
Авиалинии связывают населенные пункты описываемой территории с аэропортом пос. Корф. Пос. Каменское и Корф регулярно принимают рейсы самолетов ЯК-40. В период летней навигации морские порты Манилы, Корф, Пахачи посещаются рейсовыми пассажирскими и грузовыми судами. Наземные регулярно действующие дороги в районе отсутствуют. Район экономически не освоен. Городов и поселков городского типа нет. Горная промышленность развита очень слабо. На нескольких небольших предприятиях добывается лишь уголь и строительные-материалы для местных бытовых нужд. Перспективы открытия месторождений рудных и нерудных полезных ископаемых высоки.
Геологическая изученность. История геологического изучения района изложена в томе XXX «Геологии СССР» и ряде монографических работ [2, 9, 18, 26, 42]. Геологические исследования на Ю Корякского нагорья были начаты в 30-х годах Дальстроем. В 1933 г. X. Т. Пивоваров, Б. В. Хватов и В. И. Нелидов на восточном побережье Пенжинской губы провели поиски и оценку месторождений угля. В 1934 г. Б. В. Хватов доказал присутствие здесь угленосных отложений и собрал палеонтологический материал, обработанный В. И. Бодылев-ским, Л. Д. Кипарисовой и А. Н. Криштофовичем, установившими триасовые, меловые и третичные отложения. В 1936 г. Н. М. Маркин уточнил стратиграфию этого района. В 1937 г. Корякская экспедиция Всесоюзного арктического института (И. Г. Николаев, М. Г. Бакова,. Д. М. Колосов, А. Е. Святловский) провели маршрутные исследования в бас. Укэлаята, Ильпи, Ватыны, Апуки и на прилегающей части побережья Берингова моря. На Олюторском п-ове и в бас. Вывенки, Пахачи и Апуки геологические исследования проводили в 1938 г. Б. Ф. Дьяков, в 1940—1941 гг. — Г. М. Власов.
4
После Великой Отечественной войны были начаты планомерные и комплексные геологосъемочные и поисково-разведочные работы Пенжинской экспедицией Дальстроя, возглавляемой В. А. Титовым. В результате были выяснены основные черты геологического строения территории и выявлены проявления и месторождения полезных ископаемых, и в первую очередь ртути. В разработке стратиграфии, магматизма и тектоники Пенжинского кряжа и восточного побережья Пенжинской губы ведущую роль сыграли тематические исследования геологов А. Ф. Михайлова (1953—1955 гг.), М. А. Пергамента (1953—1954 гг.), А. Д. Кочетковой (1953—1954, 1959 гг.), Т. В. Тарасенко (1957 г.), И. М. Миговича (1957—1958 гг.), В. П. Похналайнена и Г. П. Авдейко. Изучением петрологии гипербазитов занимались А. Ф. Михайлов, Н. М. Янчук, И. Е. Заединова. В 1952 г. в бас. Апуки, Пахачи, в верховьях Вывенки и на Олюторском п-ове мелкомасштабную геологическую съемку проводила экспедиция под руководством В. А. Ярмолюка.
Весной 1957 г. в Магадане состоялось 1-е межведомственное региональное совещание по стратиграфии (МРСС) Северо-Востока СССР. Однако фактического материала было недостаточно для принятия не только унифицированной, но и рабочих схем стратиграфии большинства тектонических элементов Корякской складчатой области.
На востоке территории начиная с 1955 г. планомерные геологосъемочные и тематические работы в бас. Пахачи, Укэлаята. Апуки, Ватины, Ачайваяма проводила Корякская экспедиция НИИГА, руководимая Б. X. Егиазаровым. В результате были составлены «Геологическая карта Корякского нагорья» и «Тектоническая карта Корякской складчатой области» в масштабе 1:2 500 000 и две монографии [15, 16], в которых подведены итоги изучения стратиграфии и тектоники и обобщены материалы по полезным ископаемым.
Интенсивное изучение западной и центральной частей региона связано с организацией Камчатского территориального геологического управления (ныне ПГО «Камчатгеология»), которое сосредоточило в своих руках дальнейшие геологосъемочные и поисковые работы на севере Камчатской области и внесло достойный вклад в его изучение. С 1969 г. геологи СВТГУ (ныне ПГО «Севвостгеология») исследовали северо-восточную и крайнюю северо-западную части района (в пределах Магаданской области). С 1964 г. по настоящее время изучением севера Камчатской области занимается и ПГО «Аэрогеология», ранее именовавшееся Всесоюзным аэрогеологическим трестом. Этой организацией на юго-западе Корякского нагорья и в Пенжинском секторе ОЧВП проведены геологическая съемка среднего масштаба, тематические и поисковые работы.
Большое значение в развитии представлений о геологическом строении территории имели сводные геологические, структурно-формационные и тектонические карты различных масштабов. В 1965 г. издана тектоническая карта Северо-Востока СССР масштаба 1:2 500000, составленная под руководством С. М. Тильмана (редактор Ю. М. Пуща-ровский). Позднее, в 1978 г., опубликована геологическая карта Камчатской области, составленная А. Ф. Марченко и др. под редакцией Г. М. Власова. В 1979 г. вышла из печати тектоническая карта Востока СССР и сопредельных стран масштаба 1:2500 000, в 1981 г.— структурно-формационная карта Охотско-Чукотского вулканогенного пояса масштаба 1:1 000000, составленная В. Ф. Белым, а в 1982 г,— геологическая карта Северо-Востока СССР масштаба 1 : 1 500 000.
Материалы 2-го МРСС, проведенного в Магадане в 1975 г., во многом способствовали совершенствованию геологического картирования обширных территорий Северо-Востока СССР [38, 54]. Существенный вклад в выяснение вопросов стратиграфии, тектоники, магматизма и
5
закономерностей размещения полезных ископаемых внесли научно-исследовательские работы геологов ВСЕГЕИ, ВНИГРИ, институтов АН СССР. В 1977 г. вышла работа В. Н. Верещагина, в которой рассмотрены основные вопросы стратиграфии мела Дальнего Востока [13]. В последние годы появился ряд обобщающих работ, посвященных магматизму и тектонике Тихоокеанского пояса [19].
Изложенный материал позволяет считать, что район в целом изучен в соответствии с требованиями среднемасштабной геологической съемки, охвачен геофизическими и гидрогеологическими исследованиями. В данной работе использованы материалы геологической съемки среднего и крупного масштаба, геофизические материалы, а также результаты тематических исследований ряда ведущих научных коллективов АН СССР и Министерства геологии. Геологическая съемка выполнена геологами объединений «Камчатгеология», «Аэрогеология», «Сев-востгеология» и «Севморгео». На всех этапах составления карты широко использовались космические снимки масштаба 1 : 1 000 000 (черно-белые и спектрозональные). В комплексе с геологическими и геофизическими материалами они применялись при прослеживании зон разломов и выяснении их соотношений, оконтуривании ультрабазитовых и гранитоидных массивов, субвулканических тел, выделении вулкано-тектонических структур и увязке геологических границ соседних листов.
СТРАТИГРАФИЯ
На описываемой территории, включающей восточную часть Смоленского массива и ЮЗ Корякского нагорья, распространены архейские, протерозойские (?), палеозойские, мезозойские и кайнозойские образования. Основание Смоленского массива слагают архейские, а его чехол — палеозойские и мезозойские породы. В Корякском нагорье, относящемся к Корякско-Камчатской области кайнозойской складчатости, наиболее распространены мезозойские и кайнозойские образования и незначительно — протерозойские и палеозойские.. Здесь установлены две геосинклинально-складчатые системы: Кони-Тайгоносско-Корякская и Олюторско-Камчатская. В первой из них выделены три структурнофациальные зоны: Тайгоносско-Мургальская, Пенжинско-Анадырская и Корякская, во второй — две: Корякско-Западно-Камчатская и Олюторско-Восточно-Камчатская. Эти зоны характеризуются различными типами разрезов, мощностями и условиями их накопления; они сменяют друг друга с СЗ на ЮВ в направлении континент-—океан. В этом же направлении последовательно сменяют друг друга четыре вулканических пояса: меловой окраинно-континентальный Охотско-Чукотский, эоцен-олигоценовые Оклано-Пенжинский и Западно-Камчатско-Корякский и неоген-четвертичный окраинно-океанический Центрально-Камчат-ско-Олюторский.
АРХЕЙ
К архею отнесены метаморфические толщи, слагающие Тайгонос-ский блок Омолонского массива, расположенный в основном на п-ове Тайгонос. В выступах их в бас. рек Авековой, Колымака, Парепи, Ке-чичмы, Гыленги преобладают гранитизированные гнейсы различного состава, реже встречаются амфиболиты и еще реже — основные кристаллические сланцы. Для пород характерен региональный метаморфизм гранулитовой и амфиболитовой фаций. В междуречье Колымак — Аве-кова, на СВ Авековского выступа по сопоставлению с авековским комплексом западных, лучше изученных районов бас. Авековой (В. Н. Липатов, 1957 г.; И. А. Лившиц, 1970 г. [34]; И. А. Жуланова, 1974 г. [25]; Е. Г. Песков, 1977 г.) В. М. Гундобиным и Ю. С. Некрасовой (1977 г., 1981 г.) архей разделен на две серии: нижнюю—пур-гоносскую и верхнюю — косовскую. Кроме того, на территории выделены нерасчлененные архейские образования.
Пургоносская серия (ARpr) распространена в верховьях Колымака; сложена гранат-биотитовыми, пироксен-биотитовыми, гранат-двупироксеновыми гнейсами с прослоями основных кристаллических сланцев и амфиболитов. На большей части площади по’роды гранитизи-рованы и превращены в послойные мигматиты с послойными жилами пегматитов (мощн. от 1—2 см до 0,5—1,5 м). Широко проявлены про-
7
цессы динамотермального метаморфизма и диафтореза. Из-за отсутствия коренных выходов разрез серии не составлен. Ориентировочная мощн. 3000 м.
Косовская серия (ARAs) на западе территории, в долине левого притока Колымака, по В. М. Гундобину и Ю. С. Некрасовой (1981 г.), представлена амфиболовыми, биотит-амфиболовыми гнейсами и амфиболитами, реже — плагиогнейсами, превращенными местами в хлорит-серицитовые, кварц-биотитовые сланцы и мусковитовые вторичные кварциты. На контакте с Колымакским гранитным массивом породы сильно изменены. Эта толща непосредственно продолжает по простиранию косовскую серию, широко развитую, по Е. Г. Пескову (1977 г.), к 3 от района. Мощность серии, видимо, превышает 500 м.
Нерасчлененные образования (AR) объединяют грани-тизированные и диафторированные кристаллические породы бас. Аве-ковой, метаморфические породы бас. Парени и Гыленги. Интенсивная переработка пород или плохая обнаженность не позволяют сопоставить их ни с одной из серий архея западных районов п-ова Тайгонос. Присутствие среди них гнейсов и амфиболитов, характерных для архея Тайгоносского блока, свидетельствует о принадлежности этих пород к архею. К С от Колымака распространены гранитизированные гранат-биотитовые, биотитовые, биотит-амфиболовые и амфиболовые гнейсы и амфиболиты, встречающиеся в пургоносской и косовской сериях авеков-ского комплекса. Они содержат полосы гранито-гнейсов и жилы пегматитов мощностью до 1,5 м.
Для среднего течения Парени характерны меланократовые амфиболовые сланцы, для бас. Авековой и верховьев Кечичмы -— интенсивно гранитизированные биотитовые, биотит-амфиболовые, амфиболовые миг-матизированные гнейсы, часто подверженные диафторезу и катаклазу; пачки лейкократового состава чередуются с меланократовыми, полосчатость имеет северо-восточное или близширотное простирание. В междуречье Гыленги и Парени и на левобережье Гыленги в тектонических блоках выходят биотитовые, амфиболовые, биотит-гранатовые гнейсы, амфиболиты, слюдяные и амфиболовые кристаллические сланцы и кварциты. Породы гранитизированы, мигматизированы, местами подвержены диафторезу и метасоматозу. Примерная мощн. 400 м. Возможно, что часть их представляет собой верхнепалеозойские отложения, метаморфизованные на контакте с гранитными интрузиями.
На 2-м МРСС в г. Магадане в 1975 г. возраст рассматриваемых образований принят раннеархейским. На смежной с 3 территории сходные по составу и метаморфизму образования, слагающие с описываемыми единый тектонический блок (Б. Г. Песков, 1977 г.), имеют рад. возр. РЬ 3100±120 млн. лет (5 проб из бас. Авековой). Архейский возраст метаморфических образований бас. Гыленги несколько условен: самое древнее значение рад. возр. К 731 млн. лет.
ПРОТЕРОЗОЙ
К протерозою (PR?) отнесены метаморфические сланцы бас. рек Ваеги, Мукарылян, Березовой. Ранее Л. Д. Цветковым и др. (1970 г.), В. Г. Куприенко и др. (1969 г.) эти сланцы считались принадлежащими к невской толще верхнего карбона — нижней перми. Позднее Л. Д. Цветков и Эр. Б. Невретдинов [72] и Л. Д. Цветков [73] отнесли их к ваежской серии протерозоя, а О. Н. Иванов [29] — к протерозою.
Рассматриваемые образования (2200 м), метаморфизованные в зеленосланцевой и глаукофановой стадиях метаморфизма, представлены глаукофан-эпидотовыми, глаукофан-лавсонитовыми, кварцево-слюдистыми, кварцитовыми и амфиболовыми сланцами, а также метабазаль
8
тами, метатуфами, кристаллическими известняками. Из метаморфитов с левобережья Березовой 1-й (по О. Н. Иванову [29]) Л. И. Ильченко были определены акритархи рифея и венда. По органическим остаткам, характеру метаморфизма и обломкам метаморфических пород в силурийских известняках на Березовой 1-й толща условно отнесена к протерозою.
ОРДОВИКСКАЯ —СИЛУРИЙСКАЯ СИСТЕМЫ
Отложения ордовика —силура (О—S) впервые выделены И. М. Миговичем [16]. В Пенжинском хр. — на правобережье р. Паль-маткиной и в верховьях рек Харитони и М. Упупкин распространены глинистые сланцы, филлиты, песчаники, базальтовые порфириты, кремнистые алевролиты, известняки, микрокварциты, конгломераты. Взаимоотношения их с подстилающими и перекрывающими отложениями тектонические. На р. Харитони, по данным В. Ф. Белого [10], снизу вверх обнажены:
Мощн., м
1. Базальтовые порфириты с прослоями известняков, кремнистых аргиллитов и алевролитов в верхней части . . ................. . 1000
2. Известняки с фауной конодонтов и брахиопод........................ 100
3. Конгломераты полимиктовые валунно-галечные с маломощными про-
слоями известняков, гравелитов, песчаников, глинистых сланцев с граптолитами 200
4. Сланцы глинистые и филлиты с маломощными (10—20 см) липзовид-ными прослоями известковистых песчаников, известняков, гравелитов, конгломератов с фауной граптолитов ........................................... . 1500
2800
Конодонты (по М. X. Тагиеву) характерны для среднего ордовика, трилобиты (по М. Н. Чугаевой) — для верхнего ордовика—нижнего силура, брахиоподы (по М. М. Орадовской) — для среднего ордовика—нижнего силура, граптолиты (по Р. Ф. Соболевской и Т. Н. Корень) — для среднего и верхнего ордовика. К СВ по р. М. Упупкин, по данным В. М. Калинина (1980 г.), нижняя часть (600 м) толщи сложена базальтовыми порфиритами и микрокварцитами, верхняя (650 м) — песчаниками и алевролитами с прослоями рифогенных известняков с остатками гастропод, характерных, по заключению М. Г. Мироновой, для среднего и верхнего ордовика.
На р. Пальматкиной, по В. Ф. Белому [10], в толще (600 м) филлитов, песчаников и алевролитов с прослоями брекчий, конгломератов, гравелитов, туфов и рифогенных известняков обнаружены остатки позднеордовикских — раннесилурийских трилобитов (Selenoharpes sp. и React idae sp.) и брахиопод Sowerbyella ex gr. sladensis Jones, Delerortis cf. intermedius N i k i f., Tscherskidium cf. unicum A. Nik., а также ост-ракод Steusloffina cuneata (S t e u s 1.), Oepikella? frequens (S t e u s 1.), Brevidorsa cf. brevidorsata Neck., B. cf. sarvi Neck., типичных для позднего ордовика (по Л. С. Тильман), и Plantella sp. и Neckojatia sp., не встречающихся в отложениях древнее силура. Возраст отложений по различным группам органических остатков — средний ордовик—ранний силур.
ДЕВОНСКАЯ СИСТЕМА
Нижний —средний девон (D]_2), выделенный Л. А. Анкудиновым на двух участках между побережьем Пенжинской губы и низовьем р. Таловки, представлен метаморфическими сланцами, зеленокаменными породами, мандельштейнами, кварцитами, туфами основного состава, мраморизованными известняками (до 750 м) и залегает среди меловых отложений, вероятнее всего, в тектонических пластинах в зо-
9
мах надвигов. Содержащиеся в мраморизованных известняках кораллы Digonophyllum cf. shulzi W d k d., Grypophyllum striatum S о s h k., Cras-sialveolites sp., по заключению В. H. Дубатолова и С. И. Стрельникова, характерны для раннего—-среднего девона. Известняки с девонской фауной прослеживаются в виде цепочек клиппенов (утесов), меловые отложения вблизи них интенсивно рассланцованы и катаклазированы. Не исключено, что известняки являются олистоплактами в меловых отложениях.
ДЕВОНСКАЯ — КАМЕННОУГОЛЬНАЯ СИСТЕМЫ
Верхний девон—нижний карбон представляет крестикская свита (D3—Cikr), выделенная в 1965 г. А. П. Шпетным на рч. Крестик (притоке Омолона) и распространенная на СЗ территории— в бас. Кетали. Подстилающие отложения не установлены, с вышележащим карбоном контакты тектонические. Свита (600 м) сложена песчаниками и алевролитами с прослоями кремнистых пород и конгломератов. В низах ее (200 м) преобладают песчаники с прослоями (1 м) внутрифор-мационных конгломератов, в верхах (400 м) —• алевролиты с прослоями песчаников, кремнистых пород и конгломератов. Остатки брахиопод Schizophoria recupinata Mart, из бас. Кегали характерны, по определению В. Г. Ганелина, для раннего карбона, а остатки кораллов Diphy-phyllum latetabulatum Volkova, по заключению Ю. И. Оноприенко, — для турне—визе. К 3 от района, по М. И. Терехову (1962 г.) и Е. Г. Пескову (1977 г.), в базальных конгломератах свиты встречены фаменские брахиоподы и гониатиты; таким образом, возраст свиты фаменский — раннекаменноугольный.
КАМЕННОУГОЛЬНАЯ СИСТЕМА
В районе известны нижний и средний отделы карбона, принадлежащие двум структурно-фациальным зонам, различающимся строением -стратиграфических разрезов, набором слагающих пород, мощностями (табл. 1).
Нижний отдел
В и зейский ярус (Civ) в Пенжинско-Анадырской структурнофациальной зоне слагают грубообломочные терригенные породы, в Смоленской зоне — известняки ючугейской свиты. В Пенжинско-Анадырской зоне распространены конгломераты, конгломерато-брекчии, песчаники, гравелиты, алевролиты (междуречье Таловки и Белой). С нижележащей толщей ордовика—силура соотношения тектонические, с перекрывающими визейско-серпуховскими отложениями — согласные. По В. М. Калинину (1980 г.), на водоразделе Пенжина — М. Упупкин их мощн. 1000 м. Остатки Rotaia (Welleria) subtrigona (Meek et Worth.), Choristites ex gr. anikeevi E i n о r, Gonioloboceras aft. gonio-lobum Meek, Goniotites cf. crenistria P h i 11. и др. из верхней части разреза, по заключению В. Г. Ганелина, характерны для неруинского надгоризонта. Остатки флоры из этих слоев представлены Lophiododen-dron variabila S. M e у e n, Angarophloios sigillarioides S. M e у e n. Ha водоразделе Кичаваям — M. Упупкин И. М. Миговичем и Т. В. Тарасенко [16] в верхах разреза собраны также остатки фауны, характерные для визейского яруса. Ранее [16, 54] эти отложения относились к ха-ритоньинской свите.
Ючугейская свита (Ci/wc), выделенная М. Н. Тереховым [54, 62], распространена в Омолонской зоне на СЗ района — в бас. р. Эру-ди. Взаимоотношения ее с подстилающей крестикской свитой не уста-
10
Схема сопоставления нижнего и среднего карбона Омолонской и Пенжинско-Анадырской зои
Общая стратиграфическая шкала
Таблица 1
Региональные стратиграфические подразделения
Омолонская зона Пенжинс’ко-Анадырская зона
Бас. р. Эруди Бас. р. Кегали Междуречье Тылхой — И льновеем Междуречье Парень — Кечичма Междуречье Таловка — Белая Северо-восточный склон Понтонейских гор
Ольчинская свита C2oZ. Песчаники, алевролиты, гравелиты. 180 м 1 1 1 1 1
Средний карбон С2. Песчаники, алевролиты, туффиты. 700 м
Хаямская свита Ci-zhm. У г листо-г лин истые сланцы, редко андезиты. 160 м Нижний — средний карбон Ci-2. Алевролиты, глинистые сланцы, песчаники. 700 м
Ольчинская свита С$о1.
Песчаники, алевролиты, глинистые сланцы.
1000 м
Визейский ярус CiV. Г ру бообломочные
новлены, с перекрывающими отложениями — несогласные. Нижнюю часть свиты (140 м), по Е. Г. Пескову (1977 г.), слагают известняки с обломками и отпечатками криноидей, мшанок и брахиопод; среднюю (45 м) — переслаивающиеся известняки (3—25 м) и известковистые алевролиты (5-—10 м); верхнюю (около 70 м) —коралловые известняки. Полная мощность — не менее 300 м. В нижней и средней частях свиты содержатся Stegacanthia sibirica S а г., Punctospirtfer octoplicatus S a v., Syringothyris altalca T о 1 m., Dicthyoclostus cf. pinguis Muir —-Wood и др., в верхней — Shizophoria resupinata Mart., Lithostrotion basalti-forme P h i 1 L, Tolmatchoffia cf. tenuicostata Ustr., Cotnposita trinuclea Hall. По мнению В. Г. Ганелина, этот комплекс характерен для всего неруинского надгоризонта.
Визейский — серпуховский ярусы (Cjv—s) в Пенжинско-Анадырской структурно-фациальной зоне представлены вулканогенноосадочными отложениями, согласно залегающими на визейских. Ранее они относились к кичаваямской свите, выделенной в 1958 г. А. Ф. Михайловым и позднее изучавшейся И. М. Миговичем [16, 54] и другими исследователями. Предполагалось, что кичаваямская свита расположена стратиграфически ниже харитоньинской. В. М. Калининым (1980 г.) установлено, что последняя имеет визейский возраст, а отложения, относившиеся к кичаваямской свите, — визейский—серпуховский. Рассматриваемую толщу в Пенжинском хребте слагают песчаники, конгломераты, алевролиты, углисто-глинистые и глинистые сланцы, диабазовые и андезитовые порфириты, каменные угли. Наиболее полный разрез (880 м) изучен В. М. Калининым (1980 г.) на правобережье Белой.
По заключению В. Г. Ганелина, Cancrinella ex gr. undata D e f г., Spirifer increbescens H a 1 1 и S. cf. ^urcatus S e m., а также остатки брахиопод из средней части толщи междуречья Пенжина — М. Упупкин (мнение Н. В. Литвинович) типичны для визейского и серпуховского ярусов карбона. Остатки флоры из средней и верхней частей толщи, по С. В. Мейену, характерны для поздневизейского—серпуховского времени. Юго-западнее, на водоразделе Гугиваям—Ивчейвинтихляваям, в толще появляются спилиты, диабазовые и андезитовые порфириты, переслаивающиеся с песчаниками, гравелитами, конгломератами. Максимальная мощность отложений, по В. М. Калинину (1980 г.),— 1600 м.
К н е р а с ч л е н е н н о м у нижнему карбону (CJ отнесены песчаники, кремнистые породы, туфы кислого состава и андезиты Пен-жинско-Анадырской структурно-фациальной зоны, слагающие тектонический блок на северо-восточных отрогах Понтонейских гор. Ранее они относились к Высокогорской свите нижнего карбона, выделенной в 1963 г. И. М. Миговичем [16, 62], предполагавшим, что по объему свита соответствует харитоньинской и кичаваямской свитам вместе взятым. Наиболее полный (637 м) разрез толщи, по И. М. Миговичу [16], обнажен в 3,5 км к СВ от горы Высокой, где ее слагают песчаники, туфы кислого состава, яшмы, кремнистые алевролиты и сланцы, реже — липариты, андезиты, конгломераты. В толще содержатся Dictyoclostus cf. deruptus R о m., Sririfer cf. bisulcatus S о w., Fusella cf. tornacensis К о n., F. cf. missurensis S w a 11, Mourlonia striata Sow. и др., характерные, по заключению М. Г. Мироновой, для раннего карбона.
Нижний — средний отделы
Отложения нижнего — среднего карбона (Ci-г) установлены в Омолонскон структурно-фациальной зоне — на междуречье Тылхой—Ильновеем, в бас. Эруди и Кегали; в бас. Кегали они представлены хаямской свитой. Па междуречье Тылхой—Ильновеем распространены алевролиты, аргиллиты и углисто-глинистые сланцы с прослоями и линзами песчаников, известняков, гравелитов, мелкогалечных
12
конгломератов. Подстилающие отложения не установлены. Наиболее полный разрез толщи мощн. 700 м (Ш. Ш. Гимадеев, 1979 г.) обнажен по руч. Сухому и Куропачьему.
Ранее эти отложения Л. М. Карпасовым (1965 г.) относились к нижней перми и сопоставлялись В. М. Завадовским с бургалийским горизонтом. Решением 2-го МРСС [54] этот горизонт был изъят из региональных стратиграфических схем пермских отложений Северо-Востока СССР как подразделение, не имеющее удовлетворительного стратотипа п объединяющее разновозрастные отложения нижнего и среднего карбона, отвечающие магарскому и ольчинскому надгоризонтам. Собранные Ш. Ш. Гимадеевым Chonetes ishimicus Sok., Jakutoproductus ex gr. cherackovi Kasch., Orulgania ex gr. plenoides S о k. и др., по мнению В. Г. Ганелина, характерны для магарского надгоризонта (верхи ви-зейского, серпуховский, низы башкирского ярусов); Tomiodendron ko-meroviense (С ha chi.) Radcz. также типичен для магарского надгоризонта.
В бас. Эруди к нижнему—среднему карбону отнесены вулканогенно-терригенные образования (аргиллиты, углисто-глинистые и глини-стые сланцы, алевролиты, песчаники, туфопесчаники, конгломераты, афировые и плагиопорфировые базальты, спилиты, туфы, туффиты) общей мощн. 415 м, с размывом залегающие на известняках ючугейской -свиты, а также согласно залегающие на них песчаники (140 м). В песчаниках — остатки Neospirifer cf. virgatus L i t v., Tolmatcheffia cf. tenuicostata U s t г., характерные, по заключению В. Г. Ганелина, для магарского надгоризонта. Ввиду малой мощности и площади распространения вулканогенно-осадочные и осадочные отложения объединены в одну толщу нижнего—среднего карбона (см. табл. 1).
Хая мекая свита (Ci_2hm) выделена М. И. Тереховым [62] к 3 от границы района. В бас. Кегали подстилающие ее отложения не установлены (Е. Г. Песков, 1977 г.). Свита (160 м) сложена черными тонкополосчатыми углисто-глинистыми сланцами с прослоями андезитов п глинистых сланцев мощностью до нескольких сантиметров. В свите много согласных тел базальтов, диабазов, тешенитов.
Средний отдел
Средний карбон (С2) распространен в Смоленской структурно-фациальной зоне в бас. Тылхоя, Ильновеема, Парени, Кечичмы, Кегали. В бас. Тылхоя и Ильновеема разнозернистые песчаники, алевролиты, гравелиты и туффиты (700 м) согласно залегают на нижнем— среднем карбоне. Нижняя граница проводится по мощному (100 м) пласту конгломератов. Содержащиеся в толще остатки Tornquistia ko-lytnaensis A f a n., Jakutoproductus ex gr. cheraskovi Kasch., Anidon-thus ex gr. dicksoni E i п о r, Verkhotomia stepanovi Z a v. и др., по В. Г. Ганелину, типичны для нижней части ольчинского надгоризонта (башкирский и московский ярусы).
Ольминская свита (С2о/), выделенная В. Г. Ганелиным [62] в бас. Парени (к 3 от района), в бас. Кечичмы и Парени сложена ритмично переслаивающимися песчаниками, гравелитами, мелкогалечны-мп конгломератами, глинистыми сланцами, алевролитами. Подстилающие отложения не установлены. Наиболее полно свита (1005 м) представлена на левобережье Кечичмы (В. М. Гундобпн, 1981 г.). Остатки Balakhonia cf. insinuata G i г t у, Orulganites sp., Waagenoconcha ex gr. pertnocarbonica U s t г. и др., собранные в бас. Парени и Кечичмы, характерны, по заключению В. Г. Ганелина, для ольчинского надгоризонта (башкирский—московский ярусы). На правобережье Кегали ольчин-
13
ская свита (180 м), залегающая непосредственно на хаямской, сложена мелкозернистыми известковистыми песчаниками, переслаивающимися с известковистыми алевролитами, глинистыми сланцами (Е. Г. Песков,. 1977 г.).
Таким образом, нижний и средний карбон в Омолонской зоне терригенный с различной ролью глинистого, каробнатного и вулканогенного материала. Полнота разреза варьирует, мощность увеличивается с СЗ на ЮВ — от бас. Эруди и Кегали к бас. Тылхоя, Ильновеема, Кечичмы и Парени. В Пенжинско-Анадырской зоне нижний кар-бон вулканогенно-осадочный и кремнисто-вулканогенно-терринный. Мощн. до 2600 м.
Схема сопоставления верхнего карбона — нижней перми и перми
Общая стратиграфическая шкала Надгоризонт, горизонт Региональные
Омолонская
Система Отдел Ярус Бас. р. Эруди Бас. р. Кегали Бас. р. Ачак-веем Бас. р. Шайбовеем
П Пермская Верхний Татарский Хивачский Верхи пермь э В DDX НЯЯ Нерасчле-ненная пермь Р. Аргиллиты, глинистые сланцы. 1000 м Нерасчле-ненная пермь Р. Алевролиты, песчаники, гравелиты. 550 м
Казанский яя рд.
Уфимский Гижи-гинский Алевролиты, аргиллиты. 230 м
Омолонский пермь Р2. Песчаники. 230 м Аргиллиты. 150 м
Нижний Кунгурский Джигда-линский Нижняя пермь Р,. Алевролиты, аргиллиты. 150 м
Артинский Сакмарский Ассельский Мупугуджакский Магивеемская свита Сз—Pimg. Алевролиты, аргиллиты. 200 м ?
Каменноугольная Верхний Гжельский Касимовский Парень-ский 1
Подстилающие отложения с:_2 C2oZ ?
14
КАМЕННОУГОЛЬНАЯ — ПЕРМСКАЯ СИСТЕМЫ
К верхнему карбону—нижней перми (С3—Pi) в Омо-лонской и Тайгоносско-Мургальской структурно-фациальных зонах отнесены отложения, соответствующие пареньскому надгоризонту верхнего карбона и мунугуджакскому и джигдалинскому горизонтам нижней перми, а также магивеемская свита, по объему соответствующая пареньскому и мунугуджакскому горизонтам (табл. 2).
В Тайгоносско-Мургальской зоне, на п-ове Тайгонос — от верховьев Авековой на ЮЗ до нижнего течения Парени на СВ — прослеживается фациально изменчивая вулканогенно-осадочная толща, залегающая на
Омолонской, Тайгоносско-Мургальской и Пснжинско-Анадырской зон
Таблица 2
стр атигр а фические п одр аздел ения
зона Бас. р. Холохов-чан Бас. р. Ичевеем и Гыленги Т айгоносско-Му П-ов Тайгонос (р. Авекова, Парень) )гальская зона Бас. р. Юлговаам Пенжинско-Анадырская зона Бас. р. Чаевой, Б. Упупкин
? Верхняя пермь Р2 Песчаники, конгломераты, гравелиты, алевролиты. 540 м ? ? Верхний карбон — нижняя пермь Сз—Pi- Глинистые сланцы, песчаники, известняки. 800 м ? Верхняя пермь Р2. Глинистые сланцы, песчаники. 750—1000 м Верхний карбон — нижняя пермь Сз-Рь Вулканогенноосадочные образования. 1500 м Нерасчлененная пермь Р. Вулканогенноосадочные отложения. 260 м Р Л Т1 В п Г к ai 11 а ера ерь ес1 □нг ы, Ы , ? НЯ5 1Ь 1 I3HI пом алс гр< >2-1КИ е-1Вр( 1ве 75 э-пи D м
? C2oZ ? D
15
левобережье Кечичмы (руч. Куювиханьяв) согласно на ольчинской свите среднего карбона. В низах толщи (260 м), по В. М. Гундобину и др. (1981 г.), пачки туфопесчаников и песчаников (10—80 м) с прослоями туфоалевролитов, глинистых сланцев (5—10 см) и реже гравелитов (до 1 м) чередуются с пироксеновыми базальтовыми порфиритами или их вулканическими брекчиями (до 80 м), содержащими единичные прослои (1,5 м) тонкообломочных туфов. Выше залегает толща (650 м) вулканических брекчий, базальтов и андезитов (50—100 м), разделенных пачками (10—30 м) переслаивающихся туфов, туффитов и глинистых сланцев. Завершают разрез (300 м) глинистые сланцы и алевролиты (75— 100 м), чередующиеся с туффитами и мелкозернистыми песчаниками. Общая мощн. 1210 м.
К ЮЗ и СВ от описанного разреза в толще уменьшается роль вулканогенных пород. В бас. Авековой и в низовьях Парени преобладают конгломераты мелко- и среднегалечные, гравелиты, туффиты, туфопес-чаники и туфоалевролиты; глинистые сланцы слагают маломощные (до 7 м) пачки. Мощность отложений — не менее 1500 м. Толща плохо обнажена, метаморфизована. Остатки Chonetes variolatus О г b., Jakutop-roductus ex gr. taimyrensis U s t r., J. cf. mednikovi Z a v., Anidanthus cf. kolymaenstformia Z a v., Cladochonus ex gr. magnus G e r t h., по заключению В. Г. Ганелина, характерны для верхов пареньского надгоризонта — джигдалинского горизонта.
В Омолонской зоне, в бас. Ичевеема и Гыленги (В. М. Гундобин и др., 1977 г.), верхний карбон—нижняя пермь (520 м) представлены глинистыми и алевритовыми сланцами и алевролитами; менее распространены известняки, углисто-глинистые и известковистые сланцы, песчаники, гравелиты, конгломераты с линзами ракушников и известковистыми конкрециями. С более древними образованиями контакты тектонические. К СВ появляются слои и пачки известняков и известковистых сланцев, переслаивающихся с песчаниками и гравелитами. Максимальная мощность толщи 800 м.
В верховьях Ичевеема в нижней части толщи наряду с Jakutopro-ductus ex gr. verchoyanicus Fred., J. ex gr. taimyrensis Ustr., Anidanthus ex gr. boikowi Step., «Levipustula» cf. baikalensis Masi., Pte-rospirifer? terechowii Z a v. и др., типичными, по заключению В. Г. Ганелина, для позднего карбона - ранней перми, встречены Orulgania einori Sol. et Tschern. и др., характерные для раннего—среднего карбона. На правобережье Ичевеема в верхней части толщи обнаружен Uraloproductus stukenbergicus К г a f. типичный представитель джигдалинского горизонта нижней перми. Вполне вероятно, что пргг детальных работах в бас. Ичевеема будут выделены нижняя пермь и нижний—средний карбон.
Магивеемская свита (Сз—Pimg), выделенная В. Г. Ганелиным в верховьях Парени, распространена лишь в бас. Кегали, где на ольчинской свите согласно залегают алевролиты и аргиллиты (200 м) с прослоями мелкозернистых песчаников и известняков (Е. Г. Песков, 1977 г.). Фауна: Jdkutoproductus cf. praeverchoyanicus G a n., «Linoproductus» kolymaensiformis Z a v., Rhynchopora nikitini Tschern., обломки члеников криноидей. По объему свита соответствует пареньскому надгоризонту верхнего карбона — мунугуджанекому горизонту нижней перми.
В Пенжинско-Анадырской зоне, по И. В. Валединской и Э. С. Алексееву (1982 г.), верхний карбон—нижнюю пермь (150 м) представляют полимиктовые песчаники с прослоями алевролитов и линзами известняков и конгломератов, слагающие внемасштабные тектонические клинья. Остатки фауны характерны для пареньского надгоризонта —-мунугуджакского горизонта.
16
Таким образом, верхний карбон — нижняя пермь в Омолонской зоне представлены преимущественно глинистыми сланцами и алевролитами, мощность которых возрастает с СЗ на ЮВ от 350 до 800 м; в Тайгоносско-Мургальской зоне толща отличается вулканогенно-осадочным составом и значительно большей (1500 м) мощностью.
ПЕРМСКАЯ СИСТЕМА
Нижний отдел
Нижняя пермь (Pi) установлена в Омолонской зоне—в бас.. Кегали, где алевролиты и аргиллиты (150 м) с прослоями глинистых известняков и мелкозернистых песчаников согласно залегают на ма-гивеемской свите (Е. Г. Песков, 1977 г.) и содержат Chonetes novo-zemliaensis L i сh., Anidanthus ex gr. aagardi Toul a, Stenoscisma ex gr. sibirica A r b., Paragastrioceras fossae V e г п. и др., типичные для джигдалинского горизонта нижней перми.
Верхний отдел
Верхняя пермь (Р2) установлена в Омолонской, Тайгоносско-Мургальской и Пенжинско-Анадырской структурно-фациальных зонах (см. табл. 2). В Омолонской зоне верхняя пермь согласно залегает на нижней. В бас. Кегали и на левобережье Эруди верхняя пермь представлена двумя толщами, которые Е. Г. Песков (1977 г.) ошибочно относил к ауланджинской и арманджинской свитам [54, 62]. Нижнюю толщу (150 м) слагают аргиллиты с линзами кремнистых алевролитов и пластами песчаников, верхнюю (230 м) — песчаники, переслаивающиеся с алевролитами, аргиллитами, реже — с гравелитами и конгломератами. В нижней толще собраны Rhynchopora lobjaensis Т о 1 гл., Spiriferella gydanensas Z a v., характерные, по заключению В. Г. Ганелина, для омолонского горизонта; в верхней найдены остатки Lisschonetes spetnyi Z a v., Strophalosia grandis L i c h. и др., а также членики крнноидей и обломки призматического слоя колымий, характерные для омолонского горизонта.
На правобережье Эруди верхняя пермь (230 м), контактирующая с карбоном по разлому, представлена алевролитами с прослоями (до 0,3 м) аргиллитов (содержащих рассеянный грубообломочный материал) и реже гравелитов. Остатки Cancrinella bajcurica U s t г., Can-crinelloides penzhiaensis Z a v., C. obruschewi Li ch., Tamarina sp. h др. типичны для гижигинского и омолонского горизонтов. Верхи разреза, не охарактеризованные фауной, могут соответствовать и хивач-скому горизонту.
В бас. Холоховчана верхняя пермь (540 м) обнажена в провесе кровли гранитоидного массива. Там внизу переслаиваются песчаники и алевролиты, вверху — конгломераты и гравелиты. Остатки Spiriferella ordinata Е i п о г, Stepanoviella ex gr. paracurvata Z a v., Terra-kea sp., Kolymia inoceramiformis L i c h. и др., характерны, по В. Г. Ганелину, для омолонского, и, возможно, хивачского горизонтов верхней перми. Такой же состав и близкую мощность (460—580 м) имеет верхняя пермь и у края Омолонского массива в бас. Гыленвеема и Тихой, где в основании ее залегают гравелиты (190 м).
В Тайгоносско-Мургальской зоне —на п-ове Тайгонос — верхняя пермь, по данным В. М. Гундобина и др. (1981 г.), представлена глинистыми сланцами, нередко графитсодержащими, а также алевролитами и песчаниками. Взаимоотношения с подстилающими отложениями тектонические, лишь в верховьях Авековой (руч. Перспективный) верхнепермские конгломераты трансгрессивно налегают на отложения
2 Зак. 362
17
верхнего карбона—нижней перми. В верховьях Авековой, где изучен типичный разрез (750 м), слоистые пачки (100 м) глинистых сланцев (3—5 см) и песчаников (от 3 см до 1 м) чередуются с монотонными пачками (100—150 м) глинистых сланцев. В отдельных пачках содержатся прослои (0,5—1 м) и линзы известковистых песчаников. На правобережье Парени также преобладают глинистые сланцы с прослоями песчаников; в верхах толщи наблюдаются конгломераты с галькой (до 50 %) гранитоидов, андезитов, сланцев. Мощность верхней перми 1000 м. Обломки продуктид имеют, по заключению В. Г. Ганелина, позднепермский облик.
В Пенжинско-Анадырской зоне верхняя пермь установлена в бас. р. Чаевой и Б. Упупкин; представлена (В. М. Калинин, 1980 г.) полимиктовыми и известковистыми песчаниками, конгломератами, алевролитами и гравелитами, несогласно залегающими на девонских отложениях, чаще же контакты тектонические. Нижняя часть толщи (120 м) в верховьях Чаевой сложена мелко- и крупнозернистыми песчаниками с редкими прослоями алевролитов (до 0,3 м), средняя (200 м) —известковистыми песчаниками с прослоями (0,1—0,3 м) алевролитов, верхняя — конгломератами (30 м) внизу и мелкозернистыми и известковистыми песчаниками (60 м) вверху. Общая мощн. 410 м. Остатки Neospirifer invisus Z a v., «Licharewia» regulata К u t., L. schrenki Keys., Rhynchopora lobjaensis T о 1 m., Kolymia inoceramiformis L i c h., Aviculopecten kolymaensis Masi., A. simensis L i c h., Polidevcia cf. ka-nanensis V e r n., Sverdrupites amundseni Bog. наиболее характерны, по В. Г. Ганелину, для омолонского горизонта. В верховьях Б. Упупкина мощность толщи возрастает до 750 м. Состав отложений и комплекс фауны близки к характерным для разрезов р. Чаевой.
Нерасчлененная пермь(Р) в Омолонской зоне отмечена в бас. Ачаквеема и Шайбовеема. В бас. Ачаквеема — это монотонная толща (1000 м) темно-серых аргиллитов и глинистых сланцев с миллиметровыми прослоями мелкозернистых, иногда известковистых песчаников, с карбонатными стяжениями и линзами гравелитов; в алевролитах — мелкая рассеянная галька (Е. Г. Песков, 1977 г.). В толще обнаружены остатки гастропод, обломки призматического слоя колымий, а также брахиоподы Attenuatella stringocephaloides Т s с h е г n. et L i с h., Ste-panoviella pseudocurvata Z a v. (?), характерные, по заключению В. Г. Ганелина, для джигдалинского горизонта нижней перми, омолонского и хивачского горизонтов верхней перми. Перекрыта пермь отложениями триаса, подстилающие отложения не известны. В бас. Шайбовеема нерасчлененные пермские отложения (550 м) (А. А. Алексеев, 1979 г.; И. И. Сонин, 1981 г.) представлены алевролитами с редкими пластами песчаников и гравелитов (10—15, реже 50 м) и линзами крупногалечных конгломератов. Остатки фауны из этой толщи, по мнению В. Г. Ганелина, не позволяют установить возраст ее точнее, чем пермь.
В Тайгоносско-Мургальской структурно-фациальной зоне нерасчлененная пермь установлена (Л. И. Махонина, 1979 г.) у края Омолонского массива, в бас. Юлговаама. Толщу (260 м) слагают сероцветные разнозернистые песчаники, алевролиты и аргиллиты, известняки, мелкогалечные конгломераты (с галькой андезитов и андезито-базальтов и песчано-карбонатным цементом), туфы основного состава. Во всех осадочных породах присутствуют обломки эффузивов. Подстилающие отложения не обнажены, перекрывающие триасовые и меловые залегают на них несогласно. В толще обнаружены остатки Licharewia cf. stucken-bergi N e t s c h. и др., определяющие пермский ее возраст.
Таким образом, в Омолонской зоне пермь представлена в основном глинистыми сланцами, алевролитами и песчаниками; состав отложений грубеет с 3 на В. В Тайгоносско-Мургальской зоне значительную роль
18
играет вулканогенно-осадочный материал. В Пенжинско-Анадырской зоне пермь установлена лишь в тектонических блоках и имеет терригенный состав.
ВЕРХНЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ (?) ОБРАЗОВАНИЯ НЕРАСЧЛЕНЕННЫЕ
К верхнему палеозою (PZ3?) В. М. Гундобиным и др. (1981 г.) отнесены зеленосланцевые породы западного побережья Пенжинской губы, слагающие в междуречье Парень (низовья) — Кечичма узкий блок северо-восточного простирания длиной 20 км, ограниченный с Ю разломом, с С — Колымакским гранитным массивом, а также ряд мелких блоков. Взаимоотношения с подстилающими и перекрывающими отложениями не наблюдались. Рассматриваемые образования представлены породами, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой и альбит-эпидот-амфиболовой фаций. Обнаженность толщи плохая. В низах ее (600 м) чередуются филлиты и хлорит-амфиболовые, кварц-биотитовые и серицит-биотитовые сланцы с прослоями кварц-плагио-клаз-амфиболовых пород с реликтовой долеритовой или диабазовой структурой.
В средней части толщи (не менее 550 м) преобладают серицит-биотитовые сланцы с отдельными прослоями кварц-плагиоклаз-амфиболо-вых сланцев, в верхней (300—400 м) преобладают тонкослоистые серицит-биотитовые сланцы, реже встречаются кварц-биотитовые сланцы и филлиты с прослоями порфироидов и хлорит-амфиболовых сланцев. Общая мощность толщи, вычисленная графически, достигает 2000 м. У контакта с гранитоидами породы мигматизированы. Учитывая, что к верхам толщи степень изменения пород уменьшается и толща без резкого несогласия (судя по элементам залегания) перекрыта верхнепермскими отложениями, В. М. Гундобин и др. (1981 г.) считают метаморфические породы условно верхнепалеозойскими.
ПАЛЕОЗОЙСКИЕ (?) ОБРАЗОВАНИЯ НЕРАСЧЛЕНЕННЫЕ
Разнообразные по возрасту и составу палеозойские отложения (PZ?) во многих местах (бас. рек Ваеги, Мукарылян, Березовая 1-я и Березовая 2-я) принадлежат к ордовик-силуру, силуру, девону,, карбону и перми и включают известняки с органическими остатками, датирующими их возраст. Взгляды на роль и значение палеозойских известняков этого района неоднозначны. Г. Г. Кайгородцев [31] полагал, что они представляют собой клиппены в зонах разломов. Л. Д. Цветков и Эр. Б. Невретдинов [72, 73] считали их сингенетичными вмещающим отложениям и выделяли ряд свит и толщ. На С региона в междуречье Мукарыляна и Березовой 1-й О. Н. Иванов наблюдал позднетриасовую олистострому, перекрывающую протерозойские (?) мета-морфиты там, где Л. Д. Цветковым и Эр. Б. Невретдиновым на карте был показан палеозой. В междуречье Ваега—Мукарылян и Мукарылян—Березовая 1-я В. П. Зинкевич [28] установил, что там, где Л. Д. Цветковым выделялся палеозой, обнажаются валунно-глыбовые брекчии, входящие в туфогенно-осадочную толщу позднего триаса, а также образования верхней юры—нижнего мела. По его мнению, палеозойская фауна была собрана в переотложенных глыбах известняков и песчаников из позднетриасовых брекчий.
Таким образом, вопрос о выделении в этом районе палеозойских образований нельзя считать решенным. Видимо, часть образований, относимых к палеозою, представляет собой глыбы, обломки, олистолиты и олистоплаки палеозойских пород среди триасовых и верхнеюрско-ниж-
2*
19-
немеловых отложений, часть же слагает тектонические блоки и покровы. Авторы не сочли возможным выделять различные, зачастую внемасш-табные палеозойские подразделения и отнесли их к предположительно палеозойским образованиям нерасчлененным (PZ?).
Так же датируются кремнисто-вулканогенные образования с линзами известняков и мраморов в верховьях Хатырки, в зоне Энмоваям-ского надвига. Здесь, как и в бас. Ваеги, одни исследователи дают широкое поле развития палеозоя [15], другие (Ю. А. Колясников, Л. Л. Красный, 1980 г.) ограничивают его выходы мелкими блоками и пластинами среди верхнеюрско-нижнемеловых образований. Они выделяют толщу среднего (?)—верхнего палеозоя, возможно, нижнего мезозоя, сложенную кремнистыми породами (с линзами известняков, мраморов и яшм) и базальтами, а в верхней трети разреза — песчаниками, алевролитами, известняками, андезитами, туфокремнистыми породами, яшмами (1000 м) с фаунистическими остатками девона, карбона, перми, триаса (?). Среди кремнисто-вулканогенно-терригенных образований в междуречье Пикасьваям—Емраваам, относимых ранее к палеозою, ими были собраны бухии, характерные для поздней юры—раннего мела.
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
Триас представлен всеми отделами. Наиболее распространены верхнетриасовые отложения, различающиеся в Омолонской, Тайгоносско-Мургальской и Пенжинско-Анадырской структурно-фациальных зонах полнотой разреза, мощностью и составом.
Нижний — средний отделы
Нижний —средний триас (Ti_2) в Омолонской зоне (в бас. Кегали и Эруди, в верховьях Ачаквеема, в междуречье Ачаквеем—Тыл-хой, на правобережье Ичевеема и Гыленги) представлен алевролитами и аргиллитами с прослоями песчаников и известняков. Он согласно залегает на верхней перми. В бас. Ичевеема и Гыленги мощи, толщи 180—200 м; в междуречье Ачаквеем—Тылхой она возрастает до 500 м. В литологически единой толще Е. Г. Песковым (1977 г.) собраны фаунистические остатки раннего и среднего триаса. Позднеиндские аммониты Vavilovites cf. compressus V a v i 1. встречены в верховье Ачаквеема. На междуречье Кегали—Эруди в известняках собраны оленекские Ро-sidonia mimer olenekensis Р о р о w, Bakevellia reticularis Popo w. По правому притоку Ачаквеема (Е. Г. Песков, 1977 г.) в цоколе террасы в монотонной толще алевролитов и аргиллитов (140 м) с прослоями глинистых известняков и карбонатными конкрециями по остаткам аммонитов, двустворок и брахиопод (определения Ю. С. Репина и И. В. По-луботко) установлены отложения зон Amphipopanoceras dzeginense, Frechites bisulcatus (100 м) анизийского яруса, зоны Nathorstites lenticularis (Nathorstites cf. lenticularis W h i t., N. lindstroemi Boehm и др.) ладинского яруса (40 м). На правобережье Ичевеема в верхах монотонной толщи алевролитов и аргиллитов были найдены анизийские, по А. А. Шевыреву, Stenopopanoceras aff. mirabile Popow и Amphipopanoceras dzeginense Vein. Толща отнесена В. M. Гундобиным (1980 г.) к нижнему—среднему триасу.
Средний отдел
Средний триас (Т2) в Пенжинско-Анадырской зоне слагает узкие тектонические блоки на левобережье Коневаяма и в междуречье Б. и М. Упупкина (левых притоков Белой). На левобережье Коневаяма
20
(Л. А. Анкудинов, 1968 г.) он представлен песчаниками и алевролитами (200 м) с конкрециями, содержащими остатки Daonella cf. dubia G a b b., Cardinia indigirkaensis К i p a r., C. ovula К i 111, по заключению Ю. M. Бычкова, среднетриасового возраста. На междуречье Б. и М. Упупкина в толще песчаников, известняков и известковистых песчаников (140 м) А. Ф. Михайловым (1961 г.) был найден Proarcestes та-garensis Р о р о w, характерный, по мнению Ю. Н. Попова, для верхов ладинского и низов карнийского ярусов. В 1978 г. здесь же А. Д. Чехов нашел Daonella prima К i р а г., по заключению Ю. М. Бычкова, ладинского возраста. В. М. Калининым (1980 г.) эти отложения отнесены к среднетриасовым.
Верхний отдел
Верхний триас наиболее полно изучен в Омолонской зоне, где выделены карнийские, карнийско-норийские, норийские и норийско-рэт-ские отложения (табл. 3).
К а р н и й с к и й яр у с (Т3к) в Омолонской зоне — на правобережье Эруди (Е. Г. Песков, 1977 г.) — представлен тонкослоистыми алевролитами и аргиллитами (150 м) с прослоями глинистых известняков или известковистых песчаников (до 0,5 м), которые согласно залегают на нижнем — среднем триасе и несогласно перекрываются норийскими— рэтскими отложениями. Остатки Halobia subfallax Е f i m., H. ornatis-sima Smith, Neosirenites pentastichus Vozin., A'. irregularis Ki-p а г. характерны, по Ю. С. Репину и И. В. Полуботко, для карнийского яруса.
Карнийский —норийский (Т3к—п) ярусы выделены Е. Г. Песковым (1977 г.) в Омолонской зоне — в бас. Ачаквеема, где в 4 км от устья Пр. Ачаквеема на алевролитах с остатками фауны верхов ладинского яруса согласно снизу вверх залегают:
Мощи., м
1. Алевролиты с Dentospiriferina pepeliavi D a g i s, Daonella cf. korkodo nica Polub, Halobia cf. atsuensis Tok... ....................... 12
2. Аргиллиты тонкослоистые; прослои (до 20 см) глинистых известняков, стяжения (до 5 см) кремнисто-карбонатно-глинистого и фосфоритового состава с Halobia subfallax Efim., Н. praesuperba К i 111, H. kudleyi Polub., H. obruchevi К i p a r., H. asperella Polub., Sirenites ex gr. senticosus D i 11 m., S. cf. yakutensis К i p a r., S. cf. nanseni Tozer и др. . . . 170
3. Алевролиты, внизу слоистые с Halobia austriaca Mojs., Н. kawadai Yeh ar a, Tosapecten ex gr. suzukii Kob., вверху — комковатые c Halobia ex gr. aotii Kob. et I c h., H. aff. fallax M о j s., H. superbescens К i 11 1 и ДР 50
232
Остатки фауны, по мнению Ю. С. Репина и И. В. Полуботко, характерны для карнийского яруса и части норийского.
Норийский ярус (Т3п) в Омолонской зоне установлен в бас. Ачаквеема, Кегали, Шайбовеема. На р. Пр. Ачаквеем (в 4 км выше устья) норийские отложения (45 м), по Е. Г. Пескову (1977 г.), согласно залегают на карнийских—норийских. Базальные слои — мелкозернистые песчаники с линзами и прослоями ракушников. Выше залегают ракушники, чередующиеся с известковистыми алевролитами и песчаниками. В базальных слоях встречены остатки фауны, по Ю. С. Репину и И. В. Полуботко, характерной для верхней части зоны Otapiria ussurt-ensis и зон Monotis scutiformis и Monotis ochotica. Толща согласно перекрывается норийско-рэтскими отложениями. В бас. Шайбовеема алевролиты, аргиллиты и разнозернистые полимиктовые песчаники (с маломощными прослоями и линзами известняков, песчаников, конгломератов) залегают несогласно, с размывом на перми, содержат остатки
21
Схема сопоставления верхнего триаса Омолонской,
Общая стратиграфическая шкала Стр атигр афиче ские
Лоны Смоленская зона Тайгоносско-
Ярус Подъярус Бас. Кегали и Ачаквеема Бас. Шайбовеема Нижнее течение Тылхоя, бас. Юлговаама
Рэтский Tosapecten, efimovae Т3п—г. Алевролиты, глинистые сланцы, известняки. 300 м
Норийский Верхний
Monotis ochotica Т3п. Известняки, ракушники. 45 м Т3п. Алевролиты, аргиллиты, песчаники. 650 м ТзП. Алевролиты, сланцы, песчаники, туфы, порфириты. 300—800 м _ ? _
Средний Monotis scutiformis Otapiria ussuriensis
Нижний Т3к—п. Алевролиты, аргиллиты 232 м
Pinacoceras verchojani-cum
Кариийский Верхний Sirenites yakutensis
Нижний Neosirenites pentastichus Protrachyceras seimka-nense Protrachyceras omkutcha-nicum
Подстилающие отложения Т,-2. Р Р.
Tosapecten ex gr. suziikii К о b., Monotis ochotica Keys., Entolium koly-maense К i p a r., Oxytoma czekanowskii Tell, и др. (И. И. Сонин, 1981 г.). Мощн. 650 м.
В Тайгоносско-Мургальской зоне (в низовьях Тылхоя) норийский ярус, по Л. М. Карпасову (1966 г.), имеет мощн. 600—800 м. Низы толщи (400—500 м) слагают глинистые сланцы, реже алевролиты, чередующиеся с базальтовыми порфиритами; верхи (200—300 м) —туфо-гравелиты, туфоконгломераты, туфопесчаники. Остатки фауны характерны для зоны Monotis ochotica (заключение Ю. М. Бычкова). Восточнее, в бас. Юлговаама норийскне отложения (300 м), по Л. И. Махони-ной (1979 г.), залегающие несогласно на пермских, имеют существенно песчаниковый (с прослоями алевролитов) состав.
22
Таблица 3
Тайгоносско-Мургальской н Пенжннско-Анадырской зон
В Пенжинско-Анадырской зоне норийский ярус обнажен на побережье Пенжинской губы и в междуречье Лекасын—Таловка. Контакты с подстилающими отложениями не установлены. В междуречье Лекасын—Таловка норийский ярус (Н. В. Валединская и Э. А. Алексеев, 1982 г.) слагают вулканомиктовые песчаники и туфопесчаники (660 м) с прослоями известковистых песчаников, гравелитов, конгломератов, реже — известняков с остатками Piarorchynchia formalis D a g у s, Р. diva D a g у s, Pseudohalorella sibirica D a g у s, Zugmayerella eurea D a g у s, Monotis scutiformis typica К i p a r., M. ochotica eurchachis Tell., Otapi-ria versicostata Bytschk., O. korkodonensis Pо 1 u b., Halobia aotii Kob et I ch., H. obruchevi Ki par., Oxytoma koniensis Tuchk., En-tolium kolymaense К i p a r., Chlamys mojsisovicsi Kob. et I c h. и др.
23
Норийский — рэтский ярусы (Т3п—г) в Омолонской зоне установлены в бас. Ачаквеема, Эруди и Юлговаама. В бас. Ачаквеема (Е. Г. Песков, 1977 г.) отложения согласно залегают на норий-ских ракушниках, отличаются однородным алевролитовым составом (220—300 м); глинистые сланцы, глинистые известняки и известковистые алевролиты слагают маломощные прослои. Содержащиеся в них Oxytoma zitteli Tell., Tosapecten subhiemalis Ki par, и др., по Ю. С. Репину и И. В. Полуботко, характерны для зоны Tosapecten efimovae. В бас. Эруди в норийско-рэтской толще с остатками брахиопод и двустворчатых моллюсков содержится значительная примесь вулканогенного материала, присутствуют туфы кислого состава и туффиты. Залегает толща на карнийских отложениях.
В Тайгоносско-Мургальской зоне на п-ове Тайгонос норийскую— рэтскую толщу (800 м) в бас. Авековой и Кечичмы (В. М. Гундобин и др., 1981 г.) слагают разнозернистые песчаники, реже гравелиты и конгломераты с прослоями алевролитов и аргиллитов (от 3 см до 0,4 м); в верхах толщи — примесь пирокластического материала кислого и среднего состава и линзы ракушников. Контакты с подстилающими отложениями не наблюдались. Толща охарактеризована фауной, типичной,, по Р. А. Биджиеву и И. В. Полуботко, для монотисового горизонта но-рийского яруса (Monotis ochotica Keys., М. posteroplana West., Oxytoma mojsisovicsi Tell, и др.) и надмонотисового горизонта норийско-го—рэтского ярусов (Gryphea keilhani Boehm., Plicatula (Harpax) ko-lytnica P о 1 у b., Parallelodon subimpressus К i p a r., Oxytoma mojsisovicsi Tell., Paleoopharus buiji К i p a r).
В Пенжинско-Анадырской зоне норийско-рэтские отложения известны в междуречье Пенжина—Пальматкина и в бас. рек Тыхлаваам, Ваеги, Мукарылян. В междуречье Пенжина—Пальматкина (А. Л. Ба-шаркевич и др., 1981 г.) они представлены полимиктовыми песчаниками, алевролитами, кремнистыми алевролитами, гравелитами (300 м), слагающими слои (10—15 м) и пачки (100 м) переслаивающихся пород, а также линзами и прослоями (до 8 м) известняков, осадочных брекчий, туфами кислого состава. Остатки фауны, по заключению И. В. Полуботко, имеют плохую сохранность и напоминают поздненорийско-рэт-ский родовой комплекс п-ова Кони.
В междуречье Тыхлаваама—Ваеги В. П. Зинкевичем [28, 46] и др. к норийскому—рэтскому ярусам отнесены песчаники, туфопесчаники, туфоалевролиты, туфы среднего состава, гравелиты мощн. 350—400 м. В низах толщи залегают конгломераты и конгломератобрекчии с обломками кремнистых пород, спилитов, диабазов, песчаников. Остатки Pia-rorhynchia sp., Spiriferina asiatica Dagys, Oxytoma cf. koniensis Tuchk., Tosapecten cf. efimovae Polub., Chlamys ex gr. mojsisovicsi Kob. et I ch., Plicatula (Harpax) ex gr. kolymica Polub. (В. Г. Куприенко. 1970 г.) характерны, по В. И. Волобуевой, Г. П. Тереховой и И. В. Полуботко, для норийского-рэтского ярусов.
К В от р. Ваеги в низах толщи появляются валунно-глыбовые брекчии и конгломерато-брекчии (60 м) с валунами и глыбами песчаников, филлитов, гранитоидов, палеозойских известняков; в песчаниковом цементе В. П. Зинкевичем собраны Monotis (Entomonotis) pinensis Wes t., M. (Entomonotis) ochotica var. densistriata Tell, и др. Верхи толщи (65 м) слагают вулканомиктовые песчаники, алевролиты со стяжениями карбонатного материала и туфопесчаники, содержащие Chlamys (Camptochlamys) inspecta К i р а г., Discritella aguishevi Nek h., Gry-phaea keilhani Boehm, и др. (определение И. И. Тучкова).
Таким образом, в Омолонской зоне в нижнем—среднем триасе (900 м) преобладают алевролиты и аргиллиты, в верхнем триасе (580 м) наряду с ними заметна роль известняков. В Тайгоносско-Мур-
24
тальской зоне известен лишь верхний триас, отличающийся значительной ролью пирокластического материала и большей (800 м) мощностью. В Пенжинско-Анадырской зоне выходы среднего триаса незначительны, а верхний триас отличается вулканогенно-осадочным составом ,(300—660 м).
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
Юрские отложения в Омолонской, Тайгоносско-Мургальской, Пенжинско-Анадырской и Корякской структурно-фациальных зонах (табл. 4) представлены нижним, средним и верхним отделами. В последнем выделен волжский ярус.
Нижний отдел
Нижняя юра (Ji) в Омолонской зоне на правом берегу Кегали у впадения в нее Чахнитки согласно залегает на норийско-рэтских отложениях. Она представлена всеми ярусами. Базальные слои (20 м) сложены алевролитами; выше залегают песчаники разнозернистые (160—180 м) с прослоями алевролитов и мелкогалечных конгломератов (2—4 м). В других пунктах из этой толщи Е. Г. Песковым (1977 г.) собраны двустворки и аммониты Ochotorhynchia omolonensis Dagys, Otapiria ex gr. originalis К i p a r., Psiloceras viligense Chud, et P o-1 u b., характерные для геттангского и синемюрского ярусов. К плинс-бахскому ярусу отнесены согласно залегающие на них песчаники, туфопесчаники, алевролиты и туфы основного состава (80—100 м).
Тоарский ярус, согласно перекрывающий эту толщу, сложен алевролитами (50 м) с прослоями мелкозернистых песчаников и туфопес-чаников и глинисто-известковистыми стяжениями. Остатки двустворок и аммонитов представлены Oxytoma startensis Polub., Propeamussium ex gr. olenekense В о d у 1., Pseudolioceras rosenkrantzi A. D a g i s (определения Ю. С. Репина и И. В. Полуботко). Выше согласно залегают алевролиты и песчаники ааленского яруса средней юры. Общая мощность нижней юры 290—330 м. Аналогичный состав и мощности имеют геттангский и синемюрский ярусы в бас. Эруди и на междуречье Кега-.ли—Ачаквеем.
В Тайгоносско-Мургальской зоне, на п-ове Тайгонос нижняя юра залегает согласно на фаунистически охарактеризованном верхнем триасе. Она представлена базальтами и андезитами, переслаивающимися с их туфами и вулканическими брекчиями (600 м). На основании резкого литологического отличия от фаунистически охарактеризованных отложений средней юры эта толща вулканитов В. М. Гундобиным и др. (1981 г.) условно отнесена к нижней юре.
В Пенжинско-Анадырской зоне нижняя юра установлена на восточном побережье Пенжинской губы и в Пенжинском хребте. На восточном побережье Пенжинской губы, на левобережье Бухтовой обнажены песчаники и глинистые сланцы (150 м) с Pseudomonotis substriata Qu ей st. (определение И. И. Тучкова). На карте этот выход не показан из-за малой площади (1 км2).
Анадырькуульская свита (Jtan) установлена И. М. Миговичем [16] в Пенжинском хребте — на северо-восточных склонах Пон-тонейских гор (правобережье Пальматкиной) и в верховьях Анадырь-кууля (бас. Майна). Она с угловым несогласием залегает на карбоне и согласно перекрывается средней юрой. Стратотипический разрез свиты [16, 63] (снизу вверх) следующий:
25
Схема сопоставления юрских отложений Омолонской, Тайгоносско-
Общая стратиграфическая шкала С тр атигр афические
Омолонская зона
Отдел Ярус Бас. Кегали Бас. Шайбовеема
Верхний Волжский J3v. Песчаники, алевролиты. 850 м
Кимериджский
Оксфордский
Келловейский
Средний Батский
Байосский
Ааленский J2. Алевролиты, туфы липаритов. 70 м
Нижний Тоарский Ji. Алевролиты, песчаники, туфопесчаники. 50 м
Плинсбахский Ji. Песчаники, туфопесчаники, туфы. 80—100 м
Синемюрский Ji. Песчаники, прослои алевролитов, конгломератов. 160—180 м
Геттангский
Подстилающие отложения Т3п—г Р, Т3п
Мощн., м 1. Конгломераты, в основании среднегалечные, выше мелкогалечные, переслаивающиеся с песчаниками с Oxytoma dumortieri Roll., Chlamys textoria S c h 1 о t h., Plicatula pectinoides L a m.. Pl. spinosa S о w., Lima pectinoides Sow 60 2. Туфопесчаники известковистые крупнозернистые c Chlamys textoria Sc hl о th., Plicatula cf. pectinoides Lam 150 3. Алевролиты с маломощными (20—50 см) прослоями грубозернистых туфопесчаников с Plicatula cf. spinosa Sow 100
4. Песчаники среднезернистые, полимиктовые и туфогенные известковистые с прослоями н линзами крупнозернистых песчаников и алевролитов
26
Таблица 4
Мургальской, Пенжинско-Анадырской и Корякской зон
подразделения
Т айгоиосско-Мурга ль-ская зона
Пенжинско-Анадырская зона
Корякская зона
П-ов Тойгонос
Левобережье Та ловки
Междуречье
Пенжина — Майн
Правобережье Койвэрэлана
J3-
Алевролиты, аргиллиты, песчаники, туфы, андез ито-базальты.
650 м
J3v.
Туфоалевролиты, песчаники, алевролиты.
200 м
Лз.
Известняки, фтани-тоиды, песчаники, порфириты.
130 м
J2-
Алевролиты, аргиллиты, песчаники.
700 м
J2.
Песчаники, прослои алевролитов, известняков.
250 м
Чахматкуульская свита J2c/i.
Туфопесчаники, алевролиты.
350 м
_________ ? _________
Ji?
Базальты, андезиты, туфы, туфопесчаники, туфоалевролиты.
450—600 м
Ji.
Песчаники.
150 м
Анадырькуульская свита Jion.
Конгломераты, песчаники, туфопесчаники, алевролиты.
360 м
с Oxytoma aff. muensteri G о 1 d f., Aequipecten acuticostatus L a m., Mytiloce-ramus ex gr. polyplocus R oem, Pseudolioceras beyrichi S c h 1 о e n b., Har-poceratoides (Grammoceras) aff. solaniacense Liss................ 50
360
Свита, по заключению К. M. Худолея и Л. В. Сибиряковой, соответствует средней и верхней частям нижней юры.
Средний отдел
Средняя юра (J2) в Омолонской зоне представлена ааленским ярусом. На правобережье Кегали (у впадения Чахнитки) средняя юра
27
залегает с постепенным переходом на тоарском ярусе н перекрывается нижним мелом. Она представлена алевролитами (70 м) тонкослоистыми и массивными с двумя прослоями (4—10 м) липаритовых пепловых туфов и редкими прослоями мелкозернистых песчаников; содержит остатки двустворок, аммонитов, белемнитов: Oxytoma jacksoni Pomp., Propeamussium olenekense В о d у 1., Pseudolioceras macclin-tocki Haugh., Pseudodicoelites cf. bidgievi Sachs и др. (заключение И. В. Полуботко и Ю. С. Репина).
В Тайгоносско-Мургальской зоне, на п-ове Тайгонос — на правобережье Кечичмы, в верховьях рек Ветгиваям, Эпповеем и Эмповеем —-среднеюрские отложения имеют тектонический контакт с подстилающими толщами и согласно перекрываются верхнеюрскими. На правобережье Кечичмы В. М. Гундобиным и др. (1981 г.) изучен следующий разрез толщи (снизу вверх):
Мощн., м
1. Песчаники известковистые мелкозернистые, чередующиеся с песчаниками среднезернистыми и алевролитами.......................... . . 60
2. Песчаники вулканомиктовые, чередующиеся с алевролитами . 150
3. Алевролиты с тонкими прослоями мелкозернистых известковистых песчаников, чередующиеся со среднезернистыми песчаниками. В известковистых Тесчаниках остатки Mytiloceramus cf. popovi Kosch., Al. cf. elegans Kos ch., Al. cf. ussuriensis V о r................................................... 60
4. Аргиллиты с растительным детритом, переслаивающиеся с песчаниками мелкозернистыми, алевролитами, гравелитами; линзы мелкогалечных конгломератов. В аргиллитах — остатки Mytiloceramus ex gr. retrorsus Keys., M. cf. ussuriensis Vor., Al. cf. aequicostatus Vor., M. sibiricus Kosch. 110
5. Аргиллиты, переслаивающиеся с песчаниками и линзами известняков с Mytiloceramus cf. provincialis Kosch. (vel Al. menneri Kosch.), M. ex gr.
menneri Kosch., Al. sp. indet. (Al. cf. karakuwensis Hay a mi) . . . . 170
6. Аргиллиты, алевролиты, песчаники мелкозернистые с линзами глинистых известняков . ........................................... 150
700
Остатки пелеципод, по заключению И. В. Полуботко и Р. А. Бид-жиева, характерны для ааленского, байосского и батского ярусов. Расчленить толщу по ярусам невозможно из-за плохой обнаженности и обилия разрывных нарушений.
Чахматкуульская свита (J2c/i), представляющая среднюю юру в Пенжинско-Анадырской зоне, выделена в 1963 г. И. М. Миговичем [16] и названа по р. Чахматкууль — притоку Пальматкнной. Она распространена в междуречье Пенжина—Майн, сложена (350 м) песчаниками, преимущественно туфогенными, с прослоями алевролитов, лежит согласно на анадырькуульской свите нижней юры и несогласно перекрыта нижним мелом. По органическим остаткам — Holcophylloce-ras sp., Mytiloceramus aequicostatus V о r., M. formosulus V о г., М. sco-rochodi V о г., М. retrorsus Keys., М. ex gr. kyctatymensis Kosch. —-свита соответствует всему объему средней юры.
Верхний отдел
Волжский ярус (J3V) установлен в Омолонской и Пенжинско-Анадырской зонах. В1 Омолонской зоне в бас. Шайбовеема он со стратиграфическим и угловым несогласием залегает на перми и верхнем триасе и перекрывается меловыми вулканитами (И. И. Сонин, 1977 г.). Преобладают песчаники (от мелко- до грубозернистых), пачки которых (10—130 м) разделены слоями (13—65 м) алевролитов и редко гравелитов и конгломератов (15 м). Мощн. 850 м. В песчаниках содержатся: Buchia cf. flexuosa Р а г а к., В. ex gr. lahuseni Р a v 1., В. cf. circula Р а г а к., В. krotovi Ра v 1., В. aff. tenuicollis Р a v 1. и др. (определение-К. В. Паракецова).
28
В Пенжинско-Анадырской зоне на левом притоке Таловки Коневая-ме к волжскому ярусу В. Ф. Мишин (1983 г.) отнес туфоалевролиты, песчаники и алевролиты с известковистыми конкрециями (200 м). Собранные здесь бухии характерны, по заключению К. В. Паракецова и Г. И. Паракецовой, для волжского века.
Нерасчлененные отложения (J3) установлены в Тайгоносско-Мургальской и Корякской зонах. В Тайгоносско-Мургальской зоне они выделены В. М. Гундобиным и др. (1981 г.) на п-ове Тайгонос, где граница их со средней юрой (верховья Эмповеема и Иттитята) прослеживается без видимого несогласия, местами тектоническая. Верхняя юра (600—650 м) сложена аргиллитами, алевролитами, песчаниками, туфопесчаниками, туффитами, туфами среднего состава, андези-то-базальтами; в верхах — маломощные линзы известняков. Собранные в алевролитах Buchia cf. tenuistriata L a h., B. cf. bronni R о u i 11., B. concentrica S a v., Amoeboceras (Amoebites) sp. indet и др., по заключению И. В. Полуботко, М. С. Месежникова и Ю. С. Репина, характерны для оксфордского-кимериджского веков.
В Корякской зоне верхняя юра (В. Б. Шмакин, 1982 г.) установлена в тектонических чешуях на правобережье Койвэрэлана на площади менее 1 км2. Представлена она (130 м) преимущественно оолитовыми битуминозными известняками. Наблюдаются также фтанитоиды, песчаники, гравелиты и палеотипные базальтоиды. В известняках собраны остатки кораллов Microsolenidae, по заключению Е. В. Краснова, юрские, скорее всего кимеридж-титонские. Из кремней выделены радиолярии Mirifusus mediodilatata (Rust), Hsuum cf. maxwelli Pes-s a g n o, Zhamoidellum? sp., по H. Ю. Брагину, известные в верхнем ки-меридже — нижнем титоне Калифорнии. В песчаниках найдены келло-вейские аммониты (определение Е. Д. Калачевой) Putealiceras sp. indet. cf. P. (Zieteniceras) zieteni T s у t о v i c h, Lunuloceras sp. indet., похожие на Lunuloceras lunula Rein., и Choffatia sp. indet., похожие на Ch. cobra W a a g e n и Ch. leptonota Spath. Растительные остатки из тех же песчаников, по мнению Г. Г. Филипповой, характерны для позднего мела. В. Б. Шмакин (1982 г.) относит эти отложения к келло-вею—кимериджу.
Состав юрских отложений (см. табл. 4) меняется от осадочно-вулканогенного в Тайгоносско-Мургальской зоне (2000 м) до терригенного или туфо-терригенного в Омолонской (1250 м) и Пенжинско-Анадырской (910 м) зонах.
ЮРСКАЯ —МЕЛОВАЯ СИСТЕМЫ
Верхняя юра — нижний мел (J3—Ki) занимают обширные пространства на СВ района. Различные исследователи в разное время относили их к палеозою и мезозою, к верхней юре, к койвэрэланской свите верхней юры — валанжина, берриаса—валанжина или валанжи-на, к талякаурхынской толще верхней юры, к кангыкаирской толще го-терива и инаськваямской свите верхней юры—нижнего мела, к пекуль-нейвеемской свите нижнего мела, к пекульнейской свите верхней юры— нижнего мела.
Верхняя юра—нижний мел представлены вулканогенно-кремнистотерригенной и терригенной фациями. Для вулканогенно-кремнисто-терригенных образований волжско-барремского (?) возраста А. А. Александров, И. М. Мигович и Л. А. Писаренко (1974 г.) предложили название «чирынайская серия». Позже выяснилось, что основная часть ее имеет волжский—валанжинский возраст. Одновозрастные преимущественно терригенные отложения выделялись Г. Г. Кайгородцевым в хр. Пекульней в пекульнейвеемскую свиту. В сводной легенде Корякской серии листов Государственной геологической карты СССР масштаба
29
1 : 200 000 (1980 г.) отказались от этих названий, оставив для них возрастную рубрикацию Лз-—Кь Терригенные отложения распространены преимущественно в Пенжинско-Анадырской зоне, а вулканогенно-кремнисто-терригенные образования — в Корякской.
В Пенжинско-Анадырской зоне терригенные отложения установлены в бас. Майна, Б. Куйбивеема, Ваеги, Мукарыляна, Березовой. В Пенжинском хребте на правобережье Пальматкиной распространены песчаники, алевролиты, туфопесчаники с прослоями основных и средних туфов, туффитов, туфоконгломератов, яшмовидных пород, содержащие, по заключению К. В. Паракецова, остатки бухий волжского, берриасского и валанжинского ярусов. Л. А. Анкудинов (1966 г.) выделял четыре толщи, две из них относил к волжскому ярусу, две — к мялекасынской свите валанжина. Он описал следующий (снизу вверх) разрез отложений:
Мощн., м
1. Туфопесчаники, алевролиты, туфоалевролиты, кремнистые алевролиты, яшмовидные породы, туфы базальтов и андезитов, туфогравелиты. Внизу преобладают алевролиты, вверху — туфопесчаники. В верхней части собраны Melearginella sp. indet., Oxytoma sp. indet., Buchia sp. . . ... 350
2. Песчаники, туфопесчаники, алевролиты, подчиненно — яшмовидные породы, туффиты, туфы андезитов. Внизу преобладают туфопесчаники, вверху — песчаники и алевролиты. В средней и верхней частях — остатки Buchia tenuicollis Р a v ]., В. bodylevskyi Р а г а к., В. terebratuloides L a h., В. cf. russiensis Р a v 1., В. cf. circulara Р а г а к., В. volgensis L a h. и др. . . 250
3. Песчаники, алевролиты, нередко туфогенные и окремненные, туфокон-гломераты, гравелиты, туфы среднего состава, с Buchia cf. volgensis Pavl., В. cf. okensis Р a v 1., В. jasikovi Р a v ]., В. fischeriana О г Ь., В. tenuicollis Р a v 1., В. krotovi Р a v 1., В. lahuseni Р a vl., Lima aff. consobrina Orb. м др 350
4. Песчаники, туфопесчаники и алевролиты с резко подчиненными окремненными аргиллитами, яшмовидными породами, туфами андезитов, туфокон-гломератами и гравелитами с Buchia crassa Р a vl., В. crassicollis Keys., В. sibirica S о к., В. keyserlingi L a h., B. uncitoides P a v 1., B. inf lata (T о u 1 a) L a h. и др. ... . . .................... 700
1650
И. M. Мигович (1960 г.) и А. Л. Башаркевич (1981 г.) относили эти отложения, трансгрессивно залегающие на средней юре, к мялекасынской свите валанжина, а О. П. Дундо (1965 г.) —к мялекасынской свите верхней юры—валанжина. На правобережье Агликича, у северной границы района подобные отложения (В. А. Фараджев и др., 1971 г.) имеют мощн. 2000 м и содержат остатки бухий волжского, берриасского и валанжинского возраста. На междуречье Палпальской и Б. Куйбивеема эти образования (2000 м), отнесенные А. А. Алексеевым (1982 г.) к пекульнейской серии, слагают узкие тектонические пластины, надвинутые на апт-альбские отложения.
На междуречье Автоваам—Б. Куйбивеем (С. П. Игуменщев, 1973 г.) распространены исключительно терригенные породы — алевролиты и песчаники, линзы и конкреции известковистых песчаников с бер-риасскими Buchia krotovi Р a v 1., В. flexuosa Рага к.,В. jasikovi Р a v L, В. volgensis Р a v 1., В. okensis Pavl., В. unschensis Pavl. В бас. В. Тыхлаваама, Ваеги, Мукарыляна, Березовой также распространены преимущественно песчаники, аргиллиты, гравелиты с единичными горизонтами красно-бурых яшм и спилитов. По данным Л. Д. Цветкова (1970 г.), они трансгрессивно лежат с базальными конгломератами в основании на верхнем триасе и перекрыты апт-альбом. Таким образом, верхняя юра—нижний мел в Пенжинско-Анадырской зоне, по данным разных авторов, имеет мощность 700—2500 м и содержит в ряде мест бухии волжского, берриасского и валанжинского возраста.
В Корякской зоне вулканогенно-кремнисто-терригенные образования того же возраста на правобережье Великой и в бас. Койвэрэлана
30
были отнесены А. А. Мануйловым (1975 г.) к койвэрэланской свите (О. П. Дундо, 1959 г.) и подразделены на две подсвиты. Нижняя подсвита вскрывается в узких тектонических блоках и чешуях и имеет пестрый состав; в низах ее преобладают спилиты, вариолиты, базальтовые порфириты, в верхах — аргиллиты, радиоляриты, кремнистые породы, яшмы, диабазы, имеются прослои известняков с валанжинскими Buchia cf. crassa Р a v 1., В. cf. crassiocollis Keys., В. cf. uncitoides P a v 1., B. cf. inf lata (T о u I a) L a h., B. cf. nuciformis Pavl. (заключение К. В. Паракецова). Мощн. подсвиты 1600 м, из них 1000 м приходится на вулканиты.
Верхняя подсвита (не менее 1000 м) распространена шире, представлена флишоидно переслаивающимися тонкозернистыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами. В ней обнаружены лишь призматические слои иноцерамов. Одни исследователи (А. А. Мануйлов и др.) считают ее самостоятельной толщей, залегающей несогласно на нижней; другие (А. А. Александров, С. П. Игуменщев и др.) относят кремнисто-вулканогенные и терригенные образования к единой толще. До получения новых данных А. А. Мануйлов объединил их в койвэрэлан-скую свиту валанжина—готерива. При позднейших работах В. Б. Шмакин (1982 г.) нижнюю подсвиту А. А. Мануйлова отнес к валанжину— низам готерива, а верхнюю параллелизовал с нижележащей толщей берриаса—валанжина. Авторами обе подсвиты совместно с вулканогенными образованиями правобережья Великой, предположительно относившимися А. А. Мануйловым (1975 г.) к верхней юре, показаны на карте верхней юрой—нижним мелом. Возможно, в этом районе в состав верхней юры—нижнего мела частично входит и готерив.
В истоках Ваеги и Емраваама (Н. Н. Пагольский, 1971 г.) верхняя юра—нижний мел (1300—1400 м) состоит из кремнистых пород,, алевролитов, кварцевых кератофиров, песчаников. В кремнистых породах содержатся тела известняков (размером до 10X20 м) с фаунистическими остатками девона, карбона, перми, несомненно являющиеся экзотическими глыбами в зонах тектонических нарушений. В алевролитах верхней части толщи по правому притоку Пикасьваяма были собраны валанжинские бухии Buchia nuciformis Pavl., В. cf. uncitoides P a v 1. и В. cf. surensis Pavl. (определение И. M. Русакова).
Восточнее, в верховьях Хатырки, Емраваама и в бас. Пикасьваяма верхняя юра—нижний мел имеют большую мощность (до 3000 м) и пестрый состав: алевролиты, песчаники, туфы, туффиты, туфокремнистые породы; в нижней части разреза содержатся яшмы, в средней — спилиты, яшмы, известняки, в верхней — андезиты. По данным Ю. А. Колясникова и Л. Л. Красного (1980 г.), по бухиям и радиоляриям определен позднеюрский—валанжинский возраст толщи. В бас. среднего течения Опухи Ю. А. Колясников (1981г.) собрал в этой толще остатки бухий, типичных, по заключению К- В. Паракецова, от ранней части волжского века до начала валанжина. Ю. А. Колясниковым и Л. Л. Красным на карте среди поля верхней юры—валанжина показаны узкие тектонические блоки палеозойских, возможно, нижнемезозойских пород (девон, карбон, пермь, триас), насыщенных телами серпентинитов. Предыдущими исследователями в этом районе значительные площади относились к палеозою на основании находок органических остатков в глыбах известняков среди вулканогенно-кремнисто-терригенных образований в зонах тектонических нарушений.
В Тайгоносско-Мургальской зоне, на п-ове Тайгонос верхняя юра— нижний мел (300—500 м) (тектонические блоки и пластины) прослеживается от западной границы района до правобережья Кечичмы. Туфы и вулканические брекчии среднего и основного состава, туфопесчаники, туфоалевролиты, туфоконгломераты и редкие (в верхах толщи) маломощные покровы андезитов и базальтов несогласно залегают на фауни-
31
стически охарактеризованной верхней юре и перекрываются готеривом (В. М. Гундобин, 1981 г.). Рад. возр. К базальтовой брекчии из низов толщи 141+7 млн. лет.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
Мел представлен морскими терригенными и кремнисто-вулкано-генно-терригенными образованиями, наземными и подводными вулканитами, пресноводными континентальными отложениями. Из 47 подразделений только 6 индексированы по общей стратиграфической шкале. Выделены структурно-фациальные зоны: Омолонская, Тайгоносско-Мургальская, Охотско-Чукотская, Пенжинско-Анадырская, Корякская и Олюторско-Восточно-Камчатская (табл. 5—8, 10, 11). Полнота разрезов, их состав, мощность и характер соотношения в зонах различны.
Нижний отдел
К берриасу отнесены кингивеемская свита и нэкучанская толща (табл. 5, 6).
Кингивеемская свита (Ki^n), выделенная А. Ф. Михайловым, распространена в Пенжинско-Анадырской зоне — в Таловских горах Пенжинского хр. и на СВ Пнжинской губы. В Таловских горах— в бас. Куюла и на правобережье Таловки — яшмы, кремнистые породы, базальты, андезито-базальты, их туфы и вулканические брекчии, андезиты, туфопесчаники и метаморфические (тальк- и эпидот-хлоритовые, глаукофан-эпидот-хлоритовые и др.) сланцы (II. В. Ва-лединская, Э. С. Алексеев, 1982 г.; Ю. Ф. Найденков, 1983 г.) слагают тектонические чешуи. В породах встречаются глыбы (протяженностью от 0,5 м до 1,5 км) кристаллических известняков. Взаимоотношения с подстилающими отложениями не установлены, перекрывающая мяле-касынская свита валанжина залегает, по Г. П. Авдейко (1961 г.) и В. П. Похиалайнену (1971 г.), на кингивеемской свите в стратотипическом разрезе согласно. Максимальная мощность отложений (1300 м) наблюдалась Э. С. Алексеевым (1982 г.) к СВ от р. Кингивеем на левобережье Таловки.
На СВ Пенжинской губы вулканогенно-кремнистые образования и метаморфические сланцы свиты (600—700 м) имеют, по В. Ф. Мишину (1983 г.), сложные взаимоотношения с более молодыми отложениями мела. В бас. Кингивеема, Веселой и Тихой и на Маметчинском п-ове свиту (400—700 м) слагают зеленые, красные и оранжевые яшмы, спилиты, диабазы, меньше — туфы основного состава и известняки. Радиолярии из верховий Кингивеема и руч. Антракт отнесены А. И. Жа-мойдой [16, 24] к койвэрэланскому комплексу, валанжинский возраст которого определялся по совместному нахождению радиолярий с ва-ланжинскими бухиями; А. И. Жамойда допускал, что койвэрэланский комплекс может характеризовать и более широкий интервал (верхняя юра—валанжин). Л. И. Казинцова [30] после новых находок радиолярий возраст комплекса считает раннемеловым, скорее берриас-валанжинским.
На геологической карте листа Р-58, 59 — Каменское с учетом материалов Петропавловск-Камчатского Д4РСС (1974 г.) [53] кингивеемская свита нами отнесена к берриасу. По Н. В. Валединской и Э. С. Алексееву (1982 г.), рад. возр. К 105—143 млн. лет (5 проб базальтов и андезито-базальтов). Базальты и андезито-базальты свиты насыщены кремнекислотой, очень бедны щелочами (практически не содержат окиси калия), маложелезисты, бедны титаном. На п-ове Елистратова в береговых обрывах бухты Горных Кузнецов Г. П. Авдейко (1968 г.) к кингивеемской свите отнес кератофиры (90 м), согласно
32
Таблица 5
Схема сопоставления нижнемеловых отложений Омолонской н Тайгоносско-Мургальской зои
Общая стратиграфическая шкала Региональные стратиграфические подразделения
Омолонская зона Тайгоносско-Мургальская зона
Ярус Подъярус Бас. Кегали Бас. Шайбовеема, верховья Тылхоя, Оклана, Холо-ховчана Бас. Чалбугчана, Хиузной, Минины, Юлговаама П-ов Тайгонос
Барремский Аптский Верхний Средний Нижний Верхний ? ? Коячанская свита Kifec. Алевролиты, песчаники, гравелиты, туфы. 275 м
Нижний Усовская свита Ki«s. Алевролиты, песчаники, туфы, туффиты, базальты, андезиты. 2500—5300 м
Готеривский Верхний Нижний Вануонская свита Kivn. Глинистые сланцы, песчаники, туфы. 1000 м
Валан* жинский Верхний Нижний Эльгекчанская свита Kiel. Алевролиты, песчаники. 150 м Валанжинский ярус K1V. Алевролиты, песчаники. 150 м ? Верхняя юра — нижний мел Лз-К,. Туфы андезитов и базальтов, туфопесчаники, туфокон-гломераты, андезито-базальты. 500 м
Берриас-ский Верхний Нижний Нэкучанская толща КщА Базальты, туфы, песчаники. 200 м
Подстилающие отложения Т Т, J ?
подстилающие фаунистически охарактеризованную мялекасынскую свиту валанжина. Ввиду внемасштабностн кингивеемская свита на карте здесь не показана.
Нэкучанская толща (Ki«^), стратотип которой установлен севернее описываемого района [54], распространена в Омолонской зоне. В бас. Кегали и Эруди, по Е. Г. Пескову (1977 г.), толщу (200 м) слагают базальты, спилиты и туфы с прослоями и пачками песчаников, туфопесчаников и алевролитов. В основании ее залегает не выдержанный по простиранию пласт конгломератов (до 5 м), а в нижней и средней частях толщи — пачка (50 м) тонкочередующихся (30—50 см) раз-
3 Зак. 362
33
Схема сопоставления нижнемеловых отло
Общая стратиграфическая шкала Серия Горизонт Региональные
Ярус Подъярус
Северо-восточное побережье Пенжинской губы
Альбский Верхний Маметчинская свита Kt- ztnm.
Айнынская Тихореченский
Средний
Нижний Тихореченская свита Kith. Аргиллиты, песчаники, конгломераты. 1150 м
Аптский Верхний
Средний
Кармали-ваямский Кармаливаямская свита Kikr. Туфопесчаники, туфы, туфоалевроли-ты, туфоконгло.мераты. 900 м
Нижний
Барремский Верхний Пиков -ский
Нижний
Тылакрыльский Тылакрыльская свита Kill-Песчаники, алевролиты, конгломераты, брекчии, туфы, туффиты. 800—2200 м
Готеривский Верхний
Нижиий
Валанжин-ский Верхний Пекульпейская Мялека-сынский Мялекасынская свита Kimi. Алевролиты, песчаники, туфы. 1800 м
Нижний
Берриас-ский Верхний Гитынкуюль- СКИЙ Кингпвеемская свита Kikn. Яшмы, спилиты, диабазы, туфы, сланцы метаморфические. 700 м
Чижний
Подстилающие отложения
34
Таблица 6
жений разных районов Пенжинско-Анадырской зоны
3*
35
нозернистых туфопесчаников, песчаников, туфов основного состава и алевролитов. Основной объем толщи приходится на базальты и спилиты (потоки мощн. 4—30 м). Залегает толща несогласно на триасе и согласно перекрывается валанжином (эльгекчанской свитой).
В а л анжинский ярус (KiV) выделен в Омолонской зоне; к нему также отнесена эльгекчанская свита Омолонской зоны и мялека-сынская свита Пенжинско-Анадырской зоны. Валанжин на С района, в бас. Шайбовеема представлен (А. А. Алексеев, 1979 г.) алевролитами с обломками (до 2 см) кислых эффузивов н с редкими пачками (20—25 м) тонкозернистых песчаников (150 м). Толща несогласно залегает на верхнем триасе, несогласно перекрывается альбом и содержит валанжинские Buchia crassicollis Keys., В. cf. visigensis Sok.
Эльгекчанская свита (Kid), стратотип которой установлен в бас. Омолона, в описываемом районе на правобережьях Эруди и Кегали согласно залегает на нэкучанской толще. По Е. Г. Пескову (1977 г.), свиту (150 м) снизу вверх слагают: туфы (2 м), песчанистые известняки и известковистые песчаники с прослоями ракушняков из деформированных остатков пелеципод (8—10 м), линзовидно-полос-чатые алевролиты и голубовато-серые глинистые сланцы с отпечатками бухий (100—ПО м), известковистые песчаники (30 м) с Buchia cf. cras-sa P a v 1., B. crassicollis Keys., B. uncitoides Pavl. и др., а также Inoceramus sp. indet.
Мя лекасы некая свита (Kim/), выделенная А. Ф. Михайловым на левом притоке Таловки [63], представлена алевролитами и вул-каномиктовыми песчаниками с прослоями туфопесчаников, гравелитов,, конгломератов, редко туфов основного и среднего состава, андезито-базальтов, диабазовых порфиритов. Взаимоотношения с подстилающей кингивеемской свитой трактуются по-разному. В. Н. Верещагин [13] считает, что песчаники мялекасынской свиты, судя по составу обломков в них, образовались за счет разрушения кингивеемской свиты, а В. П. Похиалайнен [52] указывает на постепенный переход между ними. Некоторые исследователи [63] к свите относят литологически сходные отложения верхней юры. А. Д. Чехов [46] считает, что мялека-сынская и кингивеемская свиты одновозрастны, обе относятся к верхней юре—нижнему мелу, контакт между ними тектонический. Наиболее хорошо свита изучена по руч. Конгломератовому — правому притоку Мя-Лекасына (притока Таловки). По Г. П. Авдейко [1], свиту снизу вверх слагают:
Мощн., м:
1. Переслаивающиеся алевролиты и мелко-среднезернистые полимиктовые песчаники с большой примесью туфогенного материала; остатки Buchia keyser-
lingi L a h., B. bulloides L a h. и др............................. ... 370
2. Переслаивающиеся песчаники и алевролиты с прослоями туфов, спилитов, диабазовых порфиритов. В песчаниках — остатки Buchia crassicollis Keys., В. cf. crassa P a v 1. и др......................................... 630
3. Песчаники от мелко- до крупнозернистых с прослоями гравелитов с Modiolus cf. sibirica................................ ..... 170
4. Алевролиты с прослоями песчаников . . .... . 130
1300
Состав и мощность свиты не постоянны. В верховьях Мелкой (правого притока Айнына) в свите (1100 м) преобладают терригенные породы с небольшой примесью вулканогенного материала (Н. В. Валедин-ская, Э. С. Алексеев, 1982 г.); в Таловских горах на междуречье Тихой и Веселой — зеленые сланцы, кремнистые алевролиты, туфопесчаники и туфоалевролиты (800 м); на п-ове Елистратова, по Н. Б. Заборовской [26] и Г. П. Авдейко [1], — туфопесчаники, туфоалевролиты, туфокон-гломераты, кислые вулканиты (200 м); на северо-восточном побережье Пенжинской губы — алевролиты, полимиктовые и аркозовые песчаники,.
36
гравелиты, конгломераты (до 1800 м); в бас. Коневаяма (В. Ф. Мишин, 1983 г.) в свите содержатся туфы основного состава.
На Маметчинском п-ове к мялекасынской свите (1020 м) В. П. По-хиалайнен и В. П. Василенко (1971 г.) относили отложения, согласноподстилающие тылакрыльскую свиту готерива—баррема. В низах (300 м) свиты чередуются (0,3—1 м) сланцы (с обломками иноцерамов и белемнитов плохой сохранности), туфы основного и среднего состава п туфопесчаники с отдельными горизонтами (1—6 м) эффузивов; в средней части (380 м) — крупнозернистые песчаники, туфы, андезито-ба-зальты, диабазы; в верхах (540 м) — сланцы (1—1,5 м) и мелкозернистые песчаники.
Мялекасынская свита повсюду охарактеризована фауной бухий.. Комплекс их разнообразен и на отдельных участках возможно расчленение ее на подсвиты: нижнюю с Buhia keyserlingi и В. bulloides и верхнюю с Buchia crassa, В. crassicollis и др. По мялекасынской свите выделен мялекасынский биостратиграфический горизонт.
Г отеривскийярус (Kig) установлен в Корякской и Пенжинско-Анадырской зонах; в Тайгоносско-Мургальской зоне он выделен под названием вануонской свиты.
В Корякской зоне в бассейнах правых притоков Великой—Койвэ-рэлана, Завитой и Длинной — готерив (1900 м) представлен двумя толщами (А. А. Мануйлов, 1975 г.); нижней туфогенно-осадочной и верхней пестроцветной. Нижнюю толщу (1300 м) слагают внизу (600 м) туфоконгломераты и туфобрекчии, вверху (700 м) — полимиктовые песчаники и туфопесчаники с прослоями туфогенных известняков с обломками криноидей, мшанок, белемнитов и яшмовидных кремнистых пород и кремнистых алевролитов и аргиллитов с остатками скелетов радиолярий плохой сохранности. В верхней толще (600 м) грубо переслаиваются разнозернистые (преобладают грубозернистые) песчаники и гравелиты с пестроцветными обломками; алевролиты и конгломераты (в основании толщи) слагают прослои, известняки — линзы. В известняках — обломки призматического слоя иноцерамов и остатки криноидей. Остатки Cylindroteuthis (Arctoteuthis cf. subporrecta В о d у l. и Lagonibelis sp.) характерны, по В. Н. Рустомесову и В. И. Саксу, для готерива. А. А. Мануйлов (1975 г.), В. А. Грецкий (1977г.), В. Б. Шмакин (1982 г.) и др. относят толщу к готериву, но предполагают более широкий возрастной диапазон ее — валанжин-готеривский (В. А. Грецкий, А. А. Мануйлов) или готерив-барремский (В. Б. Шмакин). По стратиграфическому положению толща, вероятно, соответствует выделявшейся О. П. Дундо в 1959 г. кангыкаирской свите [15, 63].
В Пенжинско-Анадырской зоне — в междуречьях Ваеги—Мукарылян и Мукарылян—Пойменная и в бас. Автоваама—готерив (Эр. Б. Нев-ретдинов, 1970 г.; С. П. Игуменщев, 1973 г.) залегает согласно на верхней юре — нижнем мелу. Наибольшая мощность его установлена в междуречье Мукарылян—Пойменная. Готерив (Эр. Б. Невретдинов, 1970 г.) представлен слоистыми разнозернистыми песчаниками (преобладают),, известковистыми гравелитами и реже алевролитами (485 м). На левобережье Мукарыляна найдены обломки Inoceramus ex gr. colonicus-A n d., Belemnites gen. indet., брахиопод, гастропод, острей, определяющих готеривский возраст. Обломки Inoceramus colonicus And. собраны н в песчаниках бас. Автоваама, содержащих прослои алевролитов и мелкозернистых кремнистых песчаников.
Вануонская свита (Ki^n), выделенная Г. Е. Некрасовым [54,. 63] на Ю п-ова Тайгонос, на СЗ его (м. Пупырь) без видимого несогласия залегает на верхней юре—нижнем мелу. Сложена она внизу глинистыми сланцами и алевролитами с редкими прослоями песчаников,, вверху — песчаниками, гравелитами, конгломератами, туффитами и туфами среднего состава. По В. М. Гундобину (1981 г.), мощн. свиты
37
1000 м. Возраст свиты определяется по находкам гигантских иноцера-мов (заключение Т. Д. Зоновой).
К готеривскому—барремскому ярусам отнесены талакрыльская свита Пенжинско-Анадырской зоны и усовская свита Тайгоносско-Мургальской зоны.
Тылакрыльская свита (Ki/Z), выделенная В. П. Похиалай-неном и В. П. Василенко на В Пенжинской губы в хр. Тылакрыл, ранее М. А. Пергаментом [49] называлась свитой Маметчинских гор. Она залегает согласно на мялекасынской свите валанжина и согласно перекрывается кармаливаямской свитой баррема—апта. Слагают ее песчаники, туфопесчаники, алевролиты, аргиллиты, туфы базальтов, конгломераты, гравелиты. Граница с подстилающей мялекасынской свитой проводится на Маметчинском п-ове по подошве толщи песчаников, на СВ Пенжинской губы — по исчезновению остатков бухий и появлению пачек тонкопереслаивающихся алевролитов, туфов и туфопесчаников, в Таловских горах — в основании гравелитовой пачки, а на п-ове Елистратова — в подошве пачки туфопесчаников, содержащих остатки ино-церамов. По В. П. Похиалайнену и В. П. Василенко [13], в верховьях р. Мамет в низах свиты (600 м) тонко (0,1—0,5 м) переслаиваются алевролиты, аргиллиты, туфопесчаники, туффиты и окремненные алевролиты; средняя часть (275 м) сложена туфопесчаниками, туфами, алевролитами, верхняя (400 м) — аргиллитами. Общая мощность свиты 1275 м, к Ю (Тылакрыльские горы) возрастает до 1400 м.
На северо-восточном побережье Пенжинской губы к нижней части свиты в районе горы Длинной приурочены серпентинитовые песчаники и гипербазитовые брекчии с обломками серпентинитов, габброидов, порфиритов, диабазов, спилитов. Генезис их является предметом продолжающихся дискуссий [5, 37]. Мощность тылакрыльской свиты этого района, по данным разных исследователей, — от 800 до 2200 м. На северных склонах Таловских гор (Н. В. Валединская, Э. С. Алексеев, 1982 г.) свита (850 м) сложена терригенными породами, в которых встречаются хорошо окатанная «плавающая» галька базальтов, габбро, кремнистых пород, растительный детрит и обломки обуглившейся древесины. На п-ове Елистратова в низах свиты преобладают туфопесчаники с прослоями туфоалевролитов и туфов андезито-базальтов, в верхах — туфоалевролиты и туфопесчаники. Мощн. 100—120 м.
Свита на всех участках охарактеризована остатками фауны: 1по-ceramus colonicus A n d., In. (Heteropteria) semicostatus P о c h., In. aff. vallejoensis And., Simbirskites cf. utnbonatus P a v 1., S. cf. speetonensis Young, et Bird, и др. По тылакрыльской свите выделен тылакрыль-ский биостратиграфический горизонт готерив-барремского возраста.
Усовская свита (Kins), выделенная Б. М. Молодцовым в верховьях Хиузной, распространена на левобережье Юлговаама, в нижнем течении Тылхоя, в верховьях Чалбугчана, в междуречье Оклан— Пенжина. Б. М. Молодцов (1959 г.) относил описываемые отложения к валанжину—нижнему баррему, Н. Я- Онищенко (1962 г.) —к ниньчех-ской свите верхней юры—нижнего мела, Ю. М. Слепов и С. Е. Апрел-ков (1971 г.) нижнюю часть их — к верхней юре, верхнюю—-к нижнему мелу, В. А. Фараджев — к готериву. Севернее района усовская свита, по данным В. ГЕ Василенко, В. А. Фараджева (1971 г.) и И. И. Сонина (1981 г.), согласно залегает на валанжине, в районе — несогласно перекрывается коячанской свитой апта.
Усовскую свиту слагают туфы андезитов и базальтов, туффиты, ту-фогравелиты, туфоалевролиты, базальты, андезито-базальты, андезиты, туфы кислого состава, алевролиты, гравелиты, песчаники, туфопесчаники. По простиранию свита фациально изменчива: непостоянно соотношение между туфогенными породами основного и кислого состава, различны их мощность, количество и мощность пачек осадочных пород.
38
Породы обладают параллельной, волнистой и косой слоистостью, зеле-нокаменно изменены. По данным различных авторов, мощность свиты — от 2500 до 5300 м. В низах свиты обнаружены остатки Simbirski-tes latiumbonatus Poch. et Ter., Inoceramus cf. paraketzovi Efim., In. ex gr. colonicus An d. и др.
К барремскому—аптскому ярусам отнесена карма л и вая мекая свита (Ki&r) Пенжинско-Анадырской зоны, выделенная М. А. Пергаментом на восточном берегу Пенжинской губы. Кармаливаямская свита согласно залегает на тылакрыльской, граница с которой проводится по появлению остатков ауцеллин и резкой смене литологического состава. В бас. Кармаливаяма (В. П. Похиалайнен, 1971 г.) низы свиты (158 м) слагают туфопесчаники, чередующиеся с туфами базальтов и алевролитами и содержащие прослой андезитовых туфов; верхи (500 м) — переслаивающиеся туфы андезитов (8—10 м), туфоалевролиты (5—7 м), средне- и крупнозернистые песчаники (5—7 м).
В Таловских горах, где нижняя граница свиты (600 м) Н. В. Ва-лединской и Э. С. Алексеевым (1982 г.) проводится по появлению андезитовых туфов, преобладают вулканомиктовые песчаники и алевролиты; гравелиты и мелкогалечные конгломераты слагают редкие прослои (0,3—3 м), известковистые песчаники — небольшие линзы. На п-ове Елистратова [26] в основании свиты (130 м) залегают туфоконгломе-раты, туфопесчаники, туфоалевролиты и аргиллиты, переслаивающиеся с туфами андезито-базальтов, выше — туфопесчаники и туфоалевролиты, верхов ее нет. Кармаливаямская свита относится к двум биострати-графическим горизонтам — пиковскому и кармаливаямскому. По В. Н. Верещагину [13, 63], в низах ее найдены Crioceratites sp., в верхах — Aconeceras sp., Eotetragonites jacobi Kilian, Pedioceras sp., Inoceramus ewaldi S c h 1 u t., Aucellina caucasica В u c h., A. aptiensis Orb. и др.
К аптскому ярусу отнесена коячанская свита (Ki^c), выделенная Н. И. Филатовой [38] в бас. Пенжины. Она несогласно залегает на усовской свите готерива—баррема и несогласно перекрывается нене-итской свитой альба. В стратотипическом разрезе [38, 63] в верховьях Коячана низы свиты слагают полимиктовые мелкозернистые песчаники (63 м) с небольшими прослоями алевролитов с Astarte portana М с L е а г n, Рапоре elangatissima М с L е а г n, Dicranodonta dowlingi McLearn. Выше чередуются гравелиты (4—95 м), углистые алевролиты с прослоями мелкозернистых песчаников и плохо сохранившимися остатками растений (10—59 м), туфы кислого состава (10 м) и андезитовые (15 м). Общая мошн. 295 м. В материалах 2-го МРСС [54] коячанская свита отнесена к верхнему апту.
Аптский — альбский ярусы выделены в Пенжинско-Анадырской зоне; к ним также отнесена тихореченская свита этой зоны и тамват-нейская свита Корякской зоны.
Аптский — альбский ярусы (Kia—al) прослеживаются с ЮЗ на СВ (от среднего течения Таловки и верховьев Белой до р. Березовой) с небольшими перерывами более чем на 350 км, ограничивая Пенжинско-Анадырскую зону с ЮВ.
На ЮЗ Пенжинско-Анадырской зоны, в бас. Белой, М. и Б. Упупкин апт—альб (1500 м) с угловым и стратиграфическим несогласием залегает на верхней перми и различных горизонтах нижнего мела (В. М. Калинин, 1980 г.). Низы его (415 м) слагают разнозернистые песчаники с прослоями (0,2—0,3 м) алевролитов и гравелитов (до 0,2 м); среднюю часть (700—900 м) — глинистые сланцы и алевролиты с прослоями песчаников, гравелитов и конгломератов; верхи (120 м) — мелкозернистые песчаники с редкими прослоями (3 м) алевролитов и конгломератов (4 м). В верховьях Б. Упупкина в низах толщи собраны остатки Aucellina cf. aptiensis О г b., A. aff. nassibianzi S о к., в верхах —
39
Aucellina caucasica Buch., A. cf. aptiensis Orb., характерные, no В. H. Верещагину, для апта—альба. Спорово-пыльцевой комплекс из средней части толщи типичен, по Г. Д. Давыдовой, для апта—альба. В верховьях Б. Упупкина и на водоразделе Б. Упупкин—Энычаваям выявлен комплекс фораминифер, характерный, по М. И. Полещук, для альба.
В бас. Импенвеема среди мощных пачек (100 м) тонко (2—15 см) переслаивающихся алевролитов и песчаников появляются известковистые их разности, линзы и прослои (до 10 см) известняков. К С и СВ разрез грубеет, и в среднем течении Б. Куйбивеема преобладают плохо сортированные крупнозернистые песчаники, в низах толщи с линзами и прослоями гравелитов и конгломератов; в гальке преобладают яшмоиды и порфириты, содержатся плагиограниты, габбро, серпентиниты. Остатки Tancredia cf. kurupana Imlay, Aucellina (?) sp., Sonnera-tia (?) sp., Neogastroplites sp. характерны, по M. А. Пергаменту, для позднего апта (?) —альба (А. А. Алексеев, 1980 г.).
На СВ Пенжинско-Анадырской зоны, в бас. 3. и В. Тыхлаваама, Мукарыляна и Березовой мощность апта—альба уменьшается до 700— 900 м (Л. И. Середа, 1968 г.; Л. И. Цветков, 1970 г.). В основании его залегают конгломераты или песчаники, выше — песчаники, алевролиты, иногда аргиллиты, нередко во флишоидном переслаивании. В бас. 3. и В. Тыхлаваама обнаружены остатки Aucellina ex gr. caucasica Buch., A. aptiensis О r b., A. cf. gryphaeoides Sow.
Тихореченская свита (Ki#i), выделенная В. П. Похиалай-неном на восточном побережье Пенжинской губы, является средней свитой айнынской серии [63], объединяющей кармаливаямскую, тихоре-ченскую и кедровскую свиты. Тихореченская свита согласно залегает на кармаливаямской свите баррема—апта и согласно, местами с размывом перекрывается кедровской свитой альба. Ее слагают полимиктовые песчаники, алевролиты и аргиллиты с редкими прослоями (0,3—1,5 м) и линзами известковистых песчаников и шаровидными известковистыми конкрециями.
В междуречье Лекасын—Таловка в основании свиты собраны остатки Lytoceras (?) sp., Acanthohoplites (?) sp.; в средней части— Inoceramus (Neocomiceramus) aff. neocomiensis Orb., T axoceratoides sp., в верхней — Aucellina caucasica Buch., Kennicotia cf. rugosa Imlay, Puzosia alaskana Imlay и др. Комплекс ауцеллин и аммонитов из нижней и средней частей свиты, по В. П. Похиалайнену, характерен для апта, фауна из верхних горизонтов, вероятно, является альбской. Фораминиферы Discorbis damplae М j a 11. и Hedbergella trocoidae Gandolfy и др. из средней части толщи характерны, по М. И. Полещук, для среднего апта, Globigerina infracretacea Glaessner наиболее часто встречается в апте—альбе. Спорово-пыльцевой комплекс из этой части свиты является, по 3. К. Борисовой, скорее всего, аптским. Мощн. 1080 м.
К ЗСЗ в верховьях Айнына в ядре синклинали мощность отложений возрастает до 1500 м, далее к СЗ вновь сокращается до 1150 м. В истоках Березовой (СВ Пенжинской губы), по В. Ф. Мишину (1983 г.), на кармаливаямской свите согласно снизу вверх залегают: неравномерно переслаивающиеся аргиллиты и песчаники (620 м), аргиллиты с прослоями песчаников (290 м), разнозернистые песчаники с прослоями аргиллитов, гравелитов и конгломератов (240 м); мощн. свиты 1150 м. Остатки Aucellina aptiensis Orb., A. kryshtofovitschi Ver., A. aff. stuckenbergi Buch., Tancredia cf. kurupana Imlay характерны для апта—раннего альба.
Тамватнейская свита (Ki/ш), выделенная Г. А. Закржев-ским к В от района, в бас. Великой по разлому контактирует с гипер-базитами раннего мела; с подстилающими отложениями контакты не
40
установлены, вышележащая великореченская свита залегает на ней согласно. По В. П. Зинкевичу (1978 г.), в нижней части свиты (1300 м) чередуются пачки разнозернистых песчаников (45—260 м) с прослоями гравелитов (0,2—15 м) и пачки переслаивающихся (0,8—6,2 м) мелкозернистых песчаников и алевролитов с карбонатными конкрециями; в средней (650 м) — песчаники и алевролиты с прослоями (0,5—1 м) конгломератов, туфопесчаников и туфов кислого состава; в верхней (750 м)—среднезернистые песчаники с редкими прослоями (0,1— 0,3 м) алевролитов и гравелитов (0,3—0,5 м). Венчают разрез тонко переслаивающиеся мелкозернистые песчаники и алевролиты. Мощность свиты 2700 м. Средняя и верхняя части с остатками Inoceramus angli-ctis Woods, Anagaudryceras sp., Cleoniceras sp., Adiantites sp., Sphe-nopteris sp., Pityophyllum sp., по Г. П. Тереховой, могут быть датированы альбом, а нижняя, фаунистически не охарактеризованная, вероятно, соответствует апту.
Ряб инк и некая свита (Kirb) выделена Г. Е. Некрасовым на 3 п-ова Тайгонос. В описываемом районе (Тайгоносско-Мургальская зона) на СВ п-ова Тайгонос она прослеживается (В. М. Гундобин, 1981 г.) от западной границы до низовий Кечичмы. Свита несогласно залегает на верхней юре и верхней юре — нижнем мелу и состоит из двух толщ: нижней терригенной и верхней вулканогенной. Нижняя толща (400 м) -—конгломераты (до 10 м), вулканомиктовые песчаники,, алевролиты, аргиллиты с углефицированной древесиной, растительным детритом и окатанными обломками пород подстилающих толщ; верхняя (400 м) — туфы, реже базальты, андезиты и вулканомиктовые конгломераты, приуроченные к основанию толщи.
В верхней толще выделяются три пачки: нижняя (туфы дацитов и андезито-дацитов), средняя (туфы андезитов и туфы смешанного состава) и верхняя (туфы и редко андезито-базальты и базальты). По литологическому составу В. М. Гундобин и др. (1981 г.) условно сопоставляют рассматриваемые образования с верхней подсвитой рябинкин-ской свиты на ЮЗ п-ова Тайгонос. Рябинкинская свита в решениях 2-го МРСС [54] отнесена к верхнему апту—альбу, верхняя подсвита — к верхнему альбу. В то же время В. М. Гундобин и др. сопоставляют нижнюю (терригенную) толщу с кегалинской свитой альба, залегающей в основании ОЧ ВП.
К альбу отнесены кедровская свита Пенжинско-Анадырской зоны, кегалинская и ненеитская свиты и ичевеемская толща Охотско-Чукотской зоны (табл. 7).
Кедровская свита (Ki^d), выделенная Г. П. Авдейко на восточном побережье Пенжинской губы и в бас. Кедровой — притока Ай-нына, согласно залегает на тихореченской свите и несогласно с размывом перекрывается маметчинской свитой альба — сеномана. Полный объем ее нигде не установлен. Нижняя граница проводится по кровле песчаников и появлению своеобразного комплекса аммонитов. В бас. Кедровой (В. П. Похиалайнен, 1971 г.) низы свиты (600 -650 м) слагают алевролиты с известковистыми конкрециями и прослоями (1,5—10 м) разнозернистых песчаников с растительным детритом, иногда флишоидно переслаивающихся с алевролитами; средняя часть (100 м) представлена алевролитами с линзами (0,5—1 м) песчаников и конгломератов, верхняя (500 м) — тонко (0,05 0,4 м) переслаивающимися алевролитами и разнозернистыми песчаниками. Мощн. 1200—1250 м. Остатки Cleoniceras sp., Sonneratia sp., Inoceramus anglicus Woods, In. cf. comancheanus Crag in характерны, no В. H. Верещагину, для среднего альба. Вероятно, к верхнему альбу, по В. П. Похпалайнену, следует относить венчающие свиту тонко переслаивающиеся алевролиты и песчаники с Kossmoceratidae.
«
Таблица 7
Схема сопоставления альб-сеноманских образований разных районов Охотско-Чукотской зоны
Общая стратиграфическая шкала
Бас. Кегали (Чайвавеемский прогиб)
800 М
До 700—750 м
250 м
Т, J
Кегалииская спита Kikg. Конгломераты, песчаники, аргиллиты, алевролиты.
Кегалииская свита Kjtfg. Песчаники, конгломераты, аргиллиты, алевролиты, лиизы каменного угля.
Бас. Шайбовеема, верховья Тылхоя, Оклана, Холоховчана (Шайбовеем-ский прогиб)
Хайокланская свита К1.2/гЛ. Андезиты, туфы.
170—600 м.
Чайвавеемская —г толща Ki.a ct'. I.
Андезито-базальты, туфы
Окланская свита К2оА:.
Андезиты, туфы.
80—800 м
Региональные стратиграфические подразделения
Бас. Б. Чалбугчана, Хиузиой, Минины, Юлговаама
Подстилающие отложения
Снежнинская толща Kt.2 sn. Туфы липаритов, дацитов.
До 480 м
Ичевеем- I—-ская тол- I
ща Kiic. Конгломераты, песчаники, туфопесчаники.
Макковеемская свита К2'и/г.
Тылхойская свита
К1-2/Л-
Липариты, дациты, туфы, игним бриты.
80— 1100 м
Ильваваамская свита Ki-2i'l. Андезиты, их туфы, базальты, туффиты, конгломераты, песчаники, туфопесчаники, вулканиты кислого состава.
1500 м
250 м
Ичевеемская толща Kiir. Туфопесчаники, алевролиты, конгломераты.
До 550 м
Kiv, С, Р
Неиеитская свита К1ПП.
Песчаники, алевролиты, конгломераты, туффиты, туфы, туфоконгло-мераты, линзы каменного угля.
До 2500 м
Kike
К В, по р. Таловке (Н. В. Валединская, Э. С. Алексеев, 1982 г.) согласно на тихореченской свите и несогласно на кингивеемской залегают полимиктовые мелко- и среднезернистые песчаники с прослоями (0,1—10 м) гравелитов и конгломератов. В песчаниках — «плавающая» галька, растительный детрит и линзы (до 0,3X1,5 м) бурого угля. Нижние слои содержат остатки фауны, относящейся, по В. П. Похиа-лайнену, к зоне Beudanticeras—Freboldiceras, соответствующей верхам нижнего—среднему альбу. Аммониты Anagaudryceras sp., Gastroplites (?) sp. и Inoceramus cadottensis McLearn, In. ex gr. anglicus Woods из более верхних горизонтов характерны для среднего и нп-
42
зов верхнего альба, остатки флоры из верхов свиты — для альба (заключение Е. Л. Лебедева).
Кегалииская свита (Kifeg') выделена М.Д.Эльяиовым по р. Кегали (правому притоку Омолона). В бас. Кегали и Тылхоя несогласно' на триасе и более древних отложениях залегают песчаники, гравелиты, конгломераты, аргиллиты, алевролиты и углисто-глинистые сланцы с линзами каменного угля, реже — базальты, их туфы, туффиты (250 м). Остатки растений Birisia onychioides (Vass, et K.-M.) S a m у 1., В. alata (Pryn.) SamyL, Nilssonia magnifolia S a m у 1., Desmiophyllum magnum (SamyL) SamyL, Kenella harrisiana S a m у 1. и др. из междуречья Ачаквеем—Тылхой и бас. Чахнитки (Е. Г. Песков, 1977 г.) принадлежат, по В. А. Самылиной и Г. Г. Филипповой, буоркемюсско-му комплексу; ему же принадлежат и растителньые остатки, собранные в 1979 г. Ш. Ш. Гимадеевым в бас. Тылхоя (заключение Г. Г. Филипповой). Этот флористический комплекс, по решению 2-го МГСС в Магадане (1978 г.) относится к раннему и среднему альбу, по последним данным Е. Л. Лебедева (1983 г.) — к раннему, возможно, части среднего альба.
Ненеитск ая свита (Kifm), выделенная Н. И. Филатовой [69] в бас. Пенжины, залегает с размывом на коячанской свите апта. Ее слагают песчаники, алевролиты, гравелиты, конгломераты, реже туффиты, туфы андезитов, туфоконгломераты, туфопесчаники, туфоалевролиты, линзы каменных углей (до 2500 м). В низах ее залегают базальные конгломераты (100—200 м). Средняя часть свиты (1200 м) грубо ритмична; в основании ритмов (100—250 м) — конгломераты или гравелиты, в верхах — песчаники с прослоями алевролитов. Верхнюю часть свиты (700 м) слагают конгломераты (преобладают), песчаники, туффиты, туфы андезитов. В нижней и средней частях свиты содержатся Birisia onychioides (Vass, et K--M.) SamyL, Coniopteris cf. setacea (Pryn.) Vachr., Ginkgo ex gr. adiantoides (Ung.) Heer, G. aff. sibirica Heer, Elatocladus manchurica (Y о k.) Y a b e и др., по E. Л. Лебедеву, относящиеся к буоркемюсскому комплексу.
В бас. Б. Чалбугчана В. Ф. Белым выше ненеитской свиты выделена скальнинская толща (700 м) с тем же комплексом флоры и большим содержанием вулканогенного материала. Авторы относят ее к верхам ненеитской свиты. Кегалииская и ненеитская свиты близки по составу и возрасту и представляют собой терригенную молассу в основании вулканитов ОЧВП.
Ичевеемская толща (Kiic), выделенная Е. Г. Песковым, распространена в бас. Кегали и в долине Тылхоя на окраинах крупных вулканических полей. Взаимоотношения ее с кегалинской свитой не ясны. В толще преобладают конгломераты и туфоконгломераты, на отдельных участках — более мелкообломочные породы. Мощность ее — от нескольких десятков метров до 500 м. В стратотипическом разрезе (левобережье Кегали, в 16 км к ЮЮЗ от устья Чахнитки) преобладают валунно-галечные конгломераты с прослоями песчаников, туфопесчаников, а в верхах — пепловых липаритовых туфов. Нижние горизонты не вскрыты. Мощн. 250 м. В туфопесчаниках верхней части разреза собраны остатки растений Phoenicopsis angustifolia Heer, Cephalotaxopsis intermedia Holl., C. heterophylla H о 1 L, Sequoia obo-vata Know It., S. fastigiata (Sterb.), S. subulata Heer (определение Г. Г. Филипповой).
К низам ичевеемской толщи предположительно отнесены туфоген-но-осадочные отложения (до 550 м) долины Тылхоя и его притоков, считавшиеся нижней частью тылхойской свиты. Основание их неизвестно, вероятно, они залегают на кегалинской свите. Состав их — туфопесчаники, алевролиты, гравелиты, конгломераты, редкие прослои углистых алевролитов, андезитов, туфов дацитов.
43
Таблица 8
Схема Сопоставления меловых отложений разных районов Корякской зоны'
Верх ту-ронский Верхний 1 Лльб—турок К al t Песчаники, подчиненно гравелиты, конгломераты. 1500 м Альб—турон К al—1 Песчаники, алевролиты, аргиллиты, конгломераты, подчиненно кремнистые породы. 1600-3850 м Перекатпипская свита Ki-грт- Песчаники, алевролиты, аргиллиты, туфы кислого состава, фтаииты, гравелиты. 1800—1900 м ? Вслпкоречепская свйта Ki zvl. Песчаники, алевролиты, конгломераты, гравелиты, туфы кислого состава. 2450 м
Нижний
Сеноманский Верхний
Средний
Нижний
Нижний Альб-ский
Средний Нижний мел нерасчлеиенный Кь Песчаники, туфопесчаники, алевролиты, аргиллиты, туфы андезитов и липаритов, кремнистые породы. 1500—2500 м ? Тамватнейская свита Kttm. Песчаники, алевролиты, конгломераты, туфопесчаники, туфы кислого состава. 2700 м ? _———_
Нижний
Аптский Верхний
Средний
Нижний Готерив Kig. Песчаники, гравелиты, алевролиты. 600 м Туфоконгломераты,
Баррем-ский Верхний
Нижний
Готеривский Верхний кремнистые и туфо-гениые песчаники, туфы.
11ижний ? — I 1300 м
Баланде инский Верхний Верхняя юра — нижний мел j8—к,. Кремнистые породы, яшмы, алевролиты, кератофиры туф- Верхняя юрг ижний мел
Нижний Песчаники, алевролиты, аргиллиты. 1000 м Спилиты, диабазы, аргиллиты, кремнистые породы. 1600 м
Берриас-ский Верхний фиты, туфы, спилиты, песчаники, андезиты. 1300—3000 м
Нижний
Подстилающие отложения ? ?
А. Б. Цукерником (1965 г.), А. А. Алексеевым (1966 г.) и Н. И. Филатовой (1968 г.) собраны Birisia ex gr. onychioides (Vass, et K.-M.) S a m у 1., Arctopteris aff. rarinervis S a m у 1., Taeniopteris cf. prynadae Samyl., Neozamites sp., Ginkgo ex gr. sibirica Heer, Sphenobaiera ex gr. angustifolia Heer, Podozamites angustifolius (E i c h w.) Heer, Cephalotaxopsis sp., Pityophyllum ex gr. nordenskioldii (Heer) Nath., Elatocladus ex gr. smittiana (Heer) Sew., Sequoia cf. fastigiata (Sternb.) Heer. По E. Л. Лебедеву, в этой флоре сочетаются виды буоркемюсского и арианского комплексов, что предполагает аналоги еманринского уровня (средний альб) Ульинского прогиба. Таким образом, ичевеемская толща в бас. Кегали, Тылхоя и Шайбовеема, вероятно, залегает стратиграфически выше кегалинской свиты, но ниже вулканитов ОЧВП. По мнению Е. Л. Лебедева, стратиграфический диапазон ее,вероятнее всего, средний—верхний альб (в бас. Кегали, возможно, и низы сеномана).
Нерасчлепенные отложения нижнего мела (Ki) в. Корякской зоне (табл. 8) — в бас. Учхичхиля, в верховьях Б. Куйбивеема, Кирпаваяма и Ваеги — представлены песчаниками, туфопесча-никами, реже алевролитами, аргиллитами, туфами андезитов и липаритов, кремнистыми породами. В бас. Учхичхиля их мощн. 1500 м, в верховьях Б. Куйбивеема, Кирпаваяма и Ваеги — до 2500 м; в низах присутствуют конгломераты и гравелиты. Контакты с верхней юрой — нижним мелом тектонические; альб—турон залегает на них несогласно. Комплекс радиолярий, по мнению А. И. Жамойды, занимает промежуточное положение между валанжинским (койвэрэланским) и позднемеловым (вочвинским) комплексами. Н. Н. Пагольский (1971 г.) эти отложения относил к айнынской серии баррема—альба, О. П. Дун-до [15] —условно к валанжину или готериву, В. Н. Верещагин [13] — условно к верхней юре—валанжину. А. И. Поздеев (1978 г.) в бас. Учхичхиля сходные образования, содержащие лишь призматические слои иноцерамов и радиолярии, отнес к нижнему мелу. В Корякском нагорье смена бухиевой фауны иноцерамовой обычно происходит на границе валанжина и готерива; очевидно, толща моложе валанжина.
Средний — верхний отделы
К альбу-—сеноману в Пенжинско-Анадырской зоне отнесены прибрежно-морские отложения маметчинской свиты, в Охотско-Чукотской зоне — вулканиты хайокланской и тылхойской свит и чайвавеемской и снежнинской толщ.
Мам етч и некая свита (Ki-2^m), выделенная М. А. Пергаментом на восточном побережье Пенжинской губы, несогласно залегает на различных горизонтах нижнего мела и перекрывается с размывом (?) Пенжинской свитой [63]. К С от м. Мамет конгломераты маметчинской свиты залегают на кармаливаямской свите (В. П. Похиа-лайнен, 1971 г.). По литологическому составу (1210—1340 м) свита здесь подразделена на две части: нижнюю конгломерато-песчаниковую и верхнюю песчаниковую. Нижнюю часть свиты (снизу вверх) слагают:
Мощи., м
1. Конгломераты с прослоями песчаников............... . 250—300
2. Песчаники с «плавающей» галькой, прослоями и линзами конгломератов ................. ... .................... 100
3. Переслаивающиеся алевролиты и мелкозернистые песчаники с А/ео-gastroplites cf. americanus ReesideetWegmouth..............60—70
4. Аргиллиты с прослоями песчаников, с карбонатными конкрециями с Turrilites costatus Lam., Epigoniceras cf. glabratum. Jimbo, Anagaudri-ceras cf. sacya For b., Neogastroplites cf. americanus R ees id e et Weg-mouth, Inoceramus cf. bohemicus Lam., In. aff. crippsi Mant., In. cf. tenuis Want... . . . . 200—220
610—690
46
Мощность первых трех пачек непостоянна и к СВ в бас. Мамета «сокращается до 100 м. Верхнюю (600—650 м) часть свиты слагают песчаники мелко- среднезернистые с прослоями алевролитов. Остатки Inoceramus nipponicus Nag. et Mat., In. cf. tenuistriatus Nag. et M a t., In. cf. yabei Nag. et Ma t., In. cf. tenuis M a t. и др. характерны, по В. Н. Верещагину [13], для сеномана. Полный объем свиты соответствует маметчинскому горизонту унифицированной региональной стратиграфической шкалы, утвержденной на МРСС в г. Петропавловске-Камчатском в 1974 г.
На левобережье Таловки маметчинская свита (300 м) залегает несогласно на кедровской. Ее слагают полимиктовые песчаники, алевролиты, аргиллиты с конкрециями известняков и известковистых песчаников (Н. В. Валединская, Э. С. Алексеев, 1982 г.). В конкрециях — остатки Neogastroplites cf. maclearni R е е s i d е et Cobban, N. cf. americanus Reeside et Wegmounth., гигантских десмоцератитов и некоторых других видов головоногих и морских ежей, характерных, по В. П. Похиалайнену, для неогастролитовых слоев позднего альба из низов маметчинской свиты района м. Мамет и р. Мамет.
На п-ове Елистратова, по Н. Б. Заборовской (1978 г.) и др., в основании свиты (350 м) залегают туфогравелиты (5—6 м), выше — тонкослоистые туфопесчаники (чаще мелко-, реже крупнозернистые) и туфоалевролиты с шаровидно-скорлуповатой отдельностью. Взаимоотношения с подстилающими отложениями не установлены. Остатки 1по-ceramus cf. pennatulus Perg., In. aff. nipponicus Nag. et Mat., бра-хиопод, морских ежей и аммонитов Eogaudryceras sp., Melchiorites (?) sp. и др., по M. А. Пергаменту, характерны для альба—сеномана.
В Охотско-Чукотской зоне альб—сеноман вулканогенный. Несмотря на то, что изучением вулканитов занимались многие исследователи (В. Ф. Белый, Н. И. Филатова, Е. Л. Лебедев, Е. Г. Песков, И. И. Сонин, С. С. Лобунец, А. А. Алексеев, Ю. С. Турчинович, А. П. Шпетный и др.), единого мнения о стратификации их не сложилось. Н. И. Филатова, А. И. Дворянкин, А. Б. Цукерник, И. И. Сонин, А. А. Алексеев установили, что в Шайбовеемском прогибе (бас. Шайбовеема и Тыл-хоя) низы вулканогенного комплекса слагают вулканиты средне-основного состава (хайокланская свита), сменяющиеся по простиранию и вверх по разрезу кислыми вулканитами тылхойской свиты (поздний альб—сеноман), перекрытыми средне-основными вулканитами оклан-ской свиты сеномана.
В Чайвавеемском прогибе, по Е. Г. Пескову и Е. А. Анциферову, низы комплекса представляют средне-основные вулканиты чайвавеем-ской толщи (поздний альб—ранний сеноман), верхи — согласно залегающие на них кислые вулканиты снежнинской толщи (поздний мел). В' стратиграфическом словаре [63, с. 457] отмечено, что чайвавеемская толща залегает согласно на альбе—сеномане. При анализе материалов установлено, что снежнинская толща Е. Г. Пескова и тылхойская свита переходят по простиранию друг в друга и, вероятнее всего, обе относятся к альбу—сеноману. Хайокланская свита по объему соответствует нижней части тылхойской свиты, и в работе, как и тылхойская свита, отнесена к альбу—сеноману (возможно, возраст ее не выходит за пределы альба). Подстилающая снежнинскую толщу чайвавеемская толща также, по заключениям палеофитологов, является позднеальб-сеноман-ской. Вероятно, в альб-сеноманскую эпоху из различных вулканических аппаратов одновременно изливались кислые и средне-основные вулканиты (см. табл. 7).
Хайокланская свита (Ki-2/1^), выделенная Н. И. Филатовой [69], в бас. Хайоклана, Оклана, Шайбовеема, Холоховчана залегает с резким угловым несогласием на валанжине, юре, триасе и перми. Ранее А. А. Алексеев (1979 г.) и И. И. Сонин (1981 г.) относили эти об
47
разования к вилковской (?) толще нижнего мела, выделенной в бас. р. Анадырь. По их данным, в свите (170—600 м) преобладают андезиты и их туфы, реже встречаются андезито-дациты, дациты и их туфы, иг-нимбриты андезито-дацитов, андезито-базальты; в низах свиты в бас. Шайбовеема встречаются пласты алевролитов (50—80 м) и песчаников (10—15 м), туфоконгломераты, туфопесчаники, туфоалевролиты, в верхах на 3—покровы липаритов и дацитов (до 10—15 м). Свита фа-циально не выдержана. Рад. возр. К 132 (андезиты с левобережья Хайоклана) и 114 млн. лет (андезито-базальты из верховьев Оклана).
Тылхойская свита (К1-г№), выделенная А. П. Шпетным, на большей части Шайбовеемского прогиба залегает согласно на хайоклан-ской свите, в бас. Тылхоя — с видимым согласием на ичевеемской толще и кегалинской свите, на левобережье Оклана — с угловым несогласием на ненеитской свите, в бас. Инмоква — на перми. Свиту слагают розовато-серые, сиренево-серые и зеленовато-серые липариты, дациты, их туфы, игнимбриты, редкие прослои туфопесчаников, туфогра-велитов, алевролитов, андезитов и их туфов. В бас. Тылхоя преобладают липариты с редкими покровами дацитов и пачками их туфов, на остальной площади — туфы дацитов и липаритов. Мощность липаритов и дацитов 5—80 м, мощность разделяющих их туфов — от 7 до 130 м. В центре Шайбовеемского прогиба (бас. М. Шайбовеема) верхи разреза сложены линаритовыми игнимбритами (350 м). Мощность свиты — от 80 м на СВ (в истоках Романихи) до 1100 м на СЗ (в междуречье Кытын—М. Шайбовеем). С приближением к вулканическим центрам, мощность отдельных потоков и свиты в целом возрастает.
В свите собраны неопределимые остатки растений. Комплекс ископаемых растений из бас. Тылхоя, обычно приводимый для обоснования возраста тылхойской свиты [69], вероятно, принадлежит залегающей под ней туфогенно-осадочной ичевеемской толще. Таким образом, тылхойская свита не древнее позднего альба. Поскольку она перекрыта сеноманскими вулканитами окланской свиты, наиболее вероятный возраст ее — поздний альб—ранний сеноман. Очевидно, большая часть свиты накапливалась в позднем альбе. Рад. возр. К 83—105 млн. лет (липариты и дациты).
Чайвавеемекая толща (Ki-2cw) выделена Е. Г. Песковым на р. Чайвавеем. В бас. Кегали, Чахнитки и Эруди она с резким угловым несогласием перекрывает палеозой, триас, юру и нижний мел и согласно залегает на ичевеемской толще. В ней преобладают андезито-базальты, базальты, реже андезиты, туфы базальтов, андезитов и дацитов; встречаются горизонты туфогенно-осадочных пород. В Чайвавеем-ском прогибе толща (до 800 м) обычно начинается с эффузивов, на левобережье Кегали — с туфов и туфогенно-осадочных пород (50— 300 м). В Шайбовеемском прогибе толща (150—500 м) сложена эффу-зивами основного и среднего состава (потоки мощн. 2—50 м), изредка с пачками туфов.
На правобережье Якваама и в верховьях Ачаквеема установлены Cephalotaxopsis intermedia Holl., С. heterophylla Holl., Sequoia fasti-giata (Sternb.) lie er, 5. obovata Know., а на Яквааме также Tchaunia tchaunensis S a m у 1. et P h i 1 i p p., по заключению B.A. Ca-мылиной и Г. Г. Филипповой, принадлежащих позднеальб-сеноман-скому арианскому комплексу. По мнению Е. Л. Лебедева, растительные комплексы чайвавеемской и ичевеемской толщ одинаковы и наиболее характерны для позднего альба. Таким образом, чайвавеемская толща близка по возрасту с подстилающей ее ичевеемской, которая, которая, возможно, является фацией ее низов.
Снежнинская толща (Ki-2«n) выделена Е. Г. Песковым [63] на правобережье Чайвавеема — левого притока Кегали. На 3 Шайбовеемского поргиба (междуречья Эруди, Кытына и Чахнитки) и в Чай-
48
вавеемском прогибе (бас. Кегали) она без видимого углового несогласия перекрывает чайвавеемскую толщу, с которой имеет четкую литологическую границу. Толща сложена туфами липаритов и дацитов с линзовидными прослоями туфопесчаников, туфоалевролитов и углистых алевролитов. Мощность ее — от нескольких метров до 480 м.
На левобережье Эруди в верхах толщи найдены отпечатки Sequoia obovata К п о w 11., встречающейся в позднем альбе и в позднем мелу. Ранее Е. Г. Песков относил толщу к верхнему мелу на основании залегания ее на чайвавеемской толще с арианским комплексом флоры. Поскольку снежнинская толща частично по простиранию переходит в тылхойскую свиту, наиболее вероятен ее альб-сеноманский возраст. Химические анализы альб-сеноманских вулканитов приведены в табл. 9. Вулканиты Чайвавеемского прогиба (чайвавеемская и снежнинская толщи) несколько беднее щелочами по сравнению с одновозрастными вулканитами (хайокланская и тылхойская свиты) Шайбовеемского прогиба, что, вероятно, свидетельствует о продольной петрохимической зональности.
Ильваваамская свита (Ki- 2г7), выделенная Н. И. Филатовой и др. [38] в бас. Б. Чалбугчана, объединяет нерасчлененные вулканогенные образования альба—сеномана ОЧВП. Она прослеживается на 240 км от С Пенжинской губы до междуречья Пенжина—Мургаль, согласно залегает на ненеитской свите; состоит (до 1500 м) из андезитов и их туфов, реже базальтов, андезито-базальтов и их туфов, туффитов (до 30 м), резко подчиненно — линз конгломератов, гравелитов (от 1 до 16 м), туфопесчаников, песчаников (до 6—8 м), кислых вулканитов [69].
На левом берегу Б. Чалбугчана Н. И. Филатовой собраны ископаемые растения: Birisia cf. onychioides (Vass, et K.-M.) SamyL, Ginkgo ex gr. adiantoides (Ung.) Heer, Arctopteris sp., Acrostichopteris (?) sp.. Nilssonia cf. borealis SamyL, Araucarites aff. anadyrensis Krysht., Elatocladus aff. gracillimus (Ho IL), E. ex gr. manchurica (Y о k.) Y a b e и др., часть которых, по заключению Е. Л. Лебедева (1978 г.), сходна с флорой ненеитской свиты альба, а часть имеет уже позднеальбский — сеноманский облик. В долине Кубавеема в вулканитах верхней части свиты В. П. Василенко (1970 г.) собрал сеноманскую, по В. А. Самылпной, флору, близкую к принадлежащей аркагалинскому комплексу.
В бас. Пенжины (И. А. Кузнецова, С. С. Лобунец, 1977 г.) свиту слагают вулканические брекчии и туфы андезитов, подчиненно — андезиты, андезито-базальты и базальты; в низах ее — линзы валунно-галечных конгломератов. Рад. возр. К 107, 114 и 116 млн. лет (андезиты). По Н. И. Филатовой [63], эта свита по простиранию замещает тылхойскую (хайокланскую), окланскую и, возможно, частично и макковеем-скую (Кг) свиты. Вулканиты ее известково-щелочные, высокоглиноземистые с низкой щелочностью (см. табл. 9). Ильваваамская свита, по Н. И. Филатовой [69], приурочена к внутренней зоне пояса, а хайок-ланская и тылхойская, по В. Ф. Белому,— к вновь образованной подзоне внутренней зоны [9, 33]. В. Ф. Белым в описываемой части ОЧВП выделены другие свиты и толщи.
Альбский—туронский ярусы установлены в Пенжинско-Анадырской и Корякской зонах. В Корякской зоне к ним отнесены великоре-ченская и перекатнинская свиты.
Альб-туронские отложения (Kai—t) в Пенжинско-Анадырской зоне (табл. 10) прослежены с ЮЗ на СВ на 340 км — от низовьев Таловки до р. Агликич. Ранее в бас. Пальматкиной эти отложения выделялись в такынкуюльскую свиту. Они с размывом и угловым несогласием залегают на нижнем карбоне, средней юре и раз-
4 Зак. 362
49*
Таблица 9
Средний химический состав вулканитов Пенжинского сектора Охотско-Чукотского вулканогенного пояса
Свита, толща Породы SIO, ТЮа А13О3 FeaO3 FeO MnO MgO CaO Na,O K,O P„O, H,O П.п.п. Сумма
Хайокланская свита Базальты (7) 52,20 1,15 18,16 4,17 5,02 0,15 4,26 7,76 3,24 1,11 0,34 1,65 H. 0. 99,21
(К1-2ЛА:) Лидезито-базальты (31) 54,81 1,16 17,56 3,43 3,86 0,13 1,57 6,13 3,63 1,54 0,33 0,65 1,55 96,35
Андезиты (3) 58,29 0,78 18,21 3,19 3,63 0,12 2,03 5,52 3,98 1,62 0,26 0,60 2,01 100,24
Тылхойская свита Липариты (18) 71,35 0,32 14,27 1,61 1,94 0,05 0,85 1,50 4,07 2,94 0,11 0,13 1,23 100,37
(К1-2«Л) Дациты (10) 64,85 0,57 16,25 2,84 2,01 0,09 0,91 2,99 3,90 3,29 0,18 0,92 1,77 100,57
Чайвавеемская толща Базальты (2) 49,71 1,10 18,83 5,95 2,85 0,12 2,51 7,62 3,17 0,66 0,25 — 1,32 94,09
(K1-2CV) Андезито-базальты (2) 55,74 0,95 18,99 5,59 2,48 0,17 2,86 6,59 3,51 1,42 0,29 — 1,59 100,18
Андезиты (3) 58,96 1,01 18,10 2,88 2,82 0,10 1,16 5,41 3,72 1.74 1,09 — 2,66 99,65
Снежнипская толща Липариты (1) 75,38 0,23 13,83 0,95 1,15 0,05 0,81 0,94 3,03 2,70 0,05 0,11 H. o. 99,23
(Kl-2Sn) Андезито-дациты (2) 63,96 0,72 17,97 2,50 1,88 0,10 1,21 2,75 3,59 2,83 0,15 2,76 H. o. 100,42
Андезиты (1) 60,83 0,75 17,81 2,97 1,92 0,12 1,83 3,82 3,12 2,63 0,18 1,52 1,80 99,30
Ильваваамская свита Базальты (27) 51,63 1,20 17,79 4,21 5,17 0,19 4,23 7,83 3,31 1,16 0,75 1,62 H. o. 99,09
(Kt-2*0 Андезито-базальты (9) 55,39 0,87 18,11 4,04 3,56 0,18 3,14 6,43 3,39 1,15 0,21 1,51 1,09 99,07
Андезиты (10) 58,67 0,62 17,93 3,54 3,21 0,12 3,14 6,80 3,46 1,11 0,18 0,96 1,93 101,67
Липарито-дациты (4) 68,06 0,67 16,32 3,00 1,95 0,10 1,24 3,40 4,33 2,17 0,12 0,33 H. o. 101,69
Окланская свита Базальты (1) 52,82 1,03 19,52 3,24 5,10 0,13 3,21 9,21 3,10 0,53 0,27 — 1,64 99,80
(К2о/г) Андезито-базальты (1) 55,32 0,98 18,23 4,91 4,31 0.16 2,90 6,84 3,27 1,87 0,25 — II. 0. 99,04
Андезиты (20) 58,49 0,98 17,13 4,10 3,24 0,15 2,20 5,68 3,54 1,88 0,22 0,65 H. o. 98,26
Макковеемская свита Липариты (21) 72,27 0,34 13,92 1,55 1,17 0,07 0,34 1,27 3,79 3,90 — — 1,03 99 65
(K2mk) Трахилипарито-дациты (9) Дациты (29) 68,32 0,54 14,28 3,80 1,34 0,14 0,52 0,87 4,76 4,26 — — 1,01 99,84
66,47 0,61 15,18 3,07 1,59 0,13 1,0'6 2,46 4,08 2,87 — — 1,78 99,30
Трахиандезиты (7) 61,56 0,86 16,38 3,92 1.71 0,14 1.15 4,08 4,48 3,41 — — 2,03 99,72
Примечание. В скобках указано количество анализов
личных горизонтах нижнего мела и содержат в основании базальные конгломераты различной мощности. В междуречье Таловка—Пенжина Ю. Ф. Найденковым (1981 г.), по-видимому, изучены низы альба—ту-рона (300 м) — песчаники, гравелиты и алевролиты с карбонатными конкрециями. Остатки Marshallites sp., N eogastroplites (?) sp., Pseudo-helicoceras sp., Inoceramus reduncus Perg., In. nipponicus Nag. et Mat. и др. типичны по В. П. Похиалайнену, для позднего альба—сеномана.
В междуречье Белой и Пенжины на карбоне несогласно (В. М. Калинин, 1980 г.) с конгломератами в основании (70 м) залегает толща переслаивающихся разнозернистых песчаников (50—170 м) и алевролитов (75—100 м) с подчиненными прослоями гравелитов. Максимальная мощность 1480 м. В отложениях собраны многочисленные Inoceramus reduncus Perg., In. anglicus Woods., In. ex gr. pennatulus Perg., In. cf. nipponicus Nag. et Mat., In. ginterensis Perg., In. cf. pictus S о w., In. multiformis Per g., In. aff. corpulentus M c L e a r n, Jimboiceras planulatiforme (Jimbo) позднеальбского—туронского возраста (определение М. А. Пергамента).
К СВ, на левобережье Пенжины В. Н. Верещагиным, Т. Д. Зоновой, Ю. Г. Миролюбовым и Л. А. Якушиной [13] изучен (снизу вверх) разрез альба—турона, несогласно залегающего на валаижиие:
Мощн., м
1. Песчаники с Marshallites cumshewaensis Whit., М. columbianus М с L е а г п, Pleuromya distorta And........................................ 590
2. Алевролиты и аргиллиты с Inoceramus anglicus Woods, In. culcatus Wood s. In. dunveganensis aiensis Z о n. и др................................ 490
3. Алевролиты и аргиллиты с Anagaudryceras sacya F о r„ Pachydesmo-ceras denisonianus S t о 1., Marshallites columbianus M c L e а г п, M. olcoste-phanoides M a t., Neophylloceras seresitense P er v i n g, Inoceramus tychlja-wajamensis V e r., In. gradilis Perg., In. pontonensis V e r., In. subovatus Yer., In. multiformis Perg., In. concentricus costatus Nag. et Mat., In. mametensis Perg.. . . ... . . 485
1565
Далее к СВ, на северных отрогах Понтонейских гор (А. Л. Башар-кевич, 1981 г.) в альбе—туроне (600 м), несогласно залегающем на средней юре, появляются примесь туфогенного материала, известковокремнистые конкреции и «плавающая» галька. Остатки Lopatinia kamt-schatica L i v. из базальных конгломератов и Inoceramus anglicus Woods и др. из нижней части толщи типичны для альба, остатки In. reduncus Perg., In. multiformis Nag. et Ma t., In. cf. tenuis M a n t., In. cf. gradilis Perg, и др. из верхней ее части — для сеномана—турона (заключение В. Н. Верещагина и М. А. Пергамента).
По р. Нутавакливаям песчаники и конгломераты (1300 м) с прослоями алевролитов и аргиллитов отнесены Л. И. Середой и др. (1968 г.) к альбу — турону на основании залегания их без видимого углового несогласия на фаунистически охарактеризованных отложениях апта — альба.
Альб—турой в Корякской зоне протягивается широкой (до 70 км) полосой от Б. Куйбивеема до восточной границы. В бас. Койвэрэлана, Великой и ее притоков распространены полимиктовые мелко- и среднезернистые песчаники, которым подчинены алевролиты, аргиллиты, гравелиты, конгломераты, пачки сургучно-красных яшм, зачастую переслаивающихся с красными аргиллитами, и единичные прослои андезитовых порфиритов. Многие исследователи считают, что яшмоиды представляют собой олистолиты и олистоплаки в более молодых отложениях. Вероятно, это справедливо, так как из них Л. И. Казинцовой был выделен койвэрэланский комплекс радиолярий.
Отложения фациально изменчивы, сложно дислоцированы, карбо-натизированы и цеолитизированы, залегают на более древних отложе-
4*
51
Таблица 10
Схема сопоставления меловых отложений разных районов Пенжинско-Анадырской зоны
Верх Коньякский Верхний Е Ф О сх О Барыков Пенжинская свш Песча- < ники, < конгло- < мераты, < алевро- < а К3р/1 Пенжинская свита К2рп. Песчаники, алевролиты. 1100—1145 м конгломераты, туффиты, туфы кислого состава. 600—1500 м
Нижний
Туронский Верхний Гиляцкая Пенжинский литы. < 400 м < < Валижгеп- Альб—турой К al t. Песчаники, алевролиты, конгломераты, туфопес-чаиики, туффиты, редко туфы андезитов. До 1600 м
Нижний Тополев-ский < ская < свита < KtVlg. < Конгломе- < раты, песчаники, < аргиллиты, < уголь < каменный. 400—500 м Альб—турон К а!—1. Песчаники, алевролиты, аргиллиты, конгломераты. 1300—3800 м
Сеноманский Верхний Маметчинский Мамет-чииская свита Маметчинская свита Песчаники, конгломераты, аргиллиты, алевролиты. 300—1340 м
Средний К1-2 тт < Алевро- < литы, < песча- < пики. < 690 м < < ?
Нижний
| Нижний Альбский Верхний б Kia—al
Кедровская свита К1Ы Апт—альб Kia—al Апт—ал!
ниях, по мнению большинства геологов, с размывом и угловым несогласием. Ранее здесь выделялась куйбивеемская серия, но она не была принята для сводной легенды и в дальнейшем эти отложения было принято индексировать по общей стратиграфической шкале. В междуречье Б. Куйбивеем—Кирпаваям (С. И. Игуменщев, 1973 г.) мощность песчаников, переслаивающихся с флишоидными пачками алевролитов и аргиллитов и содержащих остатки Inoceramus korjakensis Т е г., не более 1600 м.
В бас. Куимвеема, Емраваама, Нотарасгойгываама, Иумываама и Великой и на междуречье Великой и Койвэрэлана мощность альба— турона (В. А. Грецкий, 1977 г.; А. И. Петров, 1978 г.)—до 3800— 3850 м. Здесь он подразделен на две толщи: нижнюю (1800—1950 м) флишоидную, состоящую из песчаников, алевролитов и аргиллитов, и верхнюю (2000—1900 м), сложенную массивными песчаниками с редкими прослоями и пачками (1—200 м) аргиллитов и алевролитов. Иногда в основании верхней толщи залегают конгломераты и гравелиты, замещающиеся по простиранию песчаниками. На карте верхняя толща выделена крапом. Контакты с более древними толщами тектонические. На междуречье Великой и Койвэрэлана из кремнистых образований Л. И. Казинцовой были определены радиолярии позднемелового возраста.
В междуречье Емраваама и Куимвеема А. И. Петровым (1978 г.) в нижней толще собраны остатки Inoceramus reduncus singular is Perg.» In. cf. subovatusV e r., In. nipponicus N a g. et M a t., In. cf. pictus neoca-ledonicus J a n n e t?, In. cf. nipponicus Nag. et M a t., в верхней -— In. ex gr. ginterensis Perg., по заключению Г. П. Тереховой, характерные для сеномана—турона. В бас. Тыхлаваама найден фрагмент аммонита, напоминающего Marshallites columbianus М с L е а г п (поздний альб).
Великореченская свита (Ki—?vl), выделенная В. А. Закр-жевским и др., в междуречье Великая—Березовая, по В. П. Зинкевичу (1978 г.), — согласно, по О. П. Дундо (1961 г.), — с размывом, без углового несогласия залегает на тамватнейской свите апта—альба. По В. П. Зинкевичу, низы ее (850 м) слагают ритмично чередующиеся песчаники и алевролиты с прослоями туфов кислого состава и известковистыми стяжениями, среднюю часть (700 м) — песчаники с редкими прослоями (0,1—0,3 м) алевролитов, известковистыми стяжениями и растительным детритом, верхи (900 м) — ритмично переслаивающиеся песчаники и алевролиты с пачками алевролитов (до 200 м) и прослоями конгломератов и гравелитов (5—30 м). Мощность свиты 2450 м.
Отложения, за исключением нижних 300 м, содержат остатки Inoceramus reduncus Perg., In. tenuistriatus N a g. et M a t., In. subo-vatus V e r., In. ginterensis Perg., In. aff. gradilis Perg., In. aff. tichlia-wajamensis V e r., Marshallites sp. и др., свидетельствующие, по Г. П. Тереховой и И. А. Басову, о сеноман-туронском возрасте. На соседней с В территории выше базальных конгломератов (до 25 м) обнаружен аммонит Marshallires columbianus М с L е а г п, характерный для позднего альба.
Перекати и некая свита (Ki-spr), выделенная В. П. Зинкевичем на левобережье Березовой, распространена в основном к С и СВ от района, где в разное время относилась к красноозерской свите, верхнему мелу, алганской свите (затем серии), сеноману—турону. На территории свиту (1900 м) слагают алевролиты, аргиллиты и песчаники с прослоями (0,2—0,5 м) пестроокрашенных фтанитов, а в верхней части — с пачками (15—25 м) туфов кислого состава (В. П. Зинкевич, 1978 г.). Подстилающие отложения не установлены, на соседней территории свита несогласно залегает на верхней юре—нижнем мелу. На территории в свите обнаружены лишь остатки призматического слоя иноцерамов. К В от района на р. Поперечный Алган В. Ф. Белым в ней
54
были собраны представители позднеальбских родов Marshallites и Pseu-dohelicoceras, определенные Г. П. Тереховой, в бас. Коначана — сено-ман-туронские иноцерамы (заключения В. Н. Верещагина и Г. П. Тереховой) .
Валижгенская свита (Ki-2^g) представляет альбский— коньякский ярусы в Пенжинско-Анадырской зоне — на побережье Пенжинской губы; выделена Н. М. Маркиным и названа по м. Валижген. В основании ее содержите пласт конгломератов (20—200 м). Свита с размывом и угловым несогласием залегает на девоне и различных горизонтах нижнего мела. Наиболее полный разрез ее на восточном побережье Пенжинской губы севернее м. Рифового, по М. А. Пергаменту [49], снизу вверх следующий:
Мощн., м
1. Чередующиеся конгломераты, песчаники, углисто-глинистые сланцы,
пласты каменных углей (0,1—10 м)........................................... 420
2. Конгломераты средне-крупногалечные................................... 45
3. Песчаники мелко- и среднезернистые с редкими прослоями глинистых сланцев.................................................................... 36,5
501,5
В данном разрезе и к ЮВ от м. Астрономического (В. Ф. Мишин, 1983 г.) собраны отпечатки листовой флоры: Platanus newberryana Heer, Trochodendroides arciica (Heer) Berry, Gleichenia sachali-nensis К г у s h t., Cephalotaxopsis heterophylla H о 1 1., C. intermedia Holl., Nilssonia serotina Heer, Pterospermites alternans Heer, Thuja cretacea (Heer) N e wb., Magnolia cf. amplifolia Heer, Protophyllum dentalium (H oil.), Ginkgo adiantoides (Ung.) Hee r, Sequoia ambigua H e e г и др., определенные M. И. Борсук, В. А. Вахрамеевым, Е. Л. Лебедевым и А. Ф. Ефимовой.
На возрастные объемы свиты существуют разные взгляды. М. А. Пергамент [49] считает, что она соответствует морской Пенжинской свите (турон—коньяк). Е. Л. Лебедев (личное сообщение) датирует ее по растительным остаткам туроном—коньяком. По мнению В. П. Похиалайнена (1971 г.), валижгенская свита является фациальным аналогом маметчинской и Пенжинской свит; по мнению В. Н. Верещагина [13, 63], — маметчинской и низов Пенжинской свит и перекрывается согласно средней частью Пенжинской свиты. В легенде Корякской серии листов (1980 г.) свита датирована альбом—коньяком. Такой же возраст принят и авторами.
На п-ове Елистратова валижгенская свита (400 м) несогласно залегает на нижнем мелу. По Н. Б. Заборовской [26], в береговых обрывах северного побережья п-ова снизу вверх залегают конгломераты разногалечные (50 м), песчаники косослоистые с маломощными прослоями углистых аргиллитов с отпечатками флоры (100 м), конгломераты (200 м), песчаники мелкозернистые с прослоями каменного угля и углистых алевролитов (50 м).
Верхний отдел
Окланская свита (Кго/г), выделенная Н. И. Филатовой и А. И. Дворянкиным в верховьях Оклана [63, 69], распространена в бас. Оклана и Холоховчана, участвует в строении вулнаноструктур в зоне Анадырского разлома и бас. Шайбовеема и Тылхоя. На тылхой-ской и хайокланской свитах она залегает несогласно. В свите (80— 800 м) преобладают андезиты и их туфы, для верхней части ее характерны андезито-базальты и их туфы, для нижней — линзы туфогенно-осадочых пород (особенно по окраинам вулнаноструктур): туфопес-чаников, туфоконгломератов, песчаников, алевролитов, углистых алевролитов, туффитов, туфов кислого состава. Наибольшая мощность вул
55
канитов установлена в центральных частях вулканоструктур в междуречье Конгуассена и Хайоклана.
Из нижней и средней частей свиты в нескольких пунктах собраны остатки Ginkgo adiantoides (Ung.) Heer, Phoenicopsis angustifolia Heer, Araucarites microphylla S v e s h n., Cephalotaxopsis heterophylla H о 11., C. intermedia Holl., Sequoia concinna Heer, S. reichenbachii (Gein.) Heer, S. fastigiata (Sternb.) Heer, Quereuxia angulata (Newb.) Krysht., по заключению E. Л. Лебедева (1978 г.), относящиеся к «аркагалинскому» флористическому уровню в широком смысле (сеноман). Позднее Е. Л. Лебедевым палеоботанический комплекс свиты был отнесен к раннесеноманскому амкинскому («аркагалинскому») уровню. Вулканиты свиты высокоглиноземистые известково-щелочные, бедные щелочами. По сравнению с аналогичными породами хайокланской свиты они богаче кремнеземом и окисью кальция и беднее щелочами (см. табл. 9). Эти изменения химизма, вероятно, характеризуют эволюцию вулканизма во времени.
Макковеемская свита (Кг^гй) выделена Н. И. Филатовой и А. И. Дворянкиным [63, 68] в бас. Еропола, распространена в основном на смежной с С территории. В бас. Пенжины и Холоховчана, по Н. И. Филатовой [69], она залегает несогласно на оклаиской свите, местами, возможно, замещает ее, образуя с тылхойской свитой единую толщу. Эту свиту (до 1000 м) слагают субщелочные и нормальной щелочности туфы, реже игнимбриты трахилипаритов, трахилипарито-да-цитов, трахидацитов, трахиандезитов, еще реже — эффузивы того же состава; на разных уровнях присутствуют линзы терригенных пород (песчаников, алевролитов, гравелитов, туффитов), базальтов и анде-зито-базальтов. Накопление свиты, по Н. И. Филатовой, связано с формированием крупных, длительно развивающихся вулканических построек центрального типа [19]. Растительные остатки в основном собраны на смежной с С и СВ территории — в бас. Еропола и Мургаля [69, 71]. Раньше свита относилась к верхнему сеноману — нижнему турону. По последним данным Е. Л. Лебедева, возраст ее — ранний сеноман—коньяк. Вулканиты свиты (см. табл. 9) отнесены Н. И. Филатовой [19, 68] к субщелочной линаритовой формации.
Атвувеемская свита (Кг^О выделена коллективом авторов [38] в бас. Еропола за пределами района. В бас. Пенжины, по Н. И. Филатовой и др. [69], она несогласно перекрывает макковеемскуюсвиту, редко более древние образования. Ее слагают (300—900 м) субщелочные андезито-базальты, базальты, реже андезиты и туфы среднего и основного состава (10—20%)- Кое-где в основании свиты присутствуют линзы песчаников, гравелитов и конгломератов, обломки в которых представлены вулканитами нижележащих толщ. Изредка встречаются линзы дацитов и их туфов. Скудные растительные остатки обнаружены за пределами района в верховьях Еропола. По данным Н. И. Филатовой [63], возраст атвувеемской свиты — условно турон—сенон, по последним материалам Е. Л. Лебедева, — даний.
Туронский—коньякский ярусы представляет пенжинская свита (К2рп), выделенная М. А. Пергаментом [63] на восточном побережье Пенжинской губы (ЮЗ Пенжинско-Анадырской зоны); она согласно залегает на маметчинской свите и согласно перекрывается бы-стринской. Свита распространена на правобережье и в нижнем течении Эсгичнинваяма, в низовьях р. Мамет, на п-ове Елистратова; представлена песчаниками и алевролитами.
По данным В. П. Похиалайнена и В. П. Василенко (1971 г.), свита подразделяется (снизу вверх) на три основные части: горизонт чередующихся песчаников и алевролитов с Gaudryceras tenuiliratum Y a b е var. ornata Y a b e, Inoceramus nipponicus Nag. et M a t., In cf. tenuis Ma nt. и др. (350—375 м); горизонт светло-серых песчаников
56
Таблица 11
Схема сопоставления верхнемеловых отложений разных районов Олюторско-Восточно-Камчатской зоны
Общая стратиграфическая шкала Региональные стратиграфические подразделения
Ярус Подъярус Левобережье Вывенки, междуречье Пылговаям-Вывенка Олюторские горы, междуречье Ильпи-Ватына, левобережье Апуки
тский Датский Верхний Инетываямская свита Кзйг. Яшмы, туфы базальтов и андезитов, конгломераты, алевролиты. 700—950 м Ачайваямская свита V^ac.. Туфы андезитов и базальтов, туффиты, базальты, трахибазальты, спилиты, песчаники, конгломераты, алевролиты, яшмы, андезиты. 1200—6000 м
И к о- Нижний Хакинская свита ¥^hk. Туфы, конгломераты, базальты, кремнистые породы. 640—900 м i
Сантонский Кампанский Верхний Нижний Верхний Нижний Ватынская серия Кгс/. Яшмы, алевролиты, спилиты, базальты, туфы, кератофиры, андезиты, кремнистые породы, песчаники. 2000—4000 м Ватынская серия КаТ'Л Яшмы, спилиты, базальтовые порфириты, кератофиры, кремнистые и кремнисто-глинистые породы, песчаники, алевролиты. 1500—5500 м
Коньякский Верхний Нижний ? ?
(450—470 м); «скафитовые слои» — горизонт алевролитов с редкими прослоями песчаников (300 м) с Jimboiceras planulatiforme Jimbo, Gaudryceras striatum Y a b e, Scalarites venustum Y a b e, Sc. scalare Y a b e, Scaphites planus Yabe, S. yonekurai Y a b e, Inoceramus iburien-sis N a g. et M a t., In. cf. teshioensis Na g. et Ma t., Nipponites mirabilis Ya be и др. (определения В. Н. Верещагина и М. А. Пергамента). Мощи. 1100—1145 м. Возраст свиты—туров—ранний сенон (коньяк). В направлении с Ю на С мощность свиты уменьшается до 400 м, состав ее грубеет и постепенно морские осадки Пенжинской и маметчинской свит замещаются песчано-конгломератовыми угленосными континентальными отложениями валижгенской свиты.
На п-ове Елистратова, по данным Н. Б. Заборовской [26], в свите (550 м) найдены остатки двустворок, гастропод и аммонитов Coilopo-ceras sp., Tetragonites sp. турон-коньякского возраста (заключение В. В. Друщица).
Сантонский—кампанский ярусы представлены кремнисто-вулканогенной ватынской серией Олюторской зоны (табл. 11), кремнисто-терригенной пааваямской и терригенно-вулканогенной эссовеемской свитой Корякской зоны и угленосной терригенной быстринской свитой Пенжинско-Анадырской зоны.
57
Ваты некая серия выделенная в 1937 г. И. Г. Николае-
вым [13] в качестве свиты, была переведена в разряд серии В. А. Титовым в 1957 г. и Б. X. Егиазаровым в 1958 г. независимо друг от друга [16]. В бас. Ильин, Ватыны, Апуки, Ачайваяма, Пахачи, Вывенки,. Уйвинвываяма ее слагают яшмы и кремнистые породы, чередующиеся с базальтовыми и андезитовыми порфиритами, диабазами, спилитами, базальтовыми туфами. К низам серии приурочены прослои алевролитов и глинистых сланцев (20—30 м). Различными исследователями и в разные годы она расчленялась на две, три, четыре толщи. Неоднозначно решался и вопрос взаимоотношения ее с комплексом терригенных флишевых отложений аяонской и тавенской свит. И. Г. Николаев, Д. М. Колосов, О. П. Дупдо (1957 г.), В. Н. Пагольский и др. полагали, что вулканогенно-кремнистый комплекс древнее флишевого. В. А. Ярмолюк, В. А. Дитмар, М. К. Косько, Г. А. Закржевский, А. Г. Погожев, А. А. Алексеев и др. считали, что флишевый комплекс древнее ватын-ской серии.
С 1957 г. появилась третья точка зрения, что терригенные отложения частично или полностью являются фацией вулканогенных (Б. В. Лопатин, Т. В. Тарасенко, Г. И. Агальцов, А. И. Поздеев, В. А. Титов, О. П. Дундо, Б. В. Ермаков). В последние годы многими исследователями— Н. П. ^Митрофановым [40], А. А. Александровым, Н. А. Богдановым, С. А. Паланджяном, В. Д. Чеховичем [3], Э. С. Алексеевым [4], А. А. Александровым [2], С. С. Лобунцом и И. А. Кузнецовой, Б. В. Лопатиным и др. — получены новые данные об аллохтонном залегании вулканогенно-кремнистых образований на более молодых (верхний мел—палеоген) флишевых. Перекрывается ватынская серия ачайваямской свитой (мааастрихт—даний). Наиболее полный разрез ее описан А. В. Дитмаром (1972 г.) в верховьях Укэлаята и Ильпи, где снизу вверх обнажены:
Мощн., м
1. Алевролиты (12.—100 м), переслаивающиеся с базальтовыми порфиритами (12—60 м), спилитами, пестроцветными яшмами (1—15 м) и полимиктовыми песчаниками (алеврито-вулканогенно-кремпистая толща) 50—830-
2. Яшмы с прослоями (3—20 см) окремнелых туфов и игнимбритов и с покровами (5—60 м) базальтовых порфиритов (красноцветная толща) 600—1100 3. Яшмы тонкополосчатые (100—400 м), чередующиеся с зелено-серыми кремнистыми породами (50—300 м) с линзами известняков, диабазы, переслаивающиеся с базальтовыми порфиритами (сероцветная толща) 1.300—1700
4. Эффузивы основные (40—170 м), реже кислые и яшмы (до 150 м) с прослоями (0,5—7 м) туфов, игнимбритов, вулканомиктовых песчаников, алевролитов, гравелитов и глинисто-кремнистых пород (черноцветная толща) 1400—1900 3350—5500
К ВЮВ от приведенного разреза в междуречье Ильпи—Ватына (А. А. Алексеев, 1979 г.) в ватынской серии (показанной нерасчленен-ной) преобладают пестроцветные яшмовидные породы (1500 м) с линзовидными прослоями базальтов и туфопесчаников в верхней части разреза. На побережье Берингова моря (М. К. Косько, 1972 г.) она имеет мощн. 1800—2100 м и расчленяется на две части: нижнюю (600 м) — спилиты, переслаивающиеся с песчаниками, алевролитами, туффитами, известняками, и верхнюю (1200—1500 м) —кремнистые породы с прослоями основных эффузивов, туффитов и алевролитов. Южнее, на Олюторском п-ове (А. Л. Башаркевич и др., 1977 г.) распространены вулканические брекчии, базальты и их туфы, кератофиры с прослоями терригенно-кремнистых пород (1600—2400 м); на толщи они не расчленены.
В верхнем течении Пахачи ватынская серия (3450 м), изученная А. Г. Погожевым, Е. Е. Белковым (1979 г.), расчленена на три толщи: нижнюю (1500 м) —вулканогенную, среднюю (900 м) —кремнистую и верхнюю (600 м) — терригенно-кремнистую. Далее к ЮЗ на правобе-
58
Таблица 12
Средний химический состав меловых вулканитов Олюторско-Восточно-Камчатской структурно-фациальной зоны
Свита, серия Породы S1O„ тю2 A12Os Fe3Os FeO MnO MgO CaO NaaO K2O P3Ot H2O ^П. П. П. Сумма
Ватынская серия (K2v/) Спилиты (15) 48,46 1,42 15,52 6,01 5,28 0,22 5,78 7,60 4,23 0,71 0,23 1,45 3,59 100,50
Базальты (15) 49,11 0,82 15,80 4,87 5,21 0,17 7,41 10,02 2,63 0,92 0,17 0,92 2,08 100,13
Кератофиры (9) 72,41 0,49 12,98 1,38 2,06 0,06 1,40 1,31 5,71 0,70 0,15 0,25 1,10 100,00
Хакинская свита (К2/1Л) Базальты (2) 49,50 0,65 18,21 4,48 5,74 0,22 5,33 10,63 3,06 1,10 0,16 0,75 0,39 100,22
Ачайваямская свита (К2ас) Спилиты (7) 47,76 1,15 16,31 5,35 5,31 0,28 6,06 8,83 4,08 0,67 0,18 1,55 2,93 100,46
Базальты (16) 49,33 0,75 16,10 5,24 5,18 0,20 6,55 9,97 2,71 0,90 0,32 1,37 2,36 100,98
Трахибазальты (5) 49,54 0,69 13,88 5,19 4,49 0,17 7,96 9,23 3,01 2,11 0,24 1,38 3,64 101,53
Андезиты (4) 57,83 0,77 16,33 4,32 3,17 0,14 3,19 6,92 3,58 1,44 0,28 1,09 1,65 100,71
Примечание. В скобках указано количество анализов.
режье Вывенки ДБ. В. Лопатин, 1979 г.) ватынскую серию (2300— 2500 м) слагаю! яшмы, яшмо-кварциты, андезитовые и базальтовые порфириты, диабазы, спилиты, туфы основного и среднего состава, туфокремнистые породы. Еще далее к ЮЗ, также па правобережье Вывенки, ватынскую серию (4200 м) Э. С. Алексеев (1980 г.) расчленил на три части: нижнюю (600 м) —вулканогенно-кремнистую, среднюю (2300 м) — кремнисто-вулканогенную и верхнюю (1300 м) —вулканогенную. На ЮЗ Олюторской зоны, в бас. Ветроваяма, Мегуваяма и Уннэйваяма (А. И. Поздеев, 1975 г.) распространены спилиты, диабазы, туфы, туффиты, яшмы, кремнисто-глинистые сланцы, песчаники, алевролиты, аргиллиты (2000 м); в бас. Уйвинвываяма (В. И. Голяков, 1980)—яшмы, яшмокварциты, кремнистые алевролиты (2000 м).
Из всех разрезов собраны остатки Inoceramus cf. schmidti М i с h., In. patootensis S о k., In. cf. sachalinensis S о k., In. cf. orientalis S о k., In. transpacificus Perg., In. aff. naumanni Y о k., колпачковые гастроподы, Pachydiscus sp., Gaudryceras aff. varagurense К о s s m., G. aff. denseplicatum Jimbo (определения В. H. Верещагина и М. А. Пергамента), в яшмах присутствуют остатки радиолярий позднемелового ва-тынского комплекса [23]. Вулканиты ватынской серии, по Э. С. Алексееву [4],—-производные магмы повышенной щелочности (табл. 12). А. Г. Грановский (1982 г.) в ватынской серии отмечает меланократовые базальты с содержанием окиси магния свыше 15 %. Формирование вулканогенно-кремнистых образований, по данным многих исследователей [36, 57], связано с подводными излияниями в условиях океанического дна. Базальтовые порфириты с левобережья Пылговаяма имеют рад. возр. К 81 млн. лет (1 проба), из междуречья Апукваям—Ачай-ваям — 84 и 88 млн. лет (2 пробы).
Эссовеемская свита (Кгвх), выделенная Л. А. Анкудиновым в бас. Эссовеема, протягивается от р. Евьеинваям на ЮЗ до верховьев Учхичхили на СВ. В ней чередуются спилиты, диабазы, базальтовые и андезитовые порфириты с шаровой отдельностью; кремнистые породы, алевролиты, глинистые сланцы, песчаники, яшмы, туфы основного и кислого состава слагают прослои и пачки (до 175 м). Мощи. 1100— 2000 м. Взаимоотношения свиты с подстилающими и перекрывающими отложениями не установлены. Интерпретация геофизических данных и изучение космических снимков позволяют считать образования свиты аллохтонными, надвинутыми на вачваямскую свиту; О. П. Дундо [63] считает, что па СВ эссовеемская свита фациально замещается терригенными отложениями пааваямской свиты сантона—кампана. В свите найдены остатки Inoceramus cf. schmidti Mich., In. nagaoi Matsumoto et U ed a, In. orientalis S о k., In. sachalinensis Sok.
Бы стр и некая свита (Kzbs), выделенная М. А. Пергаментом на побережье Пенжинской губы, согласно залегает на пенжинской свите. Ее слагают разнозернистые песчаники и алевролиты с прослоями средне- и мелкогалечных конгломератов и туфов; в средней части свиты — пласты каменных углей. На м. Рифовом, по М. А. Пергаменту [49] и В. П. Похиалайнену (1971 г.), быстринскую свиту снизу вверх слагают:
Мощи., м
1. Песчаники грубозернистые туфогенные с прослоями (0,1—0,6 м)
среднегалечных конгломератов с Inoceramus patootensis L о г., Gaudryceras denseplicatum Jimbo................................... . . . 18
2. Туфы кристаллокластические окремнелые .... . . 6
3. Алевролиты, чередующиеся с прослоями (1,5—2 м) песчаников с Ра-rallelodon sachalinensis Schmidt, Apiotrigonia subovalis Jimbo, Inoceramus naumanni Y о k., Gaudryceras tenuiliratum Yabe, Anapachydiscus cf. naumanni Yok., Linuparus sp. и др.................................... ... 120'
4. Песчаники мелкозернистые, прослои алевролитов и песчаников (до
1,5 м) и редкие караваеобразные конкреции........................ . 83-
60
5. Песчаники темно-зеленые и светло-серые разнозернистые, прослои (2—
3 см) углисто-глинистых сланцев и алевролитов................................ 34
6. Песчаники полимиктовые, прослои (0,1—0,6 м) конгломератов, глин
(до 2,5 м), два пласта каменных углей (0,6 и 0,3 м) . . 60
7. Песчаники с обугленными остатками растений . . . 73
8. Алевролиты глинистые темно-серые с Tellina sp.................... 97
9. Песчаники массивные с обугленными остатками растений . 154
6/5
К Си В мощность свиты увеличивается до 1100 м, появляются грубозернистые глауконитовые песчаники, переслаивающиеся с алевролитами. В верхах свиты содержатся остатки растений. По остаткам фауны возраст свиты — сантон—ранний кампан (В. Н. Верещагин, М. А. Пергамент). На п-ове Елистратова к быстринской свите отнесены лагунно-континентальные отложения (305—350 м) с растительным детритом, залегающие согласно на морских терригенных отложениях с турон-коньякской фауной. По Н. Б. Заборовской [26], ее слагают конгломераты (с галькой липаритов, дацитов, гранодиоритов, песчаников и алевролитов), разнозернистые песчаники, углистые аргиллиты, бентонитовые глины.
Паавая мекая свита (Кгро) выделена О. П. Дундо в верховьях рек Учхичхиля, Имлан, Импенвеем, Б. Куйбивеем, Эссовеем, Эны-чаваям, Кыльвыгейваам. Свита имеет трехчленное строение (О. П. Дундо и др., 1974). На левобережье Пааваяма снизу вверх ее слагают:
Мощи., м
1. Конгломераты, гравелиты и песчаники с редкими пачками переслаиваю-
щихся песчаников и алевролитов .......................................... 1000
2. Песчаники и гравелиты (60—120 м), чередующиеся с пачками (50—
70 м) переслаивающихся песчаников и алевролитов ... ... 760
3. Кремнистые и кремнисто-глинистые породы с единичными покровами базальтовых порфиритов; в верхах — переслаивающиеся песчаники и алевролиты . . ............. ................................ 440
2200
Состав свиты изменчив: в бас. Эссовеема (Л. А. Анкудинов, 1957 г.) в ней преобладают грубозернистые песчаники, в верховьях Учхичхили и Эуленваяма (А. И. Поздеев, 1978 г.)—повсеместно содержатся туфы кислого состава, в бас. Кыльвыгейваама (В. П. Кривоносов, 1970 г.) на общем фоне ритмичных песчано-алевролитовых разрезов встречаются покровы андезитов, существенна роль конгломератов. В разных частях свиты обнаружены остатки сантон-кампанских Inoceramus cf. schmidti М i c h., In. cf. orientalis S о k., In. cf. japonicus N a g. et M a t., In naqaoi M at. et L'ed а, колпачковые гастроподы.
Кампанский ярус представлен вачваямской и ламутской свитами Корякской зоны.
Вачваямская свита (Кг^с), выделенная О. П. Дундо, распространена на правобережье Энычаваяма, в бас. Эссовеема, Имлана, Учхичхили, Импенвеема, Б. Куйбивеема и Хатырки. В бас. Б. Куйби-веема она с размывом, угловым несогласием и конгломератами (20— 30 м) в основании залегает на нижнем мелу и пааваямской свите (в конгломератах — переотложенные валанжинские бухии и сеноман-ту-ронские иноцерамы); восточнее, в бас. Иумываама, Емраваама, Кыльвыгейваама и Хатырки —• на альбе—туроне. В верхнем течении Импенвеема в стратотипическом разрезе, по О. П. Дундо [15], на пааваямской свите залегают:
Мощи., м
1. Алевролиты с галькой и глыбами песчаников, алевролитов, известняков, с прослоями (2—3 м) конгломератов............................ 150
2. Чередующиеся мелкозернистые полимиктовые песчаники (0,03—0,8 м) и алевролиты (0,2—0,3 .м) с прослоями (0,1—0,3 м) туфов и органогенных известняков и пачкой (30 м) песчаников с растительным детритом. В известня-
61
ках и алевролитах — остатки Inoceramus schmidti Mich., In. cf. orientalis Sok........................................................................ 490
3. Песчаники крупнозернистые полимиктовые и кварц-полевошпатовые; внизу — прослои гравелитов и конгломератов................................. 270
4. Алевролиты с тонкими прослоями мелкозернистых полимиктовых песчаников и конкрециями известняков с Inoceramus ex gr. schmidti Mich., In. cf. orientalis S о k., Anomia sp........................................... 240
5. Песчаники крупнозернистые с обломками алевролитов............... 50
6. Чередующиеся алевролиты, аргиллиты и песчаники с растительным де-
тритом; в верхах — линзы известняков с Inoceramus ex gr. schmidti Mich., Anomia sp.................................................................. 220
1420
К В, в бас. Учхичхили (А. И. Поздеев, 1978 г.) в ней появляются яшмы, к Ю (в верховьях Энычаваяма) — пепловые туфы кислого состава; обнаружены остатки Inoceramus cf. sachalinensis Sok. и колпачковидные гастроподы. Ниже по течению Энычаваяма (Б. В. Лопатин, 1979 г.) возрастает роль пепловых туфов, туфогенных и кремнистых алевролитов, спилитов.
В бас. Хатырки к свите (1500 м) отнесены кремнистые породы, песчаники, алевролиты, аргиллиты, базальтовые порфириты и конгломераты с линзами известняков с остатками Inoceramus cf. sachalinensis S о k., In. ex gr. orientalis P e rg., Gaudriceras aff. striatus Jimbo, G. aff. tenuiliratus Y a b e var. infraequense Y a b e [четвертая толща ва-тынской серин Н. Ф. Савочкина (1980 г.)]. В бас. Комеутюяма и на левобережье Опухи в вачваямскую свиту авторами включены алевролиты, песчаники, аргиллиты, реже — гравелиты, конгломераты, туфы кислого состава, туффиты с конкрециями известняка, относившиеся Н. Ф. Савочкиным к аяонской и импенвеемской свитам. Более поздними (1981 г.) исследованиями Ю. А. Колясникова и Л. Л. Красного на левобережье Опухи были собраны кампанские (определения В. П. Похиалайнена) Inoceramus nagaoi Z о и., In. sachalinensis S о k., In. orientalis S о k., In. aff. djusalensis S о b., Ganadoceras newberryanum (Meek), а на левобережье Комеутюяма — In. ex gr. schmidti Mich, и Pachydiscus gen. indet. В целом комплекс фауны вачваямской свиты характерен, по В. Н. Верещагину и М. А. Пергаменту, для позднего кампана.
Ламутская свита (K-Jm), выделенная В. П. Зинкевичем, прослеживается от верховьев Ваеги на ЮЗ до бас. Березовой на СВ. С горизонтом базальных конгломератов в основании и угловым несогласием она залегает на верхней юре—нижнем мелу и на перскатнинской свите. Наиболее полный разрез ее изучен А. И. Петровым (1975 г.) на левобережье Великой, где она подразделена на две подсвиты: нижнюю (1500—1600 м)—флишоидное переслаивание песчаников и алевролитов с прослоями кислых туфов, кремнистых пород, гравелитистых песчаников и верхнюю (1600—1700 м)—разнозернистые песчаники, гравелиты, мелкогалечные конгломераты (на карте она показана песчаниковым крапом). Мощность свиты — от 850 до 3300 м.
К ЮЗ, в бас. Нотарасгойгываама (А. И. Петров, 1978 г.) в свите (1750 м) появляются вулканомиктовые песчаники и алевролиты, к ЮЗ по простиранию замещающиеся алевролитами и туффитами. Собраны остатки кампанских Inoceramus orientalis S о k., In. sachalinensis M i c h., In. schmidti M i c h., In. ef gr. naumanni Y о k., колпачковых гастропод (заключение Г. П. Тереховой и В. И. Волобуевой), а в кремнистых породах — радиолярии мелового облика (заключение Л. И. Казинцовой) .
Кампанский—маастрихтский ярусы представляет пиллалваям-ская свита (Кгр/) Пенжинско-Анадырской зоны, выделенная М. А. Пергаментом на м. Рифовом (В Пенжинской губы). По объему она соответствует корякскому и импенвеемскому горизонтам унифицированной схемы Корякско-Камчатского региона, принятой в 1974 г. на
62
МРСС в г. Петропавловке-Камчатском. Свита согласно, местами с размывом, залегает на быстринской свите и состоит из песчаников, гравелитов, конгломератов и алевролитов.
М. А. Пергамент [13] описал разрез свиты (1330 м) на восточном побережье Пенжинской губы, к С от м. Рифового, где с размывом трансгрессивно на верхней части быстринской свиты залегают песчаники с остатками Pachydiscus neubergicus Hauer, Apiotrigonia subova-lis Jimbo, Meretrix (Aphrodina) tippana Conrad, и др. По мнению В. Н. Верещагина, «вследствие сложности тектонической обстановки некоторые из слоев свиты в разрезе, возможно, повторены» [13, с. ИЗ]. Позднекампанский—маастрихтский возраст свиты, по В. Н. Верещагину, М. А. Пергаменту и Л. П. Пирожниковой, определяется на основании остатков фауны. В низах свиты собраны Ostrea sp. (устричные слои), Linuparus adkinsi R a t h b u m., L. cf. vancouverensis Whit., L. kamtschatica P i г о z n., Inoceramus balticus В о e h m.; в верхах — Pachydiscus (Neodesmoceras) japonicus M a t., P. neubergicus Hauer, Inoceramus kusiroensis Nag. et M a t.
К маастрихтскому ярусу отнесены импенвеемская свита Корякской зоны [45] и хакинская свита Олюторской зоны.
Импенвеемская свита (Кгйи) выделена Б. X. Егиазаровым в бас. Импенвеема. В' 1961 г. О. П. Дундо вычленил из нее пааваямскую и вачваямскую свиты, а оставшуюся часть именовал палпальской свитой. Сейчас восстановлено первоначальное ее название [63]. Свита соответствует одноименному горизонту. Она распространена в верховьях Иумываама, Б. Куйбивеема, Импенвеема, Учхичхили, Эуленваяма, Энычаваяма, Пахачи. В среднем течении Энычаваяма (Б. В. Лопатин, 1979 г.) она согласно залегает на вачваямской свите, в бас. Учхичхили, Эуленваяма и Б. Куйвивеема, по О. П. Дундо [61] и А. И. Поздееву (1978 г.), — несогласно с базальными конгломератами в основании на вачваямской свите и нижнем мелу. Наиболее полный ритмичный разрез свиты приводит О. П. Дундо [61] для бас. Учхичхили, где снизу вверх залегают три толщи:
Мощн., м
1. Аргиллиты и алевролиты с редкими прослоями туфов и песчаников; в основании — конгломераты (84 м).......................................... 620
2. Аргиллиты, в низах (160 м) тонко чередующиеся с песчаниками, выше содержащие прослои туфов и известняков . .................... 750
3. Песчаники, тонко чередующиеся с аргиллитами; в средней части—аргиллиты с прослоями пепловых туфов и известняков . . . . 770
2140
В нижней и средней толщах-—остатки Hypophylloceras (Neophyl-loceras) hetonaiense M a t., Baculites aff. ancepi Lam., Pachydiscus (Pachydiscus) kamishakensis Jones, Inoceramus shikotanensis Nag. et M. a t., в верхней — Pachydiscus cf. neubergicus Hauer, In. kusiroensis N a g. et Ma t., типичные для Маастрихта. Для свиты в целом характерен ржегакино-силикосигмоилиновый комплекс фораминифер, который Л. В. Василенко [61] сопоставляет с маастрихтскими комплексами о. Сахалина (красноярковская свита) и о. Хоккайдо (группа Не-муро). В бас. Кирпаваама и Апуки (Н. Н. Пагольский, 1971 г.) свиту (1600 м) слагают алевролиты, песчаники, их туфогенные и кремнистые разности, туффиты, прослои пепловых туфов кислого состава; в алевролитах часты известковистые конкреции, в песчаниках — растительный детрит. Свита охарактеризована маастрихтскими аммонитами и иноцерамами.
К ЮЗ и СВ от приведенного разреза состав отложений грубеет, мощность уменьшается. В среднем течении Энычаваяма (Б. В. Лопатин, 1977 г.) в низах свиты преобладают средне-грубозернистые песчаники, гравелиты, конгломераты, в верхах — аргиллиты, алевролиты,
63
кремнистые породы, пепловые туфы кислого состава. Свита (1700 м) охарактеризована остатками аммонитов и иноцерамов. В бас. Хатырки, по Н. Ф. Савочкину (1977 г.), мощность уменьшается до 450 м. Наряду с песчаниками, содержащими прослои алевролитов и аргиллитов с фосфоритовыми конкрециями, распространены конгломераты и гравелиты (до 80 % разреза). Остатки Meretrix ex gr. tippana Conrad и др. моллюски, по М. А. Пергаменту, не вызывают сомнений в маастрихтском возрасте свиты.
К импенвеемской свите на левобережье Укэлаята отнесена нижняя подсвита аяонской свиты (А. А. Алексеев, 1979 г.), представленная кремнистыми песчаниками, линзовидными пачками флишоидно переслаивающихся кремнистых песчаников и алевролитов, линзами конгломератов и гравелитов. Фораминиферы Silicosigmoilina kushiroensis У о s h., S. futabaensis Asano, Rzehakina epigona lata C u s h m. et J a r v., R. fissistomata G r z у b. и др. характерны, по М. И. Полещук, для маастрихт-датских отложений Корякского нагорья и Маастрихта о. Хоккайдо.
Хак и некая свита (Кг/гА) выделена Т. В. Тарасенко и С. А. Мельниковой [65] в хр. Майни-Какыйнэ. Она распространена на левобережье Вывенки и в верховье ее притока Тылговаям. Основание свиты не вскрыто; перекрывается она согласно инетываямской свитой. В истоках Тылговаяма (Э. С. Алексеев, 1979 г.) свиту (900 м) слагают вулканические брекчии (60—70 м) и слоистые разнообломочные туфы (1—75 м) базальтов и андезито-базальтов, иногда чередующиеся с кремнистыми породами, базальты (40—50 м), андезито-базальты (4— 5 м), андезиты (15 м). В хр. Майни-Какыйнэ свита сходна по строению и мощности, но содержит прослои туфогенных песчаников, аргиллитов и алевролитов, в которых Т. В. Тарасенко собраны остатки Inoceramus cf. shikotanensis Nag. et Mat. (зональный вид импенвеемского био-стратиграфического горизонта). Комплекс фораминифер (Э. С. Алексеев, 1979 г.) Rzehakina epigona (R z е h a k), R. epigona lata Cushm. et Jarvis, R. epigona minima Cushm. et Renz, Spiroplectammina grzybowskii Frizz, и др. сопоставляется M. И. Полещук с маастрихтскими комплексами о-вов Сахалин и Хоккайдо (красноярковская свита и группа Немуро). Базальты свиты — известково-щелочные высокоглиноземистые, слегка недосыщенные кремнекислотой, умеренно богатые щелочами (при преобладании окиси натрия), очень бедные титаном, маложелезистые (см. табл. 12).
Сенонский надъярус установлен в Пенжинско-Анадырской зоне; к нему также отнесена ушканышская толща Тайгоносско-Мургальской зоны.
Се но некие отложения (Кгвп) на левобережье Пенжины, в междуречье Пенжины и Пальматкиной в бас. Агликича согласно залегают на альбе туроне. Они представлены разнозернистыми туфогенными и известковистыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, подчиненно — конгломератами, гравелитами, туффитами и пепловыми туфами. В Понтонейских горах, на левобережье Пенжины Т. Д. Зоновой и др. (1975 г.) сенонские отложения ранее относились к словутнинской (коньяк, сантон, кампан) и пиллалваямской (кам-пан—Маастрихт) свитам.
По их данным, словутнинская свита (795—1480 м) состоит из трех пачек: нижней (80—120 м) —песчаники с остатками иноцерамов зоны Inoceramus uwajamensis и комплексом аммонитов Scaphites bladenen-sis — Natalites penjiensis (коньяк); средней (300—700 м)—чередующиеся песчаники и алевролиты с прослоями туфов кислого состава и остатками Inoceramus mametensis (коньяк—сантон); верхней (415— 660 м) — алевролиты, песчаники, гравелиты с комплексом иноцерамов зоны Inoceramus yokoyamai, In. aff. steenstrupi и Yokoyamaoceras jimboi
64
(сантон; верхние слои, возможно, кампан). К пиллалваямской свите Т. Д. Зоновой и др. отнесены слои, принадлежащие зоне Pachydiscus neubergicus. В новой легенде Корякской серии листов Госгеолкарты СССР эти отложения отнесены к сенону (свиты по площади не прослежены).
Северо-восточнее, в междуречье Пальматкина—Пенжина (А. Л. Ба-шаркевич, 1981 г.) сенон (600 м) представлен тонко (0,1—1,0 м) и грубо (10—30 м) переслаивающимися разнозернистыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, содержащими растительный детрит, остатки обугленной древесины и линзы (0,2—2,0 см) каменного угля. По заключениям В. Н. Верещагина, М. А. Пергамента и Т. Д. Зоновой, остатки Kossmaticeras cf. bhavani S t о 1., Inoceramus cf. techioensis N ag. et M a t. из низов толщи характерны для коньяка—сантона; остатки Inoceramus kusiroensis N a g. et М a t., In. ex gr. balticus Boehm, из верхов толщи — для кампана—Маастрихта; планктонные форамини-феры Globigerina cretacea d’O г b., G. (Rugoglobigerina) rugosa Plummer. из верхов толщи типичны, по М. И. Полещук, тоже для кампана—Маастрихта. В бас. Агликича (левого притока Майна) распространены вулканомиктовые песчаники и конгломераты (600—700 м) с прослоями глинистых и углистых сланцев; в верхах толщи преобладают алевролиты с конкрециями известняков с Kossmaticeras sp., Placenti-ceras (?) sp., обломками окаменелой древесины, растительным детритом. По данным Г. А. Закржевского и др. (1959 г.), они залегают на альбе—туроне стратиграфически несогласно или с угловым несогласием.
Ушканьинская толща (Кгих), выделенная Н. Я-Онищенко, в бас. Кондыревой и Ушканья и на междуречье Кондыревой и Хиузной с угловым несогласием залегает на усовской свите готерива—барре-ма. Ее слагают вулканомиктовые песчаники, нередко с рассеянной галькой, глинистые и известковистые алевролиты, конгломераты. Мощность толщи (И. А. Кузнецова, С. С. Лобунец, 1977 г.) на правобережье Пр. Кондыревой 350 м. В средней части толщи — остатки пелеципод Trigonia sp., Callista sp., Panope sp., Anomya sp., Periploma sp., Thracia sp. и др., встречающихся, по А. Д. Девятиловой и Г. П. Тереховой, в сеноне Пенжинского прогиба совместно с аммонитами из сем. Pachydiscidae; в низах ее — отпечатки Cephalotaxopsis intermedia Holl., Sequoia cf. concinna Heer, Platanaceae sp., по E. Л. Лебедеву, — поздний мел без Маастрихта, дания и сеномана.
К 3 и ЮЗ мощность толщи сокращается. На 3, в междуречье Хиузной и Кондыревой (Ю. В. Воеводин, 1983 г.) ее слагают алевролиты, конгломераты и песчаники (200 м) с конкрециями известняков с Trigonia ex gr. subovalis Jimbo и др. и отпечатками Sequoia fastigiata (Sternb.) Heer и др.; на ЮЗ, в бас. Гельмитки — правого притока Оклана (Л. А. Анкудинов, 1968 г.) —туфоконгломераты, туфопесчаники, туфоалевролиты, аргиллиты с конкрециями известковистых песчаников и прослоями андезитовых туфов (100 м). Остатки Trigonia sp., Linuparus japonicus Nag. и отпечатки Hausmannia sp. indet., Torreya cf. gracillima H о 1 1., Corylus macquarii (Forb.) Heer, C. aff. jelisej-vii Krysht., Alnus sp. характерны, по А. Ф. Ефимовой, для сенона.
Маастрихтский—датский ярусы в Олюторско-Восточно-Камчатской зоне представлены кремнисто-вулканогенными ачайваямской и инеты-ваямской свитами, в Корякской — терригенной рарыткинской свитой.
Ачайвая мекая свита (Кгйс), выделенная Ю. П. Ершовым в бас. Ачайваяма, распространена также в Олюторском хр., на побережье Берингова моря и в бас. Пахачи и Пылговаяма. По М. К. Кось-ко (1972 г.) и А. Л. Башаркевичу (1976, 1978 гг.), она согласно и реже (в центральной части Олюторского п-ова) с размывом и угловым несогласием залегает на ватынской серии. В бас. рек Аниваям, Кадекуун,
5 Зак. 362
65
Вильлейкин, Таманваям, по М. К. Косько, согласно на ватынской свите снизу вверх залегают:
Мощн., м-
1. Толща псефитовых туффитов и лав, в которой слоистые пачки (250 м) псефитовых и псаммитовых туффитов чередуются с базальтами и трахибазальтами (60—80 м)............................................... 1610
2. Толща псаммитовых и алевритовых туффитов — пачки (260 и 450 м) псаммитовых туффитов с прослоями алевритовых и псефитовых туффитов, туфоконгломератов (20—30 м), туфов. Остатки Inoceramus ex gr. balticus Boehm., In cf. kusiroensis Nag. et M a t, In. cf. shikotanensis Nag et Mat., Hypophylloceras (Neophylloceras) hetoniiense Mat......... 710
3. Толща псефитовых туффитов — псефитовые туффиты (100—650 м) тонко чередующиеся с псаммитовыми; прослои агломератовых туффитов, линзы (1—60 см) кремнистых пород................................... 1500—1600
4. Толща алевролитов — кремнистые алевролиты; прослои туфопесчаников (2—3 см), псаммитовых (до 5 см) и агломератовых (30 м) туффитов и пепловых туфов (до 2,5 м) ... . ...... .350
4170 -4270
Состав и мощность отдельных толщ непостоянны; к С туффиты замещаются эффузивами разного состава, исчезают кремнистые породы, в кремнистых алевролитах появляется карбонатный материал. Мощность свиты 4170—6000 м. К Ю—-на Олюторском п-ове (А. Л. Башар-кевич, 1978 г.) свита (2600 м) по строению соответствует трем нижним толщам по М. К. Косько; в нижней и средней толщах — остатки маастрихтских иноцерамов и характерный комплекс фораминифер. На СВ и ЮЗ Корякской зоны свита вулканогенно-кремнистая. На СВ, близ бухты Дежнева свита (1200 м) сложена кремнистыми породами “с линзами базальтов, лавовых брекчий, туфов основного состава и тонкослоистых кремнистых алевролитов с типичным комплексом фораминифер. На ЮЗ, в бас. Пылговаяма, по А. А. Коляде, свита (1600 м) состоит из спилитов с пачками туфов базальтов и кремнистых алевролитов и прослоями андезитов.
Из собранных в свите остатков иноцерамов М. А. Пергаментом определены зональные маастрихтские виды: Inoceramus kusiroensis и In. shikotanensis. Комплекс фораминифер, по М. И. Полещук,включает ин-декс-виды (Rzehakina epigona) и типичные виды (Silicosigmoilina fu-tabaensis) зоны Rzehakina epigona, соответствующей позднему Маастрихту— раннему Данию разрезов о. Тринидад; по М. Я- Серовой [65], в Корякском нагорье эта зона поднимается до палеоцена. Пыльца Orbiculapollis globosus, собранная в верхах свиты к СЗ от м. Шлюпочного, по мнению Р. М. Хитровой, характерна для датского яруса Енисейской впадины. Вулканиты ачайваямской свиты по химическому составу (см. табл. 12) близки вулканитам ватынской серии, но наряду со спилитами и базальтами свита содержит трахибазальты и анальцимовые базальты, а также андезиты и трахиандезиты.
В бас. Пахачи и Пылговаяма к ачайваямской свите О. П. Дундо и Н. В. Устинов в 1982 г. справедливо отнесли нижнюю часть вочвнн-ской свиты Н. В. Устинова (1972 г.) и А. А. Коляды (1975 г.), залегающую под образованиями с вочвинским комплексом радиолярий [разнообломочные туфы трахитов и андезитов (3000 м) с прослоями яшм и андезитов внизу и глинистых известняков, трахитов и трахиан-дезитов — вверху].
Инетываямская свита (К2Й1), выделенная Т. В. Тарасенко-и др. в хр. Майни-Какыйнэ на левобережье Вывенки, распространена также в хр. Ивтыгин (верховья Тылговаяма), где она имеет максимальную мощность. В хр. Ивтыгин (Э. С. Алексеев, 1979 г.) чередуются кремнистые породы (35—40 м) и слоистые пачки (130—390 м), сложенные разнообломочными туфами базальтов (до 25 м), переслаивающимися с туффитами (до 20 м) и кремнистыми породами (0,15—
66
15 м). Мощн. 950 м. В хр. Майни-Какыйнэ (Т. В. Тарасенко, 1970 г.) в основании свиты залегают валунные конгломераты и гравелиты (25— 100 м), выше — красно-бурые алевролиты (10—40 м), которые, по Э. С. Алексееву (1979 г.), фациально замещаются по простиранию пачкой (60 м) чередующихся (0,5—4,0 м) туфоалевролитов, туфогравели-тов, туфопесчаников с прослоями, обогащенными остатками призматического слоя иноцерамов, обломками раковин устриц, панцирей ежей, зубов и чешуй рыб и фораминиферами.
В залегающих на них кремнистых породах (100 м) содержатся радиолярии, являющиеся, по Л. И. Казинцовой, руководящими для ине-тываямского комплекса Маастрихт-датского возраста. Остатки зубов и чешуя рыб, по Л. С. Гликману, принадлежат мелководным формам Маастрихта—палеоцена. Комплекс фораминифер М. Я- Серова и М. И. Полещук сопоставляют с ржегакино-силикосигмоилиновым маастрихт-датским комплексом формации Лизард Спрингс о. Тринидад; по мнению М. Я. Серовой [65], на С Тихоокеанской провинции он существовал и в палеоцене.
Рары тки некая свита (Кггг), выделенная О. П. Дундо в хр. Рарыткин, в междуречье Великой и Березовой с угловым и стратиграфическим несогласием залегает на великореченской свите. Рарыткин-скую свиту (400 м) на левобережье Великой (В. П. Зинкевич, 1978 г.) слагают ритмично чередующиеся песчаники, алевролиты и углистые сланцы с пластами (1—2 м) бурых углей. В низах — прослои (20— 50 м) гравелитов и средне-крупногалечных конгломератов. Отпечатки флоры из бас. Великой, по А. Ф. Ефимовой, характерны для сенона— датского века; флора стратотипического разреза свиты (к В от района), по Н. Д. Василевской и Э. Н. Кара-Мурза, — для маастрихтского—датского веков.
К нерасчлепенному верхнему мелу (Кг) отнесены кремнисто-вулканогенные образования Олюторско-Восточно-Камчатской зоны на С п-ова Говена. Ранее 3. А. Абдрахимов (1962 г., 1966 г.) и Л. А. Анкудинов (1963 г.) включали их в вочвинскую свиту предположительно олигоценового возраста. Стратотип этой свиты не подтвердился. В горах Майни-Какыйнэ Т. В. Тарасенко и С. А. Мельниковой [65] она была расчленена на четыре свиты: маастрихтскую хакинскую, ма-астрпхт-датскую инетываямскую, палеоценовые ивтыгинскую и иночви-ваямскую. На междуречье Пахача—Апука и на левобережье Майныл-выгоргина О. П. Дундо и Н. В. Устинов разделили вочвинскую свиту на маастрихт-датскую акайваямскую и палеоценовую ивтыгинскую. На п-ове Говена А. А. Коляда (1979 г.) отнес вочвинскую свиту 3. А. Абдрахимова к ивтыгинской свите, которую он датировал поздним мелом — палеоценом, и частично к подстилающей ее ипетываям-ской свите.
Кремнисто-вулканогенные образования (1300—1500 м) на побережье Олюторского зал. ограничены с ЮВ Навайенским сбросо-над-впгом, с СЗ — Потатской зоной смятия. Представлены они спилитами, кремнистыми сланцами, окремненными туфами и вулканическими брекчиями основного состава, реже песчано-глинистыми сланцами, песчаниками, туффитами. Породы прорваны многочисленными телами диабазов. Нижележащие отложения неизвестны, перекрыты кремнисто-вулканогенные образования ильпинской серией эоцена—олигоцена. 3. А. Абдрахимовым они относились условно к олигоцену на основании находок пелеципод ponaVariamussium в песчаниково-сланцевых отложениях, а также согласного налегания на них ильпинской свиты. А. А. Ко ляда (1979 г.) установил, что фауна эта собрана в иночвиваямской свите палеоцена, обнаженной из-под надвинутых на нее более древних кремнисто-вулканогенных образований, сходных с ивтыгинской свитой палеоцена и с хакинской свитой Маастрихта левобережья Вывенки.
5*
67
к нерасчлененному верхнему мелу авторами отнесена часть ивты-гинской свиты А. А. Коляды (вочвинская свита 3. А. Абрахимова и Л. А. Анкудинова), в которой им были найдены остатки призматического слоя иноцерамов, что служит подтверждением ее мелового возраста. Скорее всего, она соответствует нерасчлененной хакинской и ине-тываямской свитам. Кремнисто-вулканогенные образования надвинуты на осадочную ильпинскую серию эоцена — олигоцена и слагают в прибрежной полосе Олюторского зал. вершины возвышенностей, что может создать превратное впечатление о стратиграфической последовательности толщ. В Пылгинских горах (бас. Емета и Импуки) к нерасчлененному верхнему мелу предположительно отнесены аналогичные образования вочвииской свиты А. А. Коляды (1980 г.). Палеонтологических остатков они не содержат. Нижележащие отложения не установлены.
МЕЛОВАЯ — ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМЫ
Верхний мел — палеоген представляют кремнисто-вулканогенные образования Олюторско-Восточно-Камчатской зоны, терригенные фли-шоидные отложения и мильгернайская свита Корякско-Западно-Камчатской зоны.
К верхнему мелу — палеогену (К2—₽) в Олюторско-Восточно-Камчатской зоне, к С от п-ова Говена (бас. Хатаиваяма, верховья Пылговаяма, район оз. Потат-Гытхын), авторами предположительно отнесены часть говенской свиты 3. А. Абдрахимова (1966 г.) и верхняя подсвита говенской свиты Э. С. Алексеева (1979 г.). По данным А. А. Коляды (1979 г.), между оз. Потат-Гытхын и Илир-Гытхын распространены лишенные палеонтологической характеристики вулканические брекчии, туфы и реже базальты, андезито-базальты, а также андезиты, туффиты, кремнистые породы, алевролиты, дациты, которые он относит к ивтыгинской свите (1300 м) и датирует поздним мелом (Маастрихт) — палеоценом. Взаимоотношения с подстилающими образованиями (предположительно верхнемеловыми) и вышележащими (иночвиваямская и говенская свиты палеогена) тектонические или неясные из-за плохой обнаженности. По мнению Э. А. Алексеева, выделенная им здесь верхняя подсвита говенской свиты, видимо, является хакинской свитой Маастрихта, надвинутой на нижнюю подсвиту говенской свиты, и все пространство в бас. Хатаваяма до хр. Ивтыгин на С представляет собой покров меловых пород, в тектонических окнах которого проглядывает палеогеновая говенская свита. Вероятно, здесь распространены и верхнемеловые и палеогеновые образования.
В Корякско-Западно-Камчатской зоне к верхнему мелу—палеогену отнесен мощный ритмичный терригенный комплекс песчаников, алевролитов, аргиллитов, глинистых сланцев, подчиненно конгломератов, гравелитов, туфов кислого состава, распространенный от верховьев Уйвин-вываяма на ЮЗ до бухты Дежнева на ЮВ. Он слагает междуречья Ильпи—Укэлаят и Вывенка—Куюл и обрамляет Олюторско-Восточно-Камчатскую зону с С. Ранее эти отложения относились к ильпинской. свите (И. Г. Николаев, 1937 г.), ильпинской серии [15], аяонской и та-венской свитам (В. А. Титов, 1957 г.), аяонской, тавенской, аянкинской и энычайвеемской свитам [17].
До последних лет при среднемасштабном геологическом картировании флишоидный комплекс в основном разделялся на нижнюю (алевролитовую) аяонскую свиту и верхнюю (песчаниковую) тавенскую свиту, относившиеся соответственно к коньяку—сантону и сантону—кам-пану. Стратотипы этих свит не подтвердились. Б. В. Лопатин (1979 г.) по р. Аяонвиваям и Тавинноваям (левым притокам Энычаваяма) в. местах стратотических разрезов их обнаружил остатки переотложенных.
68
маастрихтских иноцерамов и фауну палеогенового возраста и выделил вальэнскую свиту и ляпганайскую толщу. О. П. Дундо (1974 г.) в бас. Импенвеема и Энычаваяма выделил импенвеемскую свиту с остатками маастрихтской фауны, на правобережье верхнего течения Энычаваяма — мильгернайскую свиту с характерным комплексом фораминифер. На м. Низком, у бухты Дежнева В. Н. Устинов (1976 г.) собрал остатки моллюсков палеогена.
Авторами на левобережье Укэлаята по достаточно четкому структурному положению, особенностям литологии и комплексу фораминифер наиболее вероятного маастрихт-датского возраста выделена импенвеемская свита.
Учитывая трудности расчленения флишоидных образований и возможность разного понимания объема свит различными исследователями, авторы рассматривают их как единый комплекс верхнего мела—палеогена и относят к нему отложения тех районов, где уровень современных геологических знаний не позволяет расчленить разрез более дробно. Верхняя часть мел-палеогенового флиша на карте показана песчаниковым крапом.
На ЮЗ, в верховьях Куйвиваяма и Уйвинвываяма, по Н. П. Митрофанову и С. Д. Шелудченко (1976 г.), снизу вверх обнажены:
Мощн., м
1. Аргиллиты ........................................................ 100
2. Грубо (в отдельных пачках — тонко) чередующиеся песчаники, аргиллиты и алевролиты; прослои гравелитов и конгломератов ................... 1200
3. Аргиллиты (до 400 м) с пластами песчаников (10—50 м) и пачками тонко переслаивающихся песчаников и аргиллитов.............. . . 650
4. Песчаники (15—30 м) с пластами алевролитов (до 40 м) и пакетами тонкого чередования песчаников и алевролитов ............ . 550
5. Чередующиеся аргиллиты, глинистые сланцы, песчаники ... 500
6. Песчаники (30—70 м) с прослоями алевролитов . ... 340
3340
Во второй и третьей толщах выявлены фораминиферы: Osangula-ria cordieriana d’O r b., О. ripleyensis S a n d i d g e, Siensioina excolata Cushm. var. subbulata VassiL, S. cf. caucasica Subb., S. exculpta Reuss, S. americana Cushm. et Dorsey, Planulina spissocostata Cush m., Anomalina clementiana d’O г b., Rugoglobigerina cf. reicheli hexacamerata Bronniman, Globorotalia micheliniana d’Orb., Gum-belina spinifera Cushm. и др., характерные, по М. Я. Серовой, для позднего кампана—Маастрихта. Отложения, залегающие над слоями с фораминиферами, возможно, относятся к датскому ярусу или палеогену. К СВ — в среднем сечении Уйвинвываяма (В. Н. Полунин, 1980 г.) в ритмичной флишоидной толще (3000 м), в которой внизу преобладают алевролиты, вверху — песчаники, содержится комплекс песчаных фораминифер с Rzehakina epigona minima Cushm. et Renz, Silicosigmoilina futabaensis Asano, Carpathiella ovulum gi-gantea Gero ch, Dendrophrya maxima Friedberg и др. (зона Rzehakina epigona), до M. Я- Серовой [65], существовавший в Корякском нагорье в течение всего датского и раннепалеоценового времени (до начала позднего палеоцена).
На СВ — на левобережье Ильпивеема и правобережье Укэлаята флишевую толщу (2500—2900), по А. А. Алексееву (1975, 1976 гг.), внизу (900—1000 м) слагают пачки (до 200 м) переслаивающихся (0,1—5 м) песчаников и алевролитов, песчаников (100 м), аргиллитов (50 м) с линзами (до 50 м) гравелитов и конгломератов и конкрециями (30—50 м) пелитоморфных известняков; в средней части (700—900 м) — разнозернистые слоистые известковистые песчаники (35—150 м) с обломками алевролитов, чередующиеся со слоистыми
69
пачками (до 270 м) песчаников и алевролитов (до 50 м), с линзами (до 80 м) конгломератов; вверху (900 м) — алевролиты, переслаивающиеся с мелкозернистыми песчаниками с линзами органогенных известняков.
Песчаные фораминиферы — батисифоны, хаплофрагмоидесы, тро-хаммины, циста мминелы, единичные цикл аммины и силикосигмоили-ны — характерны, по М. И. Полещук, для позднего мела Тихоокеанской провинции, по М. Я- Серовой (устное сообщение),— для слоев, переходных от мела к палеогену. В верховьях Укэлаята и Ильпи (А. В. Дитмар, 1972 г.) в низах терригенного комплекса (2450 м) преобладают алевролиты с прослоями гравелитов, в верхах — ритмичные пачки песчаников и алевролитов, алевролитов и глинистых сланцев. По всему разрезу встречаются известковистые конкреции.
Мильгернайская свита (Кг—₽im/), выделенная О. П. Дундо и Б. В. Ермаковым по Мильгернайваяму, правому притоку р.Апук-ваям [61, 63], распространена в верховье и в среднем течении Эны-чайваяма и в верховьях Пахачи; залегает согласно, без четкой границы на импенвеемской свите Маастрихта и согласно перекрывается вальэнской свитой палеогена. От нижележащих маастрихтских отложений свита отличается тонкоритмичным строением. Она состоит из пачек четкого двух- и трехкомпонентного песчано-глинистого флиша (до 70 % объема свиты), многочисленных прослоев аргиллитов с уг-лефицированпыми растительными остатками, пластов песчаников с повышенной пористостью и битуминозностью. Мощность ритмов — от 5 до 70 см. В верхах свиты отмечаются туфопесчаники, туфы, кремнистые породы, гравелиты.
О. П. Дундо, Б. В. Ермаков (1964 г.), Б. В. Ермаков, А. А. Коляда и др. (1972 г.), Б. В. Ермаков, А. А. Коляда, Л. В. Василенко, В. Ф. Мишин [61] указывают на находки маастрихтских аммонитов Hypophylloceras (Neophylloceras) cf. ramosum M e e k в аргиллитах средней части свиты бас. Мильгернайваяма. Н. Н. Пагольский (1971 г.) считает, что эти аргиллиты принадлежат импенвеемской свите Маастрихта, как и вышележащая толща туфо-кремнистых пород (800 м). Верхняя часть мильгернайской свиты в схеме О. П. Дундо соответствует верхней части вальэнской толщи Н. Н. Пагольского. Естественно, что при таких разных взглядах па объем мильгернайской свиты, мощность ее, по данным разных авторов, различна — от 800 до 2500 м. Б. В. Лопатин (1979 г.) в бас. Энычайваяма исключает из состава мильгернайской свиты кремнистые породы, окремненные аргиллиты и алевролиты с остатками маастрихтских иноцерамов и аммонитов.
Авторы принимают его схему и используют для своей работы последние для этого региона изданные карты Б. В. Лопатина и А. Г. Погожева (1979 г.). Из низов свиты Б. В. Лопатиным был собран необычный комплекс фауны: Acila sp. indet., Nyculana sp. indet., Terebratulina sp. indet., по заключению Г. П. Тереховой, возможно меловой, но не противоречащий и палеогеновому времени. Б. В. Лопатин мильгернайскую свиту датирует поздним Маастрихтом—Данией (?). Комплекс фораминифер из бас. Энычаваяма: Ammodiscus pennyi Cushman et Jarvis, Bathysiphon brosgei Tapp an, Silico-sigmoilina cf. ezoensis Asano и др., по Л. В. Василенко, М. Я- Серовой и Н. М. Петриной, характеризует возрастной предел от кампана до Маастрихта, возможно, захватывает даний и палеоцен (А. Г. Погожев) .
Комплекс фораминифер из стратотипического района бас. Мильгернайваяма, по заключению Л. В. Василенко [61], имеет много общих видов с маастрихтской фауной свиты Немуро на о. Хоккайдо, импенвеемской свитой нижнегангутской подсвиты Корякского на
70
горья, и поэтому возраст вмещающих пород маастрихтский, возможно, датский. В объяснительной записке к Корякской серии листов указано, что комплексы фораминифер мильгернайской свиты являются собирательными, так как опробованию подверглись различные части разреза (Маастрихт, палеоцен, эоцен). Поскольку свита залегает между маастрихтскими и палеоценовыми отложениями, она датируется в легенде Корякской серии Маастрихтом — палеоценом.
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
Решениями МРСС (г. Петропавловск-Камчатский, 1974 г.), утвержденными МСК СССР в феврале 1976 г. [53], для палеогена Корякско-Камчатского региона были приняты две унифицированные схемы: одна для Корякско-Западно-Камчатской и Олюторско-Восточно-Камчатской зоны (табл. 13), другая — для нескольких зон В. Камчатки (табл. 14). Для палеогена В. Камчатки за основу взят разрез отложений Ильпинского п-ова, расположенного большей частью на описываемой территории.
Расчленение палеогена на карте проведено в соответствии с этими документами с учетом более поздних материалов, на отдельных участках уточняющих возраст тех или иных подразделений. Палеоген различных участков территории отличается по фациям, стратиграфическому объему мощностям. Выделяются Корякско-Западпо-Камчат-ская, Олюторско-Восточно-Камчатская, Пенжинско-Анадырская, Тай-гоносско-Мургальская и Корякская структурно-фациальные зоны.
Палеоцен
К палеоцену в Олюторско-Восточно-Камчатской зоне отнесены вулканогенно-туфогенная ивтыгинская и терригенная иночвиваямская свиты, в Корякско-Западно-Камчатской зоне — терригенные отложения вальэнской свиты.
Ивтыгинская свита (₽(к>), выделенная Т. В. Тарасенко, С. А. Мельниковой и М. Я- Серовой [65] в хр. Майни-Какыйнэ и Ив-тыгин, на левобережье Вывенки, согласно залегает на маастрихт-дат-ской инетываямской свите и согласно перекрывается иночвиваямской свитой палеоцена. Ее слагают туффиты и туфы основного, реже среднего состава от мелко- до крупнообломочных, туфопесчаники, туфоалевролиты, туфоконгломераты, реже андезито-базальты, базальты, вулканические брекчии, андезиты, кремнистые породы, алевролиты, аргиллиты. Соотношения туфогенно-осадочных пород и вулканитов изменчивы. Мощность свиты, по данным Т. В. Тарасенко и др. [65],— от 130 до 325 м; по данным Э. С. Алексеева и др. (1979 г.),—до 1000 м.
Свита на левобережье Вывенки охарактеризована, по заключению М. Я- Серовой [65], ржегакино-силикосигмоилиповым комплексом фораминифер зоны Rzehakina epigona, характерной в Корякском нагорье для Маастрихта — низов верхнего палеоцена. К ивтыгинской свите авторами вслед за О. П. Дундо отнесена верхняя часть вочвин-ской свиты, выделенной Н. В. Устиновым (1965 г.) на междуречье Пахача-Апука, на левобережье Майнылвыгоргын, представленная кремнисто-вулканогенными породами с прослоями глинистых известняков и аргиллитов.
Иночвиваямская свита (Рри), выделенная в хр. Майни-Какыйнэ, на левобережье Вывенки Т. В. Тарасенко и С. А. Мельниковой [65], в бас. Вывенки и на п-ове Говена залегает согласно на ивтыгинской свите. Ее слагают алевролиты, аргиллиты и песчаники с
71
Схема сопоставления палеогеновых отложений Корякско-Западно-Кам
Отдел Подотдел Унифицированные горизонты Корякско-Защдно-Камчатская зона
3. Камчатки В. Камчатки Район рек Пустой и Ткаправаяма Верховья Вывенки, Энычайваяма, Пахачи, Апуки
Олигоцен Аманинско-гакхинекий Алугинский Ратэгинская свита Рз/7. Песчаники, конгломераты, алевролиты. 570—680 м
> Эоцен Верхний Ковачинский Ковачинский Иргирнинская свита Р2хг. Песчаники, конгломераты, бурые угли. 300—320 м Ляпганайская толща Р2/р. Песчаники, алевролиты, аргиллиты, конгломераты. 2600 м
Средний 1 Снатольский Увучинский Килакирнунский Кинкильская свита P2fot. Базальты, андезиты, их туфы. 1500—1800 м Ткаправаямская свита P2lfe. Песчаники, аргиллиты, алевролиты, конгломераты, бурые угли. 1000—1200 м
Нижний Напанский Кыланский
Геткилнинская свита Pj_zgt. Песчаники, алевролиты, аргиллиты. 800—1000 м
Палеоцен Хулгунский Ивтыгинский И“йаЯМ‘ Вальэнская свита Pit?/ Песчаники, конгломераты, алевролиты. 1000—3150 м К2-Р
Подстилающие породы К2, Kt
72
Таблица 13
чатской и Олюторско-Восточно-Камчатской зон
О л ю тор ско-В ост очно-К амч атская зона
Север Илышнского п-ова Хр. Майни-Какыйнэ, бас. Вывенки Побережье Олюторского зал.
Алугинская свита ₽3а/. Алевролиты, аргиллиты, глины, песчаники. 800 м Алугинская свита Р3а1. Алевролиты, аргиллиты, ( песчаники. 500 м L !Говенская свита ₽2-з£Ц- Туфы, базальты андезиты, туфопесчаники. \ 1500 м Ильпинская серия р2-зй. Аргиллиты, ( алевролиты, песчаники, туфы. 2700—3000 м Говенская свита Р2-з^о. Туфы, базальты, андезиты, 1 песчаники. 1500—1600 м
Ковачинская свг p2to. Аргиллиты, алег ролиты, песчани 137С Килакирнунска я свита Кыланская свита Иночвиваямская свита Ивтыгинская свита K2hk ,, а Р ' Й Распространены к Ю от территории К CI А а< П( ОЕ Ш' рг пег iCl Иг Ал ги Иг Гу ач га ил зр [аг ев ки m ф! И1 ₽ ли ЭЛ 1И] Bl рс т >1Г1 >1, гсг 2^ ть ИТ <и 1 1В< ли У<1 ИН бс са5 и. I, Ы, 50 ая ТЕ )Ы СК 13с 0 мс jl, ая 1ЛЬ м ка ai с >ТЕ к Я лт ВИ >1. 2^ св 1Л. та т ИТ ИГ р а гы lit Дс ₽. 1 1 in гге 20 ос 2Ч« 0 0 1- м м Иг Ту 3TI ф яг ы, ин б СК аз ая ал / с ьт / ВИ ы, та аг г ГД [ii ез Дс j. ИТ ы. 0( )0 м
73
Схема сопоставления палеогеновых отложений Тайгоносско-
Тайгоносско-Мургальская зона
Западное побережье Пенжинской губы, п-ов Тайгонос
Авековская свита Р3си Песчаники, глины, бурые угли.
10- 60 м
Пенжинско-
Песчаники, гравелиты, базальты, андезиты, липариты, туфы, бурые угли.
До 600 м
Маметчинский зал., бас. р. Куюл
Северное побережье Пенжинской губы в районе устья Пенжины
Велолныкская свита Олигоцен Рз.
Р2— Липариты, дациты, андезиты, туфы. 1350—1650 м 290 м
Эоцен — олигоцен ₽2-3- Вулканические брекчии, андезиты, анде-зито-базальты, туфы. 500—900 м
Оммайская свита Р2от. Эоцен Р2.
Песчаники, глины. Песчаники, глины,
1400—1600 м аргиллиты.
200—600 м
Унэльская свита P2un.
Песчаники, глины, алевролиты.
1200—1400 м
Подстилающие породы
Сз—Р[, у Кг
74
Таблица 14
Мургальской, Пенжинско-Анадырской и Корякской зон
Анадырская зона
Корякская зона
Бас. рек Черной, /Чайна, Пальматкиной
Бас. рек Великой и Березовой
Бас. Кирпаваама и верховьев Ваеги
Бас. среднего течения р. Опухи
Эоцен — олигоцен Р2-з-
Дациты, андезиты, их туфы, базальты.
Каменистая толща P3km.
Агликичская толща P3aff-
700—1300 м
60 м
600 м___
Эоцен — олигоцен Р2-з-
Дациты, андезиты, апдезито-базаль-ты, липариты, туфы.
Змейковская свита P3zm Песчаники, алевролиты, аргиллиты.
1100 м
550—700 и
Пальматкинская толща P2pZ. Песчаники.
До 200 м
?
Майнская толща P2mn.
Песчаники, алевролиты, аргиллиты, бурые угли.
'280—900 м|
_ ?
Эоцен Р2. Песчаники, конгломераты, алевролиты, бурые угли, дациты, их туфы.
750—3500 м
Березоворечен-ская толща Р22. Песчаники, алевролиты, аргиллиты, бурые угли.
150 м
K2sn
Ki-2v/
Верхний эоцен Р23 Алевролиты, песчаники, конгломераты.
500 м
Средний эоцен Р22. Конгломераты, песчаники, алевролиты, углистые аргиллиты.
800 м
Палеоцен — эоцен ₽ 1-2-
Песчаники, алевролиты, конгломераты.
9/0 м
KzVC
Вычхинейская свита P'2vc. Песчаники, алевролиты, аргиллиты, конгломераты, каменный уголь.
До 800 м
?
K2v£
75
известковистыми конкрециями, реже туфы основного, среднего и кислого составов, туффиты, туфопесчаники. Наиболее полный разрез ее (1200 м) описан в междуречье Вывенка—Тылговаям (Э. С. Алексеев, 1979 г.). В иночвиваямской свите хр. Майни-Какыйнэ содержится богатый планктонный комплекс известковых фораминифер: Globige-rina папа Chalil., G. quadritriloculinoides C h a 1 i L, G. eocenica T e r q., G. aff. ouachitaensis Howe et Wallace, Acarinina primitiva (Finlay), который, по мнению M. Я- Серовой [65], обнаруживает поразительное сходство с позднепалеоценовым планктонным комплексом Юга СССР и определяет возраст свиты как поздний палеоцен. К такому же выводу пришла и М. И. Полещук, изучавшая форамини-фсры с левобережья Вывенки (Э. С. Алексеев, 1979 г.).
На ЮЗ п-ова Говена к иночвиваямской свите отнесены чередующиеся туфопесчаники, алевролиты и глинистые сланцы, из которых М. Я. Серовой определены Globigerina папа Chalil, G. elongata Glaesn. и Acarinina primitiva (Finlay) [59]. На С п-ова Говена, к СВ от бухты Лаврова к свите авторами отнесены осадочные отложения, вскрывающиеся в тектонических окнах из-под покровов верхнемеловых вулканогенно-кремнистых образований и содержащие Va-riamussium olutorskiensis L. К г i s h t., V. lavrovi L. К г i s h t. и др,— самые древние виды рода Variatnussium с возрастным интервалом палеоцен— начало среднего эоцена [61]. На карте А. А. Коляды (1979 г.) в этих тектонических окнах показана ильпинская серия.
Вальэнская свита (₽it>/) выделена О. П. Дундо, А. Г. Погожевым и Б. В. Ермаковым в 1964 г. [61] по М. Вальэну — правому притоку Пахачи и условно отнесена к миоцену. Свита прослеживается от бас. Евьеинваям на 3 до верховьев Укэлаята на В, согласно залегает на мильгернайской; свите верхнего мела — палеоцена или трансгрессивно, с угловым несогласием — на более древних отложениях, перекрыта согласно ляпганайской толщей эоцена. Ее слагают песчаники, гравелиты, конгломераты, реже алевролиты, аргиллиты, глинистые сланцы, туфопесчаники, туфы, туффиты. Свита фациально изменчива. В стратотипическом районе в бас. М. Вальэна нижнюю часть ее слагают преимущественно песчаники, верхнюю — мелко- и среднегалечные конгломераты; мощн. 1800 м [61].
В верховьях Пахачи и Ануки Н. Н. Пагольским (1971 г.) свита расчленена на две части: нижнюю (550—1350 м) — конгломераты, гравелиты, песчаники и верхнюю (до 1800 м) — ритмично чередующиеся песчаники и алевролиты. Верхняя часть (Б. В. Лопатин, 1977 г.) соответствует нижней подтолще ляпганайской толщи эоцена, в схеме О. П. Дундо — верхней (большей) части мильгернайской свиты. В бас. Энычаваяма мощность свиты (Б. В. Лопатин, 1979 г.; А. Г. Погожев, 1979 г.) сокращается до 1000—1600 м; роль конгломератов уменьшается, преобладают песчаники, находящиеся в различных соотношениях с алевролитами и глинистыми сланцами. Вблизи границ с ватынской серией отмечаются туфы среднего состава и включения глыб вулканогенно-кремнистых пород ватынской серин.
В гальках конгломератов вальэнской свиты встречены переотложенные остатки иноцерамов и аммонитов сантона, кампана и Маастрихта. Фораминиферы из отложений свиты в стратотипическом районе, по мнению Л. В. Василенко, имеют диапазон от позднего се-нона до эоцена; присутствие представителей семейства Rzehakinidae (Silicosigmoilina н Spirosigmoilinella) свидетельствует о возрасте не моложе эоцена [61]. Б. В. Ермаков, А. А. Коляда, Л. В. Василенко, В. Ф. Мишин [61] и Н. Н. Пагольский (1971 г.) условно считают возраст свиты палеоцен-эоценовым. А. И. Поздеев (1974 г.), Б. В. Лопатин (1979 г.) и А. Г. Погожев (1979 г.) относят вальэнскую свиту к данию—палеоцену на основании комплекса фораминифер, выявлен
76
ного М. Я- Серовой на р. Б. Вальэн и сопоставляемого ею с комплексом зоны Rzehakina epigona. В сводной легенде Корякской серии листов вальэнская свита отнесена к палеоцену. Условно к вальэнской свите авторами отнесена не содержащая органических остатков толща конгломератов на правобережье Укэлаята, ранее А. В. Дитмаром (1972 г.) считавшаяся аянкинской свитой сантона—кампана, залегающая, по его мнению, без видимого несогласия на тавенской свите, относящейся теперь к верхнему мелу — палеогену.
Палеоцен — эоцен
П алеоцен — эоцен (₽i_2) в Охотско-Чукотской зоне представлен вулканитами основного состава, в Корякской и Корякско-Западно-Камчатской зонах —- морскими терригенными отложениями; в последней они выделены в геткилнинскую свиту. В Охотско-Чукотской зоне к палеоцену—эоцену отнесены базальты и андезито-базальты, с резким угловым несогласием залегающие на меловых вул-никах и гранитоидах. Они распространены в бас. Тылхоя, Шайбовеема, Оклана и приурочены в основном к зоне Анадырского глубинного разлома. Они представлены (А. А. Алексеев, 1979 г.; И. И. Сонин, 1981 г.) чередующимися покровами черных и темнозеленых базальтов, нередко оливиновых, и андезито-базальтов (до (20—30 м) со столбчатой отдельностью; в средней и верхней частях толщи встречаются андезиты (15—20 м) и их туфы (5—15 м). В ряде мест сохранились руины вулканических построек в виде правильных конусов высотой 10—15 м, иногда наблюдаются жерловины 5—10 м в поперечнике, окаймленные бомбовыми туфами. Мощность палеоцен—эоцена — от 30—40 до 200—300 м. Базальты бас. Шайбовеема имеют рад. возр. К 60 млн. лет (А. А. Алексеев, 1979 г.).
Аналогичные вулканиты в верховьях Тылхоя, Чахнитки п Эруди, залегающие на меловой снежнинской свите и бронирующие вершинные части водоразделов, отнесены Е. Г. Песковым (1977 г.) к скалистой толще верхнего мела, хотя им отмечен кайнотипный облик пород и для базальтовых туфов из соседнего к 3 района приведен рад. возр. К 43—45 млн. лет (эоцен). По данным авторов настоящей работы, базальты из верховьев Чахнитки имеют рад. возр. К 65 млн. лет (1 проба); скалистая толща Е. Г. Пескова условно отнесена нами к палеоцену—эоцену. Вулканиты толщи — известково-щелочные высокоглиноземистые с невысокой железистостью и небольшой шелочно-стью (с преобладанием окиси натрия).
В Корякской зоне палеоцен—эоцен выделен Н. Н. Пагольским 1971 г.) в бас. Кирпаваама, Ваеги и Емраваяма; с более древними отложениями контакты его тектонические, с вышележащими эоценовыми — согласные. Распространены песчаники, алевролиты, менее — конгломераты и гравелиты. Нижняя часть толщи (550 м) сложена песчаниками с обломками обугленной древесины и растительным детритом, с несколькими прослоями гравелитов и конгломератов (1 — 8 м) с переотложенными иноцерамами и с одним прослоем (30 м) алевролитов; средняя (220 м) — скорлуповатыми известковистыми алевролитами с многочисленными конкрециями; верхняя (200 м) —-песчаниками. Общая мощн. 970 м.
В низах толщи — остатки пелеципод Eucrassatella branneri (Waring.), Turritella sp. (cf. T. merriami Dick.), Acila (Truncacila) decisa Co nr. и др.; по Л. В. Криштофович, первая из форм встречается в палеоцене Калифорнии, a Turritella merriami Dick. — в верхнем палеоцене и нижнем эоцене Калифорнии. Поскольку вышележащие породы содержат фауну эоцена, наиболее вероятен палео-цен-эоценовый возраст толщи. А. Д. Девятилова (1980 г.), отмечая
77
в толще присутствие Acila (Truncacila) decisa С опт. и Eucrassatel-la branneri Waring, сопоставляет ее с геткилнинской свитой.
Геткилнинская свита (₽i-2g/) Корякско-Западно-Камчат-ской зоны выделена А. Д. Кочетковой [16, 64] на восточном побережье Пенжинской губы. Основание ее не вскрыто, перекрывается она согласно ткаправаямской свитой. Свиту слагают песчаники, алевролиты, аргиллиты с песчано-карбонатными стяжениями, изредка конгломераты; делится она на три толщи, из которых нижняя и верхняя сложены преимущественно песчаниками, средняя — алевролитами и аргиллитами. Мощн. 800—1000 м. Остатки пелеципод представлены Nucida (Nucula) spheniopsis С on г, N. (Nucula) minor Desk., Acila (Truncacila) decisa Co nr., Nuculana (Sacella) cowlitzensis Weav. et Palm., N. (Sacella) gabbi С о n r„ Scaphander costatus G a b b. и др. Свита по легенде Корякской серии листов Госгеолкар-ты СССР масштаба 1:200 000 и стратиграфическому словарю (1982 г.) соответствует палеоцену и нижнему эоцену, по мнению А. Д. Девя-тиловой (1980 г.),— нижнему эоцену.
Эоцен
Нижний—средний эоцен в Корякско-Западно-Камчатской зоне представлен ткаправаямской свитой, в Пенжинско-Анадырской — майнской толщей, в Тайгоносско-Мургальской — кытыймской свитой.
Ткаправаямская свита (Р2//г), выделенная А. Г. Погожевым, распространена на восточном побережье Пенжинской губы, согласно залегает на геткилнинской свите и несогласно перекрывается кинкильской свитой среднего эоцена. В основании ее (А. Г. Погожев, 1966 г.) залегают маломощные пласты гравийных конгломератов, выше чередуются песчаники, алевролиты, аргиллиты, глинистые-сланцы, конгломераты с прослоями и линзами глинистых известняков, мергелей, устричных и корбикуловых ракушников, каменных углей ( иногда рабочей мощности). Конгломераты, песчаники и алевролиты нередко образуют ритмичные и иногда косослоистые пачки (30—40 м). Свита (1000- 1200 м) фациально изменчива. В верхней части ее в одних разрезах преобладают конгломераты, в других — алевролиты и углистые аргиллиты. К СЗ уменьшаются мощность и содержание крупнообломочного материала, исчезают слои с морской фауной, замещаясь слоями с пресноводной фауной, окаменелой древесиной и отпечатками листьев.
В свите содержатся остатки пелеципод Anomia (Placunomia) ino-rnata Gabb, Mytilus yokoyamai Slod., Unio aff. mendax White, Ve-nericardia hornii Gabb, Tivela snatolana Slod., Microcallista conra-diana Gabb и др.( определения А. Д. Кочетковой) и растений Denn-staedtia cf. tschyktshorum Krysht., Populus latior A. Braun, B. bal-samoides Goepp., Myrica lignitum (Ung.) Sup., M. grandis P о j a r., Jiglans picroides Heer, Platanus aceroides Goepp. (определения А. Ф. Ефимовой).
Майнская толща (Р2м), выделенная Г. А. Закржевскпм в 1958 г., была отнесена им к данию (?) —палеоцену. Она распространена в бас. Майна и Куйбивеема и представлена угленосными континентальными отложениями (280—900 м) — песчаниками, алевролитами, аргиллитами с прослоями бурого угля (1,5—2 м), туфов андезитов п туффитов. По Г. А. Закржевскому (1959 г.), толща залегает несогласно на мелу и перекрывается согласно чернореченской свитой, сопоставляемой им с ковачинской свитой 3. Камчатки; по А. А. Алексееву (1980 г.), она несогласно с размывом перекрывается пальмат-кинской толщей среднего эоцена.
78
По р. Понттанайвааму Г. А. Закржевским в ней были собраны остатки растений Equisetum arcticum Heer, Cissites sp., Myrica vindoboensis (Ett.) Heer, Arundo pseudogoepperti Berry (определение T. H. Байковской), а по p. Песчаной — отпечатки Taxodium du-bium (Sternb.) Heer, Asplenium dicksonianum Heer?, Ulmus lon-gifolia Ung., Trochodendroides arctica (Heer) Berry, Trochodendra-carpus arcticus Krysht., Macclintockia sp.; позднее Я. Г. Москвин (1965 г.) дополнительно собрал здесь же Alnus sp., Ulmus cf. drepono-donta Grub., U. carpinoides Goepp., Populus balsamoides Goepp., Cercidiphyllum sp., Fraxinus cf. yukonensis Holl., Corylus ex gr. mac-quarrii (Forb.) Heer (определение А. Ф. Ефимовой).
К майской толще авторами вслед за Л. И. Середой (1968 г.) отнесены осадочно-пирокластическпе отложения (500 м) правобережья Майна (бас. Нутавакливаяма), разделенные на две пачки: угленосную (нижнюю) и пирокластическую (верхнюю). В нижней пачке им собраны Alnus cf. kefersteinii (Goepp.) Ung., Corylus insig-nis Heer, Ulmus cf. longifolia Ung., U. carpinoides Goepp., Jug-lans aff. zaisanica Ilynsk., Corylus ex gr. kenaiana Holl., Myrica vindoboensis (Ett.) Heer, характерные, по заключению А. Ф. Ефимовой, для эоцена—олигоцена, a Myrica vindoboensis (Ett.) Heer — для нижнедуйской свиты Сахалина (ранний эоцен). А. Д. Девятило-вой (1980 г.) майнская толща описанных участков предположительно отнесена к олигоцену, авторы считают более правомерным отнесение ее к нижнему — среднему эоцену.
Кытыймская свита (P2&f), выделенная В. С. Смоличем на тг-ове Тайгонос, распространена по р. Парени и на западном побережье Пенжинской губы. Ее слагают песчаники, туфопесчаники, гравелиты, базальты, андезито-базальты, туфы и вулканические брекчии разного состава, андезиты, андезито- и липарито-дациты, липариты, конгломераты, туффиты, алевролиты, аргиллиты, бурые угли. Свита (до 600 м) с угловым и стратиграфическим несогласием залегает на более древних отложениях и позднемеловых гранитоидах. Свита фа-циально изменчива по латерали и вертикали, единый разрез ее не описан. На р. Парени (В. М. Гундобин, 1980 г.) в основании свиты залегает пачка (20 м) аркозовых и полимиктовых песчаников (до 2 м), чередующихся с конгломератами (до 1 м), аргиллитами, алевролитами (до 0,1 м), линзами лигнитов (1—10 см), выше — покровы (5—15 м) базальтов, вулканические брекчии андезито-базальтов с прослоями (5 м) туфов основного состава. Мощн. свиты 70—80 м.
В устье р. Лолымак в ней найдены остатки флоры Metasequoia disticha (Heer) Miki; на северном берегу оз. Пареиьского — М. ас-cidentalis (Heer) Miki, Sequoia langsdorfii Heer, Betula sachalinensis Heer, Ulmus ex gr. braunii Holl., «Acer» arcticum Heer, характерной, по M. А. Ахметьеву, для раннего—среднего эоцена. Две. пробы из базальтов установили рад. возр. К 35,6 и 42,6 млн. лет. К Ю по р. Кечичме базальты и трахибазальты из верхней части свиты имеют рад. возр. К 40—55 млн. лет (В. М. Гундобин и др., 1981 г.). Химические анализы вулканитов приведены в табл. 15.
Средний эоцен выделен в Корякской зоне; к нему также отнесены вычхинейская свита этой зоны, пальматкинская толща и унэль-ская свита Пенжинско-Анадырской зоны, кинкильская свита Корякско-Западно-Камчатской зоны.
Средний эоцен (₽22) установлен Н. Н. Пагольским (1971 г.) в бас. Кирпаваама и верховьях Ваеги, где его слагают конгломераты (до 70 % мощности), гравелиты, песчаники, изредка алевролиты и углистые аргиллиты (800 м). Взаимоотношения с палеоценом—эоценом и верхним эоценом согласные. На правом берегу Б. Купбивеема в песчаниках содержатся остатки Acila (Truncacila) decisa С on г., Mo-
79
Таблица 15
оо
О
Средний химический состав вулканогенных образований палеоцена—эоцена и кытыймской свиты эоцена
Возраст, свита Порода S1O2 Т1Оа А1аОа FeaOa FeO MnO MgO CaO NaaO K2O PaO6 HaO П.П.П. Сумма
Палеоцен—эоцен (1’1-а) Базальты (2) 51,84 1,36 17,41 6,14 3,67 0,16 4,94 7,69 3,38 1,28 0,46 3,30 0,53 102,16
Андезито-базальты (3) 53,84 1,20 18,49 4,06 4,66 0,14 3,34 7,91 3,30 1,40 0,37 0,85 1,40 100,96
Андезиты (1) 57,74 0,91 18,50 5,35 2,49 0,17 2,12 6,28 3,81 1,36 0,31 1,33 1,23 101,60
Кытыймская свита (₽2*0 Андезито-базальты (4) 55,82 1,45 16,74 4,89 3,17 0,11 4,27 6,00 3,58 1,67 1,92 0,39 — 100,01
Андезиты (12) 60,26 1,09 16,67 3,73 2,44 0,08 2,87 5,07 3,72 1,81 1,64 0,47 — 98,85
Андезито-дациты ( 3) 63,35 0,95 15,91 3,14 1,77 0,07 2,69 4,34 3,99 1,58 1,36 0,25 — 99,40
Дациты (10) 65,59 0,65 15,41 2,94 1,06 0,05 1,89 3,25 3,87 2,28 1,04 1,57 — 99,60
Лппарито-дациты (1) 69,94 0,33 14,14 2,51 0,47 0,33 0,03 1,29 2,23 2,90 2,54 2,35 — 99,06
П р и м е ч а и и е. В скобках указано количество анализов.
diolus aff. utcholokensis S1 о d., Microcallista (Costacallista) aff. do-menginica Vok., Brachidontes aff. elegans Sow. и др. (по мнению Л. В. Криштофович, известные в эоцене Сахалина и Камчатки); по всему разрезу — Metasequoia disticha (Heer) Miki, Taxodium du-bium (Sternb.) Heer., T. tinajorum Heer, Taxites okrikii Heer, Juglans cf. nigella Heer, Pinus polaris Heer, Trochodendroides arc-tica (Heer) Berry и др. (определения T. Н. Байковской). Эти отложения сопоставляются со снатольским и увучинским (средний эоцен) горизонтами 3. Камчатки.
К среднему эоцену отнесена также березовореченская толща В. П. Зинкевича (1974 г.) в долине Березовой (мощн. 130—150 м), представленная песчаниками, конгломератами, аргиллитами с остатками Mytilus littoralis S 1 о d., Mactra cf. tigilensis L. К r i s h t, Car-dita cf. xenophontii L. Krisht. (определения В. И. Волобуевой), позволяющими коррелировать отложения с увучинским горизонтом.
Вычхинейская свита (₽2fc), выделенная В. И. Волобуевой [64], развита на крайнем В (левобережье Опухи). Взаимоотношения ее с более древними образованиями не наблюдались. Свиту (800 м) слагают песчаники массивные с растительным детритом и галькой, с прослоями алевролитов, аргиллитов, конгломератов, каменных углей. Остатки Venericardia aff. hornii Gabb, Tivela crowderi Weav., T. aff. snatolana S 1 о d., Molopophorus aff. striatus Gabb, определенных Л. В. Криштофович, позволяют отнести ее к среднему эоцену (Н. Ф. Савочкин, 1981 г.).
Пальматкинекая толща (P2pZ), выделенная Б. X. Егиаза-ровым [15] по р. Пальматкина, распространена в Пенжинском долу, залегает несогласно на меловых и более древних отложениях и, вероятно, с размывом (А. А. Алексеев, 1980 г.)—на майнской толше. В толще (до 200 м) преобладают песчаники с прослоями алевролитов и известняков (до 5 м), линзами (0,5—2 м) гравелитов, аргиллитов. На левобережье Гитгитваама — левого притока Майна собраны остатки среднеэоценовых Mytilus yokaymai S 1 о d., Ostrea tigilensis S1 о d., Crassatella lincolnensis Weav., Cardita cf. tumiensis L. Krisht., Corbicula cf. kamtschatica L. Krisht. (определения В. H. Синельниковой), в верховьях Алгваама — Spisula xenophontii L. Krisht., Corbicula cf. kamtschatica L. Krisht. (определения И. Г. Прониной). Г. А. Закржевским (1958 г.) были собраны Ostrea palmatkensis L. Krisht., О. kirikovi L. Krisht., Mytilus yokoyamia Slod. (определения Л. В. Криштофович). А. Д. Девятиловой (1980 г.) толща сопоставляется со снатольским горизонтом (средний эоцен).
У и эльская свита (Р2ни), выделенная А. Д. Кочетковой [64] в районе Маметчинского зал., трансгрессивно залегает на мелу, сложена песчаниками, глинами, алевролитами, аргиллитами с прослоями конгломератов, углисто-глинистых сланцев и известняков. Мощн. 1400 м. По данным А. Д. Девятиловой [21], нижняя часть ее содержит остатки Nuculana (Sacella) snatolensis Slod., Venericardia (Ve-nericor) mandaica Y о k., Solen tigilensis Slod. и др., верхняя — остатки Pitar tigilensis L. К r i s h t. и Macoma tigilensis L. Krisht. Фауна характерна для увучинского горизонта 3. Камчатки.
Кин кильская свита (Р2йи), выделенная А. Г. Погожевым, В. И. Голяковым, А. С. Арсановым [16, 64] на восточном побережье Пенжинской губы, лежит несогласно на геткилнинской и ткаправаям-ской свитах, перекрыта с размывом иргирнинской свитой верхнего эоцена. Ее слагают (1200 м) базальты, андезиты и их туфы, реже — песчаники, конгломераты, алевролиты, аргиллиты, линзы бурых углей, в верхах — дациты; осадочные породы по простиранию замещаются вулканитами. В свите найдены остатки растений Dennstaed-
6 Зак. 362
81'
lia blomstrandii (Heer) H о 11., Osmunda dibiosa Holl., Taxites us-suriensis Krysht., Taxodium dubium (Sternb.) Heer, и др. (определения M.О. Борсук). Предыдущими исследователями отмечалось, что кинкильская свита перекрывается с угловым несогласием ливлан-ской, сложенной оливиновыми базальтами (400 м). Ю. А. Новоселов (1974 г.) установил, что ливланская свита не отличается от кинкиль-ской и составляет с ней единую толщу мощн. 1500—1800 м. Авторы ливланскую свиту присоединили к кинкильской.
Верхний эоцен (Р23) в Корякской зоне установлен Н. Н. Па-гольским (1971 г.) в бас. Кирпаваама и в верховьях Ваеги, где он залегает без признаков несогласия на среднем эоцене и трансгрессивно на мелу, сложен алевролитами, реже песчаниками и конгломератами (500 м). В алевролитах — остатки Yoldia cf. olympiana Clark, Thyasira tigilensis L. Krisht., T. snatolensis oligocenica L. Krisht., Acila (Truncacila) decisa Conr., Cardita cf. vestitoides Mizuno, Tellina aff. cowlitzensis Weav. и др. (определения Л. В. Криштофо-вич). Толща сопоставляется с ковачинским горизонтом.
В Пенжинско-Анадырской зоне верхний эоцен известен как свита мыса Астрономического, распространен вблизи м. Астрономического, в низовьях Таловки и Гусиной, по р. Эктвеем и сложен аргиллитами с известковистыми конкрециями (370 м). Взаимоотношения с с нижележащими отложениями не установлены. Вблизи м. Астрономический в аргиллитах найдены Nuculana (Jupteria) mainensis Dev., Crassatella sp., Yoldia nitida Slod. и др. По заключению А. Д. Девя-тиловой [21], эти отложения сопоставляются с оммайской свитой.
Оммайская свита (Р2от), выделенная А. Д. Кочетковой, распространена на побережье Пенжинской губы и сложена песчаниками и глинами с редкими прослоями туфов андезитов, алевролитами и конгломератами. К СВ от м. Водопадного она имеет мощн. 1610 м, согласно залегает на унэльской свите, имеет с нею литологическое сходство и выделяется по появлению характерного комплекса фауны (В. П. Похиалайнен, 1971 г.). К Ю в свите (1400 м) возрастает роль глинистых пород, которые слагают пачки мощн. 250- 640 м. Комплекс фауны Variamussium pillarense Slod., Nuculana polunini D e v., Modiolus restorationensis Van Winkle, Solemya dally Cl. и др. А. Д. Девятилова [21] относит к ковачинскому горизонту. На северном побережье Пенжинской губы (Ю. Ф. Найденков, 1983 г.) свита (85 м) представлена снизу вверх: голубовато-зелеными глауконитовыми песчаниками (5 м), глинами (45 м), бурыми песчаниками (35 м) с Mytilus sp., Масота sp., Ostrea sp.
Иргирнпнекая свита (Р2гУ) Корякско-Западно-Камчатской зоны, выделенная А. Г. Погожевым на восточном побережье Пенжинской губы в бас. Подкагерной и Иргирниваяма, залегает с размывом и угловым несогласием на кинкильской свите среднего эоцена и согласно перекрывается ратэгинской свитой олигоцена. Ее слагают (300—320 м) песчаники, конгломераты, глины, углистые алевролиты, бурые угли, туфы липаритов; в основании — базальные конгломераты. В свите содержатся остатки растений Taxodium dubium Heer, Т. tinajorum Н е е г, Osmunda sachalinensis Krysht., Metasequoia disticha (Heer) Miki, Populus balsamoides G о e p p., Juglans nigella Heer, Fagus antipovii Heer и др. (определения M. О. Борсук и А. Ф. Ефимовой).
Ковач и некая свита (Р2йо) Олюторско-Восточно-Камчат-ской зоны выделена Б. Ф. Дьяковым (1931 г.). Позднее А. Г. Погожев (1957 г.), А. М. Сандреев (1958 г.) й В. И. Голяков (1961 г.) в несколько ином объеме выделили ильпинскую свиту, которая Решениями МРСС 1974 г. переведена в ранг серии (эоцен—олигоцен) и расчленена на свиты, соответствующие унифицированным биострати-
82
графическим горизонтам. Ковачинская свита соответствует ковачин-скому горизонту верхнего эоцена. Разрез свиты на Ильпинском п-ове (В. И. Голяков, 1980 г.) снизу вверх следующий:
Мощн., м
1. Песчаники, алевролиты, туфы, конкреции мергелей с Variamussium cf. pillarense Slod., Solemya cf. dalli Clark.................................. 300
2. Глины, алевролиты, песчаники, мергели с Lima (Acesta) twinensis Dur ch. В основании — горизонт липаритовых туфов и туфопесчаников . . 150
450
Л. И. Берсон и др. [32] к верхнему эоцену на западном побережье Ильпинского п-ова относят алевролиты, аргиллиты, глины, туфопесчаники и туффиты (380 м) с конкрециями карбонатов и лапа-реламским горизонтом туфопесчаников в основании, соответствующие слоям с Lima (Acesta) twinensis и Cyclocardia kovatschensis. Свита прослеживается на 170 км от зал. Корфа до верховьев Вывенки. Контакт ее с нижележащими отложениями наблюдался лишь в верховьях р. Тылговаяма (левого притока Вывенки), где она со стратиграфическим, а местами и азимутальным несогласием (Э. С. Алексеев, 1979 г.) лежит на иночвиваямской свите палеоцена и имеет ритмичное строение. По данным Л. А. Анкудинова и В. К. Рожковой (1970 г.), Э. С. Алексеева и И. А. Кузнецовой (1980 г.), Э. С. Алексеева (1979 г.) и др., в ней чередуются аргиллиты, алевролиты, песчаники и туфопесчаники с редкими прослоями туфов и вулканических брекчий кислого и среднего состава и базальтов; характерны карбонатные конкреции. Мощность свиты с ЮЗ на СВ уменьшается от 2360 м в бас. Авьяваяма до 1500 м в верховьях Тылговаяма.
Остатки пелеципод характерны для ковачинского биостратигра-фического горизонта: Variamussium pillarense Slod., Yoldia olympiana Clark, Y. nitida Slod., Y. ex gr. cerussata Slod., Cyclocardia kovatschensis Slod. и др. Комплекс бентосных фораминифер (Bulimina corrugata Cushm. et Siegfus и др.) и многочисленные цикламми-ны и др. М. И. Полещук сопоставляет с комплексом наризийского яруса (верхний эоцен) Калифорнии, где Bulimina corrugata является зональным видом.
В бас. Пахачи к ковачинской свите вслед за О. П. Дундо и Н. В. Устиновым отнесена нижняя часть плышнской свиты Н. В. Устинова (1972 г.), представленная алевролитами, песчаниками, аргиллитами (часто во флишоидном переслаивании) с линзами и прослоями конгломератов и туфов андезитов и с известковистыми конкрециями; она несогласно лежит на ивтыгинской свите, согласно перекрыта алугинской свитой и содержит остатки Turris tigilensis L. Krisht., Aforia aff. packardi Weav., Dentalium sp. В бас. Ачай-ваяма в ковачинскую свиту выделены отложения (540—580 м), относившиеся А. Б. Цукерником (1974 г.) к вочвинской свите, залегающие несогласно на верхнем мелу и согласно перекрытые алугинской свитой. Они представлены песчаниками и алевролитами с прослоями андезитовых порфиритов и их туфов; в базальных слоях — остатки пелеципод и фораминифер. Вулканиты имеют рад. возр. К 28 и 34 млн. лет.
К нерасчлененному эоцену отнесены морские терригенные отложения Пенжинско-Анадырской зоны, морские туфогенно-осадочные отложения Корякско-Западно-Камчатской зоны и флишоидиые отложения ляпганайской толщи той же зоны.
Эоцен (Ра) в Пенжинско-Анадырской зоне известен в бас. Пенжины, на левобережье Майна и побережье Пенжинской губы. Наибольшую площадь он занимает на левобережье Пенжины, в бас. Черной и Словутной. Г. А. Закржевский (1959 г.) песчаники, конгломераты и известняки с остатками пелеципод, залегающие согласно на
6*
83
майнской толще, выделял в чернореченскую свиту (900 м) эоцена — нижнего миоцена. В комплексе пелеципод Mytilus yokoyamai Slod., Ostrea palmatkensis L. Krisht., O. mikulitschi L. Krisht., Glycyme-ris utcholokensis Ilyina, Papyridea utcholokensis Slod., Nuculana na-panica L. Krisht., Modiolus restorationensis Van Winkle и др. (определения Л. В. Криштофович) присутствуют формы разных горизонтов эоцена и олигоцена. Г. А. Закржевский сопоставлял черноре-'ченскую свиту с низами ковачинской свиты 3. Камчатки и с верхами никлекуюльской свиты Пенжинской депрессии, то есть с верхним эоценом.
В. А. Фараджев и Н. С. Афанасьева (1971 г.) 'палеогеновые отложения бас. Пенжины и Черной расчленили на две толщи: нижнюю (250—935 м) — конгломераты, гравелиты, песчаники, резко подчиненно туфы кислого состава, андезиты, базальты и верхнюю (500— 2600 м) — алевролиты, песчаники, конгломераты, устричники, линзы бурого угля, локально дациты и их туфы. Остатки пелеципод из нижней толщи, по мнению Ю. Б. Гладенкова [8], характерны для нанайского горизонта нижнего эоцена, из верхней — для снатольского и и увучинского горизонтов среднего эоцена. А. Д. Девятилова (1980 г.) на основании изучения пелеципод относит их к агликичской толще олигоцена. Фораминиферы из верхней толщи, по заключению М. Я. Серовой [8], устанавливают ее средне-позднеэоценовый возраст. На левобережье Пенжины ниже устья Черной (С. С. Добунец и др., 1977 г.) в песчаниках и алевролитах (50 м) остатки пелеципод, по мнению Ю. Б. Гладенкова, характерны для эоцена, по мнению А. Д. Девятиловой — близки фауне из агликичской толщи олигоцена. Таким образом, имеющийся у авторов материал указывает на возможность присутствия здесь кроме эоцена также и олигоцена.
К нерасчлененному эоцену отнесены также отложения правобережья Пенжины ниже устья Черной (С. С. Лобунеп, 1977 г.). Здесь, вблизи г. Ичигем, в низах толщи песчаников, конгломератов и алевролитов (100—300 м), залегающей на сеноне, собраны остатки растений Polypodiopteris kivdensis F е d., Dennstaedtia tschyktschorum К г у s h t., Trochodendroides arctica (Heer) Berry, Equisetum arcticum Heer, Fagus antipovii Heer, Metasequoia occidentalis (Newb.) Chaney, Osmunda sachalinensis Krysht. и др., по мнению М. А. Ахметьева и Л. И. Фотьяновой, палеогенового возраста, а по устному заключению М. А. Ахметьева — не моложе раннего эоцена. Поскольку эти отложения перекрыты вулканитами эоцена—олигоцена, наиболее вероятен их эоценовый возраст.
Южнее отложения нерасчлененного эоцена прослеживаются по левобережью Пенжины до ее устья, ранее они относились к ликлан-ской серии и никлекуюльской толще (свите) и изучались Т. В. Тарасенко, И. М. Миговичем и А. С. Арсановым (1957 г.), Я- Г. Москвиным и В. В. Ивановым (1964 г.), Л. А. Анкудиновым (1965 г.), А. Д. Девятиловой, В. М. Калининым (1980 г). Выделяются две пачки: нижняя (70—180 м) -—песчаники с линзами конгломератов и остатками Nuculana snatolensis L. Krisht., Yoldia cf. takaradoiensis L. Krisht, Macoma tigilensis L. Krisht., Spisula packardi Dick, и др., соответствующая унэльской свите среднего эоцена (увучпнекий горизонт), и верхняя (120—240 м)—уплотненные глины с карбонатными стяжениями и редкими прослоями песков и песчаников с остатками Thyasira snatolensis oligocenica L. К г i s h t, Modiolus restorationensis Van Winkle и др., соответствующая оммайской свите среднего эоцена (ковачинский горизонт). Общая мощность толщи,по данным разных авторов, от 200 до 600 м.
В. М. Калининым (1980 г.) аналогичные отложения в районе пос. Каменского отнесены к оммайской свите. На северном побе-84
режье Пенжинской губы близ устья р. Шестакова па морском берегу, по данным Л. И. Махониной (1979 г.), обнажены песчаники (ПО м) с включениями гальки и линзами (до 1 м) ракушняка с Pi-tar xenophontii L. Krisht. и Ostrea tigilensis Slod. По мнению В. H. Синельниковой, обилие Pitar xenophontii позволяет предполагать эоценовый возраст. К востоку эта толща наращивается пачкой (9 м) переслаивающихся песчаников (0,2—1,0 м) и опоковидных алевролитов (0,4—3,0 м) с отпечатками листьев Ginkgo adiantoides Heer, Taxites olrikii Heer, Sequoia langsdorfii (Brongn.) Heer, Taxodium dubium (Sternb.) Heer, Myrica wadiiformis Krysht. и др. Этот комплекс, по заключению Л. И. Фотьяновой, близок эоценовым флорам Дальнего Востока и содержит формы, характерные для позднего эоцена. Спорово-пыльцевой спектр, по заключению 3. К. Борисовой, также свидетельствует об эоцене.
В Корякско-Западно-Камчатской зоне к нерасчлененному эоцену отнесены отложения (2300—2400 м) восточного берега бух. Дежнева, м. Низкого и района оз. Танваутгын, которые Н. В. Устинов (1976 г.) выделил в танваутгынскую свиту палеоцена—эоцена. Они представлены песчаниками, глинистыми сланцами, туфами основного и среднего состава, алевролитами и аргиллитами с остатками Cyclocardia ellip-tica Takeda, C. tokudai Takeda, Venericardia ex gr. laxata Y о k, Pitar matsumotoi Nag., Spisula sp. (ex gr. S. pittsburgensis Clark), Mya cf. kitousiensis Laut, Ostrea cf. palmatkensis L. Krisht. По заключению Л. В. Криштофович, большинство видов известны в эоцене и олигоцене Японии (свита Поронаи) и Сахалина (свита Генной-ши), последняя форма — в ликланской серии (эоцен) бас. Пенжины. А. А. Алексеев (1979 г.) относил эти отложения к аяонской свите коньяка —- сантона.
Ляпганайская толща (Р2/р) выделена Б. В. Лопатиным (1974 г.) из флишоидных образований, относимых ранее к аяонской и тавенской свитам верхнего мела, на основании находок в них эоценовой фауны и переотложенных сантон-кампанских иноперамов. На правобережье Вывенки (от пос. Ветвей до ее истоков), в междуречьях Энычаваям—Пахача и Апука—Укэлаят это ритмичная толща разнозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов, реже — конгломератов и гравелитов с конкрециями карбонатного и мергелистого состава. Пачки ритмичного строения чередуются с отдельными пачками песчаников, алевролитов или аргиллитов. Песчаники и алевролиты наиболее характерны для верхов толщи. Мощность толщи на левобережье Энычаваяма в среднем течении (Б. В. Лопатин, 1979 г.) 2600 м, на междуречье Энычаваям—Пахача (А. Г. Погожев, Е. Е. Белков, 1979 г.) 2900 м, на междуречье Апука—Укэлаят (Н. 11. Пагольский, 1971 г.) 650 м.
Ляпганайская толща залегает согласно на вальэнской свите; в среднем течении Энычаваяма, по Б. В. Лопатину, — с постепенным переходом. Там в ней обнаружены остатки Thyasira aff. pervulgata L. Krisht., Acila (Truncacila) nagaoi Gyama et M i z., Lucina aff. washingtonensis Turn., Macrocallista cf. pittsburgensis Dall, Solemya dalli Clark, Psephaea weaveri Teg. и др., встречающихся в ковачин-ском, увучинском и напанском фаунистических горизонтах эоцена 3. Камчатки. Комплекс бентосных фораминифер, по мнению М. Я- Серовой, указывает на палеогеновый возраст отложений. В верхах толщи на междуречье Энычаваям—Пахача А. Г. Погожевым и Е. Е. Белковым собраны остатки Solemya cf. dalli Clark, Thyasira aff. pervulgata L. Krisht. и др. К ляпганайской толще отнесены флишоидиые отложения (2500 м) правобережья Вывенки к С и СЗ от пос. Хаили-но (аяонская свита Э. С. Алексеева и И. А. Кузнецовой, 1980 г.). Нижнюю часть их (1000 м) слагают алевролиты, верхнюю (1500 м) —
85
песчаники с линзовидными пачками флишоидного переслаивания песчаников и алевролитов. Остатки единичных примитивных песчаных фораминифер широкого вертикального распространения не противоречат, по мнению М. И. Полещук, палеогену.
Эоцен — олигоцен
К эоцену—олигоцену отнесены вулканиты бас. Пенжины, Майна, Нутавакливаяма, Великой, Березовой, велолныкская и говеиская свиты, ильпинская серия.
Эоцен — олигоцен (₽2-з). представленный вулканогенными образованиями в бас. Пенжины, Майна, Нутавакливаяма, Березовой, Великой, несогласно залегает на мелу и иногда на палеогене. Это лавы основного, среднего и кислого составов, их туфы, реже туфо-конгломераты, туфопесчаники, туфоалевролиты, туфодиатомиты, туффиты. Вулканиты образуют несколько тюлей.
На правобережье Пенжины они прослеживаются с небольшими перерывами с ЮЗ на СВ (от Пенжинской губы до границы территории) на 250 км и слагают Пенжинское вулканическое поле. В нижнем течении Пенжины и в районе пос. Манилы они несогласно залегают на нерасчлененном эоцене или на оммайской свите верхнего эоцена; на северном побережье Пенжинской губы в низовьях руч. Кангпиль (В. Ф. Мишин, 1983 г.)—на флористически охарактеризованном палеоцене—эоцене. К низам толщи на правобережье Ок-лана (Л. Т. Шевырев, 1970 г.) приурочены туфогенные отложения (150 м), в районе пос. Каменского и Манилы — вулканические брекчии андезитов (100—400 м), сменяющиеся по простиранию туфоконг-ломератами с линзами и прослоями (3—5 м) андезитовых туфов и туффитов (В. М. Калинин, 1980 г., Ю. Ф. Найденков, 1983 г.). Верхняя часть толщи на правобережье Оклана представлена преимущественно андезитами (100—500 м), в районе пос. Каменского и Манилы — андезитами, андезито-базальтами, андезито-дацитами, дацитами, липаритами (380 500 м). К Ю от р. Шестаковой, по В. Ф. Мишину, в толще (800 м) чередуются базальты и их туфы, андезито-базальты; рад. возр. К 47—53 млн. лет.
Близ пос. Манилы в низах толщи Ю. Ф. Найденковым собраны остатки флоры, наиболее вероятно, по Л. И. Фотьяновой, относящиеся к олигоцену: Metasequoia aff. occidentalis (Newb.) Chaney, Glyptostrobus sp., Osmunda ex gr. heisliana Fot., Ulmus? sp., Cor-nus? sp., Platanus sp., Fraxinus sp., Corylus sp., Cercidiphyllum sp., Dicotylophyllum sp. На левобережье Пенжины, в бас. Таловки вулканиты перекрыты терригенной толщей с растительными остатками олигоцена. Северо-восточнее, на правобережье Пенжины, ниже устья р. Черной (С. С. Лобунец, И. А. Кузнецова, 1977 г.) в подстилающих вулканиты осадочных отложениях собраны остатки растений, по заключению М. А. Ахметьева, не моложе раннего эоцена. Сами базальты имеют рад. возр. К 58- 65 млн. лет.
Относительно возраста вулканитов Пенжинского поля не сложилось единого мнения. В. А. Титов и И. М. Мигович (1977 г.) относили их к миопену, Л. А. Анкудинов (1967 г., 1968 г.)—к палеогену и неогену, Л. Т. Шевырев (1970 г.)—к эоцену, С. С. Лобунец и И. А. Кузнецова (1977 г.) и Л. И. Махонина (1979 г.)—к палеоцену— эоцену, В. М. Калинин (1980 г.)—к эопену - олигоцену, В. Ф. Мишин —- к палеоцену — эопену и эоцену, Ю. Ф. Найденков (1983 г.)—-к олигоцену. Рад. возр. К вулканитов соответствует: олигоцену — 25—35 млн. лет (данные В. М. Калинина и Ю. Ф. Найден-кова), эоцену — 41—51 млн. лет (данные Л. И. Махониной и В. Ф. Мишина), палеоцену—-53—65 млн. лет (данные Л. Т. Шевыре-
86
ва, В. Ф. Мишина, С. С. Лобунца и И. А. Кузнецовой). По приведенному фактическому материалу возраст вулканитов не древнее эоцена, и не моложе олигоцена. Среди них, вероятно, могут быть выделены вулканические постройки, различающиеся по возрасту и составу вулканитов.
Восточнее близкие по составу и возрасту вулканиты слагают два поля, вытянутые вкрест общего северо-восточного структурного плана этой части территории. Нутавакливаям-Ваежское вулканическое поле (С. П. Игуменщев, 1973 г.) простирается от Ваежского хр. на ЮВ до левобережья Пенжины на СЗ, сложено андезитами, андезито-дацита-ми, андезито-базальтами. В Ваежском хр. андезиты и андезито-даци-ты (мощн. 420 м) залегают несогласно на верхней юре—нижнему мелу и на мелу. Севернее, в бас. Нутавакливаяма, вулканогенная толща (500—600 м) андезитов и андезито-базальтов согласно, с постепенным переходом залегает на осадочно-пирокластической, которую совместно с подстилающими угленосными отложениями Л. И. Середа (1968 г.) сопоставляет с майнской толщей нижнего—среднего эоцена.
В бас. Нутавакливаяма в осадочно-пирокластических отложениях содержатся остатки Alnus cf. kefersteinii (Goepp.) Ung., Corylus insignis Heer, litmus cf. longifolia Ung., U. carpinoides Goepp.. Juglans aff. zaisanica llynsk., Corylus ex gr. kenaiana Holl., Myri-ca vindoboensis (E f f.) Heer, Betula prisca Eff., Equisetum sp. (определения А. Ф. Ефимовой), наиболее характерных, по М. А. Ах-метьеву, для олигоцена. В бас. Песчаной (правого притока Б. Куйбивеема) из той же толщи, подстилающей вулканиты, А. Ф. Ефимовой определены остатки Taxodium dubium (Sternb.) Heer, Ulmus longifolia Ung., U. cf. drepanodonta Crub. (много), U. carpinoides Goepp., Trochodendroides arctica (Heer) Berry, Trochodendro-carpus arcticus Krys hl., Macclintockia sp., Alnus sp., Arundo goep-periii (Mun st.) Heer, Populus balsamoides Goepp., Cercidiphyllum sp., Fraxinus cf. yukonensis Holl., Corylus ex gr. yukonensis. (Forb.), которые, по M. А. Ахметьеву, не моложе среднеэоценовых.
Приведенные данные свидетельствуют о формировании вулканитов в эоцене и олигоцене. По-видимому, об этом же говорят и материалы В. А. Фараджева и Н. С. Афанасьевой (1971 г.), расчленивших вулканиты северной части Нутавакливаям-Ваежского поля на две толщи: нижнюю (300—700 м), залегающую на среднем или верхнем эоцене и сложенную дацитами, андезито-дацптами, андезитами и их туфами, реже андезито-базальтами и вулканогенно-осадочными породами, и верхнюю (400—600 м), занимающую водоразделы вдоль Майна, сложенную базальтами, андезито-базальтами и андезитами. В. А. Фараджев и Н. С. Афанасьева считают эти вулканиты верхнеэоценовыми. Рад. возр. К 47,6±6,5 млн. лет (средний по 13 определениям) для вулканитов нижней толщи; 40,8±2 млн. лет (средний по 8 определениям — от 32 до 46 млн. лет) — для верхней толщи. Близкие датировки получены для субвулканических тел и даек, прорывающих осадочные и вулканогенные образования палеогена [8]. А. Д.Де-вятилова (1980 г.) предполагает залегание вулканитов на агликич-ской толще олигоцена (а возможно и фациальное замещение их осадочными породами) и относит их к олигоцену — миоцену.
Ламутско-Пархонайское вулканическое поле (СВ территории) состоит из трех крупных (до 35—40 км в поперечнике) вулкапострук-тур: юго-восточной — Элекайской, центральной — Пархонайской, северо-западной — Ламутской с центром в районе г. Седло. Слагающие их вулканиты ранее (В. П. Зинкевич, 1970 г.) относились к элекайской свите олигоцена. Распространены дациты, андезиты, андезито-базальты, липариты, игнимбриты, витрофиры, реже — туфы кислого состава, туфопесчаники, алевролиты; по В. П. Зинкевичу [27], внизу
87
залегают эффузивы кислого состава (400—500 м), вверху (150— 200 м) — андезиты. В Элекайской вулканоструктуре преобладают лавы кислого состава, в Пархонайской и Ламутской—игнимбриты. Вулканиты несогласно залегают на различных горизонтах мела и перекрываются в хр. Элекай каменистой толщей, содержащей фауну олигоцена (на карте не показана из-за малой площади). Дациты имеют рад. возр. К 25—34 млн. лет (олигоцен).
Велолныкская свита (Рг-з^1), впервые описанная А. Д. Кочетковой (1956 г.) на побережье Пенжинской губы (в районе г. Ве-лолнык), названа Б. В. Лопатиным (1962 г.). Она распространена в бас. Куюла, Уннэйваяма, Куйвиваяма, Таловки, Ванэтата. У горы Велолнык она несогласно залегает на ом майской свите верхнего эоцена и несогласно перекрывается ильинской свитой миоцена. Ее слагают липариты, липарито-дациты, андезито-дациты, андезиты, андезито-базальты, базальты, реже их туфы, туфолавы, игнимбриты. По данным А. И. Поздеева, Э. С. Алексеева, С. В. Бочкова и др., свита имеет трехчленное строение, по данным Н. П. Митрофанова,— двучленное. По А. И. Поздееву (1975 г.), на левобережье Уннэйваяма нижняя (450 м) и верхняя (800 м) подсвиты сложены липаритами, липарито-дацитами, их туфами и туфолавами, средняя (400 м) — дацитами, андезито-дацитами, андезитами, андезито-базальтами, изредка туфами.
И. П. Митрофанов (1977 г.) велолныкскую свиту междуречья Уннэйваяма и Куюла расчленил на две подсвиты: нижнюю (до 410 м) — андезиты, андезито-базальты, андезито-дациты, реже базальты и дациты и верхнюю (до 250 м) —липариты, липарито-дациты, дациты и их туфы. К СВ на междуречье Б. Упупкин—Энычаваям (В. М. Калинин, 1980 г.) низы свиты (300 м) слагают андезито-базальты и меньше андезиты, верхи (300 м) на междуречье Энычаваям—Гайчевеем — андезиты, подчиненно дациты, андезито-дациты, липарито-дациты, липариты. В ряде мест велолныкская свита выстилает днище Параполь-ского дола (поле положительных значений (А7')а отмечает выступы вулканитов в центральной части дола). Рад. возр. К вулканитов 29— 51 млн. лет (эоцен -олигоцен).
В районе горы Велолнык С. В. Бочковым и М. А. Назаровой (С. В. Бочков и др., 1983 г.) в прослоях туфогенно-осадочных пород среди вулканитов были собраны Equisetum schimperi II ее г, Alnus sp., Arundo sp., Metasequioa occidentalis (New b.) Chaney, Osmunda, sp., Arundo sp., Metasequioa occidentalis (Newb.) Chaney, Osmunda sensibilis L. Fos s., Tsuga sp., по заключению M. А. Ахметьева, олиго-ценового возраста. В бас. Таловки на вулканитах, по данным С. Д. Шелудченко (1981 г.) и Ю. Ф. Найденкова (1983 г.), залегает толща конгломератов, песчаников, туфов липаритов, бурых углей с остатками олигоценовых растений. Таким образом, велолныкская свита залегает на верхнем эоцене, содержит растительные остатки олигоцена и перекрыта олигоценом, так что наиболее вероятен олигоцено-вый возраст ее. Но так как радиологическая датировка вулканитов соответствует эоцену и олигоцену, не исключена принадлежность низов свиты верхнему эоцену. Согласно легенде Корякской серии авторы относят велолныкскую свиту к верхнему эоцену—олигоцену.
Вулканиты Велолныкского, Нутавакливаям-Ваежского и Ламут-ско-Пархонайского полей, объединенные А. И. Поздеевым (1980 г.) и др. в Корякский вулканический пояс, отличаются от вулканитов Пенжинского поля (от базальтов до липаритов при преобладании ба-зальт-андезитовых вулканитов) более кислым (андезиты—липариты) составом, повышенной калиевостыо (максимальной в липарит-дацито-вых вулканитах Ламутско-Пархонайского поля), более высокими со
88
держаниями окислов железа и титана, большим содержанием воды и большими потерями при прокаливании (табл. 16).
Ильпинская серия (P2_3i/) в качестве свиты выделена на п-ове Ильпинском Б. Ф. Дьяковым (1935 г.). В ильпинскую серию по решению МРСС (1974 г., г. Петропавловск-Камчатский), утвержденному МСК в 1976 г., были объединены кыланская, килакирнунская, ковачинская и алугинская свиты, соответствующие одноименным био-стратиграфическим горизонтам унифицированной шкалы Восточной Камчатки. Кыланская и килакирнунская свиты распространены за пределами территории — на юге Ильпинского п-ова. Верхнеэоценовая ковачинская и олигоценовая алугинская свиты описаны в соответствующих разделах. Здесь рассматриваются отложения ильпинской серии нерасчлененной, соответствующей на описываемой территории преимущественно ковачинскому и алугинскому горизонтам.
Ильпинскую серию слагают песчано-глинистые сланцы, аргиллиты, алевролиты с конкрециями мергеля, реже -— песчаники, туфы основного и среднего составов, туффиты, кремнистые алевролиты, туфопесчаники. В междуречье Вывенка—Пахача (Б. В. Лопатин, 1977 г.) в серии (805 м) преобладают аргиллиты с подчиненными прослоями кремнистых песчаников и алевролитов, выбеливающихся туфов (2— 3 м), туффитов и с конкрециями мергелей. На востоке п-ова Говена (3. А. Абдрахимов, 1966 г.) аргиллиты, песчано-глинистые сланцы, алевролиты и песчаники флишоидно переслаиваются (мощность слоев 1—50 см) и также содержат конкреции мергелей и линзы ракушников; мощн. 1500—2100 м. На северном побережье Олюторского зал. и в Пылгинских горах (А. А. Коляда, 1975 г.) в ильпинской серии (2700—3050 м) преобладают алевролиты с прослоями песчаников, конгломератов, туфов; в низах серии присутствуют туфы, вулканические брекчии, спилиты, туффиты.
Залегает ильпинская серия на п-ове Говена, на северном побережье Олюторского зал. и в Пылгинских горах несогласно на верхнем мелу; на междуречье Вывенка—Пахача — без видимого несогласия на иночвиваямской свите палеоцена. Ископаемые органические остатки, собранные во многих пунктах, свидетельствуют, по заключению В. И. Богидаевой и Л. В. Криштофович, об эоцен-олигоценовом или чаще позднеэоцен-олигоценовом возрасте ильпинской серии (Yoldia watasei К а и., У. nitida Slod., У. scapha Y о к., У. ex gr. cerussata S 1 о d., У. cf. longissima Slod., У. ex gr. kovatschensis Slod., Trotni-nina japonica T ak., Variamussium cf. pillarense Slod. и др.).
Говенская свита (Р2_3£ц), выделенная Л. А. Анкудиновым [15] в 1951 г., является фациальным аналогом ильпинской серии. Она залегает несогласно на верхнем мелу и на верхнем мелу —палеогене, без видимого несогласия — на иночвиваямской свите палеоцена (ЮЗ п-ова Говена); перекрывается пахачинской свитой нижнего миоцена. Ее слагают туфы и вулканические брекчии базальтов и андезитов, реже — базальты, андезиты, спилиты, перемежающиеся с пачками флишевого строения (глинистые и песчано-глинистые сланцы, аргиллиты, алевролиты, песчаники, туфопесчаники, туффиты, туфоконгломераты) .
На п-ове Говена свита (3490 м) расчленена Л. А. Анкудиновым (1970 г.) на две подсвиты. В нижней подсвите (2570 м) преобладают туфы и вулканические брекчии базальтов, андезитов, реже встречаются базальты (до 80 м), базальтовые и андезитовые порфириты (до 250 м), спилиты (2—30 м). Осадочные породы (прослои и пачки мощн. от 1 до 120 м) содержат остатки Yoldia (Pacifica) chehalinen-sis crassa L. Krisht., У. takinoensis L. Krisht., У. pilvoensis С I., У. watesei К a n., У. cf. olympiana C1., У. nitida Slod., Malletia iner-mis Y о k., M. praekorniana L. Krisht., M. aff. korniana L. Krisht.,
89
с©
Таблица 16
Средний химический состав эоцен-олигоценовых вулканогенных образований
Возраст, свита Порода SlOa тюа А1аО3 ГсаО3 FeO MnO MgO CaO ,NaaO KaO PaO5 H2O П.П.П. Сумма
Эоцен—олигоцен (Псп-жинское вулканическое Липариты (2) 72,77 0,08 16,12 0,60 1,07 0,04 0,34 0,90 4,02 2,43 0,10 — 1,29 99,76
поле) Андезито-дациты (4) 62,55 0,46 18,06 2,15 2,39 0,11 2,29 5,18 3,96 1,33 0,15 — 1,00 99,63
Андезиты (4) 60,06 0,52 17,95 2,28 2,94 0,08 2,92 5,56 3,82 1,67 0,22 1,75 99,77
Андезито-базальты (6) 55,80 0,72 17,22 3,41 3,95 0,11 4,30 6,86 3,88 1,20 0,29 1,42 0,28 99,44
Базальты (8) 47,24 1,29 17,12 4,55 5,87 0,19 7,80 8,93 3,05 0,82 0,39 1,88 0,92 100,05
Эоцен—олигоцен (Ла- мутско-Пархоиайское Липарито-дацпты (3) 62,29 0,39 15,31 1,95 1,33 0,04 0,98 2,12 4,03 3,33 0,07 1,25 1,35 101,44
поле) Дациты (3) 65,43 0,57 16,18 2,03 2,02 0,07 2,28 3,85 4,00 1,88 0,15 1,41 1,27 101,14
Андезиты (3) 58,59 0,80 17,66 2,65 3,72 0,13 4,00 6,32 4,09 0,85 0,20 1,14 0,91 101,06
Велолныкская свита Липариты (11) 75,96 0,15 12,32 1,02 1,09 0,02 0,48 1,26 2,59 3,34 0,08 1,13 1,04 100,48
Липарпто-дациты 69,39 0,55 14,22 2,13 2,23 0,03 0,60 2,91 3,17 2,68 0,17 0,88 0,64 99,63
Дациты (12) 64,95 0,61 15,93 2,32 2,33 0,08 0,41 4,30 3,54 1,86 0,18 1,04 1,05 98,60
Андезито-дациты (1) 62,72 0,64 17,89 5,15 0,64 0,06 0,78 4,97 3,30 1,66 0,37 — 0,36 98,51
Андезиты (17) 60,04 0,77 16,08 2,86 3,33 0,12 3,63 6,23 3,40 1,43 0,19 1,14 1,61 100,83
Примечание. В скобках указано количество анализов.
Variamussium aff. pillarense Slod., Thyasira ex gr. smekhovi Ko d. и др.
В верхней подсвите (920 м) преобладают туфы и вулканические брекчии базальтов и андезитов и почти полностью отсутствуют осадочные породы. Fla западном побережье п-ова Говена в ней собраны Yoldia aff. takinoensis L. Krisht, Y. ex gr. kovatshensis Slod., Y. cf. pilvoensis Slod., Y. ex gr. nitida Slod., Thyasira ex gr. smekhovi К о d. По заключению В. И. Богидаевой и А. Д. Девятиловой, комплексы фауны из обеих подсвит характерны для позднего эоцена — олигоцена и сходны с комплексом ильпинской серии.
Северо-восточнее, в районе оз. Потат-Гытхын говенскую свиту (1200 м) слагают туфы базальтов и андезитов, кремнистые породы, реже — алевролиты, песчаники, туффиты, базальты и андезито-базальты. Основание ее не вскрыто. Комплекс фораминифер Ammodis-cus incertus d’Orb igny, Cyclammina amplectens Grzyb., C. pacifi-ca Beck., C. japonica Asano, Dendrophrya robusta Grzyb. и др., по заключению М. И. Полещук, свидетельствует о позднеэоценовом возрасте отложений; присутствие Cyclammina japonica не исключает и самого раннего олигоцена.
На южном склоне Пылгинских гор А. А. Коляда (1980 г.) наблюдал непосредственные фациальные замещения вулканогенных пород осадочными и постепенный переход говенской свиты в ильпинскую серию. Фаунистический комплекс говенской свиты содержит формы, многие из которых характерны для ковачинской (верхний эоцен) и алугинской (олигоцен) свит ильпинской серии: Solemya dalli Clark, Yoldia cf. caudata Khom., У. watasei Kan. и др. (определения (В. И. Богидаевой). Возраст говенской свиты по решению МРСС 1974 г. в г. Петропавловске-Камчатском принят палеогеновым. Анализ приведенных материалов свидетельствует об эоценовом — олиго-ценовом возрасте свиты, скорее даже позднеэоценовом—олигоцено-вом.
Олигоцен
Олигоцен представлен терригенными отложениями маметчинского п-ова, СВ Пенжинской губы и бас. Таловки; к нему также отнесены алугинская, авековская, ратэгинская и змейковская свиты и агликич-ская толща.
О л и г о ц е н (Рз) на Маметчинском п-ове, на СВ Пенжинской губы и в нижнем течении Таловки представлен песчаниками, конгломератами, глинами, туфами липаритов, туфоалевролитами, туфопес-чаниками, трепелами, лигнитами, каменным углем. Он несогласно залегает на нижнем и верхнем мелу и на вулканитах эоцена-олигоцена и согласно на верхнем эоцене. На Маметчинском п-ове эти отложения (450 м) ранее относились к чемурнаутской свите верхнего эоцена, к южнинской свите или тигильской серии среднего—верхнего эоцена (М. А. Пергамент, 1954 г., А. Д. Кочеткова, 1954 г.; В. П. Похиалай-нен и В. П. Василенко, 1961 г., 1971 г.). Дополнительное изучение остатков фауны позволили А. Д. Девятиловой (1980 г.) установить в комплексе олигоценовые виды V ertipecten alexclarki A d d i с о t, Eucrassatella cf. amaninensis L. Krisht., Solen curtus Conr., Cyclocardia (Cyclocardia) vagisana Kog.
На СВ Пенжинской губы близ устья Таловки олигоцен (песчаники, конгломераты, прослои пепловых туфов и лигнитов, мощн. 195 м) согласно залегает на фаунистически охарактеризованном верхнем эоцене и сопоставляется А. Д. Девятиловой с аманинско-гакхин-ским горизонтом 3. Камчатки. В нижнем течении Таловки (С. Д. Ше-лудченко, 1981 г.) олигоцен (290 м) залегает с размывом на велол-
91
ныкской свите, на различных горизонтах нижнего мела и на раннемеловых габбро и гипербазитах. Низы его (130 м) слагают разнозернистые песчаники с линзами гравелитов, туфоалевролитов, конгломератов; верхи (160 м)—игнимбриты и туфы липаритов, туфопесчаники, туфогравелиты, туфодиатомиты, трепела, линзы углей и туфоси-деритов. По заключению М. А. Ахметьева, отпечатки Tsuga sp.. Metasequoia occidentalis (Newb.) Chaney, Myriophyllym sp. и др. из низов толщи характерны для олигоцена, отпечатки Alnus schmalhau-senii Grub., Carpinus ex gr. laxifora Blume, Zelkova ungeri Kovats., Metasequoia occidentalis (Newb.) Chaney, Acer sp., Ulnius sp., Tsuga sp. и др. из верхов ее — для позднего олигоцена, возможно,—для раннего миоцена (аквитанский ярус).
Алугинская свита (P3aZ), выделенная В. И. Голяковым (1966 г.) на Ильпинском п-ове, соответствует одноименному биостра-тиграфическому горизонту. Она распространена на Ильпинском п-ове, на левобережье Вывенки (от зал. Корфа до пос. Хаилино), в бас. Па-хачи и Ачайваяма, согласно залегает на ковачинской свите верхнего эоцена и перекрывается пахачинской свитой миоцена. Ее слагают глинистые алевролиты, аргиллиты, глины, глинистые и туфогенные песчаники, реже туфы; характерны известковистые и мергелистые конкреции.
На Ильпинском п-ове (В. И. Голяков, 1980 г.) преобладают глинистые алевролиты с прослоями (0,1—0,3 м) песчаников и конкрециями мергеля; в основании — песчаники, реже — конгломераты. Мощн. 850 м. Остатки фауны принадлежат Acila getty sb игgensis Reag., Yoldia watasei К a n., Y. longissima Slod., Malletia korniana L. Krisht., Periploma kariboensis L. Krisht., Trominina japonica T a k., Ancistrolepis bicordata Hat. et Koike и др. Л. И. Берсон и др. [32] в свите (1160 м) западного побережья Ильпинского п-ова выделяют три части: нижнюю (203 м)—глины (преобладают), туффиты, алевролиты, песчаники (слои с Profulvia matschigarica); среднюю (565 м) —глины и алевролиты [слои с Acila (Acila) praedivaricata alugiensis, Ancistrolepis modestoidea] и верхнюю (395 м) — глины и алевролиты с карбонатными конкрециями (слои с Mytilus miocenum, Bathybembix sachalinensis).
На западном побережье зал. Корфа алугинская свита (верхне-ильпннская подсвита В. М. Ковалева, 1968 г.; верхняя толща ильпинской серии В. Ф. Мишина, 1983 г.) имеет мощн. 1050 м. Аргиллиты и алевролиты содержат прослои песчаников, линзы гравелитов и конгломератов, изредка (в нижней части) —туфы и вулканические брекчии. Свита охарактеризована комплексом олигоценовой фауны.
К СВ состав и строение свиты меняются. В бас. Авьяваяма, по Л. А. Анкудинову и В. К. Рожковой (1970 г.), относившими ее к верхней подсвите ильпинской свиты, она имеет монотонно ритмичное строение (мощность ритмов от 1 —10 до 50 см). В ней (1650 м) неравномерно переслаиваются аргиллиты, алевролиты, песчаники, туфопесчаники, редкие пачки (40—200 м) алевролитов и аргиллитов,, прослои (5—6 м) туфопесчаников, линзы гравелитов и мелкогалечных конгломератов; мергелистые конкреции слагают не выдержанные по простиранию маломощные (до 0,3 м) прослои и линзы. В основании свиты — маркирующий горизонт зеленовато-серых туфов и вулканических брекчий андезитов и базальтов и конгломерато-брекчий.. Остатки фауны характерны для олигоцена.
Далее к СВ (вверх по течению Авьяваяма и на междуречье Авья-ваям—Тылговаям) вновь преобладают аргиллиты с известковистыми конкрециями; алевролиты, песчаники, гравелиты и конгломераты играют незначительную роль, примесь туфогенного материала исчезает..
92
Э. С. Алексеевым и И. А. Кузнецовой вначале эти отложения относились к верхней полсвите ильпинской свиты, позднее Э. С. Алексеевым-(1979 г.)—к алугинской свите. Остатки фауны Acila (Acila) praedivaricata alugiensis P г о n, Cyclocardia ilpinensis Pron., Clinocardium asagaiense M a k., Liocima furtiva Yok., Laternula (Aelga) besshoensis Yok., Mya grewingki Mak., Periploma kariboensis L. Krisht., Nucu-lana (Sacella) cf. snatolensis Slod., Solen conradi Dall и др. характерны, по И. Г. Прониной, для олигоцена.
В бас. Пахачи (Н. В. Устинов, 1972 г.) алевролиты (1500 м) с послойными известковистыми конкрециями, редкими пластами песчаников и рассеянной галькой содержат остатки Yoldia angusta L. Krisht., У. nitida Slod., Periploma kariboensis L. Krisht., Tro-minina japonica T a k. и др. В бас. Ачайваяма в алугинскую свиту выделены алевролиты, аргиллиты и песчаники с прослоями и линзами (0,5—20 м) гравелитов, конгломератов и туфов основного состава, относившиеся ранее (А. Б. Цукерник, 1974 г.) к ильпинской свите. В низах свиты — пачки (10—15 м) флишоидного переслаивания алевролитов, аргиллитов и песчаников. Остатки Acila gettysburgensis Reag., Yoldia watasei Kan., Y. longissima Slod., Venericardia amaniensis. L. Krisht., V. striata L. Krisht., Trominina japonica T ak. и др. характерны для алугинской свиты.
Авековская свита (Р3ап), выделенная Е. С. Бобиным [64] и распространенная на С п-ова Тайгонос, в бас. Колымака и Кечичмы и на СЗ Пенжинской губы, залегает на размытой поверхности кы-тыймской свиты эоцена и перекрыта миоценом. По В. М. Гундобину и Ю. С. Некрасовой (1981 г.), ее слагают пески, песчаники, глины, галечники, алевролиты с прослоями и линзами лигнитов и бурых углей. Спорово-пыльцевой спектр, по Е. Н. Стефанович, характерен для. авековской свиты более западных районов; массовые скопления в бас. Колымака остатков Metasequoia disticha (Heer) Miki характерны, по А. И. Челебаевой, для олигоцена. Возраст свиты по Решениям, второго МРСС в Магадане (1978 г.) олигоценовый.
Р атэгинска я свита (P3rf), выделенная А. Г. Погожевым [16, 64] в 1959 г. на В Пенжинской губы, в бас. Подкагерной, залегает согласно на иргирнинской свите верхнего эоцена и с угловым несогласием на кинкильской свите среднего эоцена. А. Г. Погожевым свита (570—680 м) расчленена на три подсвиты: нижнюю (270— 280 м) — песчаники глауконитовые, конгломераты, алевролиты, прослои глин с Yoldia matschigarica L. Krisht., Chlamys gackhensis L. Krysht., Lithophaga tumiensis Laut. и др.; среднюю (150— 200 м) — песчаники, в основании со сливными кварцевыми песчаниками (1,5 м) и бентонитовыми глинами с Nuculana miocenica L. Krisht., Yoldia longissima Slod., Anomia (Pododesmus) schmidti L. Krisht. и др.; верхнюю (150—200 м)—грубозернистые песчаники с многочисленными известковистыми конкрециями и алевролиты с Yoldia cerrusata S 1 о d., У. longissima S 1 о d., Chlamys branneri A r n., Nemocardium sachalinensis Laut. и др. По заключению Л. В. Криштофович и А. Д. Девятиловой, ратэгинская свита соответствует ама-нинско-гакхинскому горизонту олигоцена. На карте свита дана нерас-члененной.
Агликичская толща (₽3ag) была выделена Б. X. Егиазаро-вым [15] в 1965 г. в бас. Агликича, Майна и Черной. Впоследствии отложения стратотипической местности большинством исследователей отнесены к эоцену. В настоящее время к агликичской толще вслед за А. А. Алексеевым (1980 г.) отнесены отложения бас. Б. Куйбивеема (600 м), содержащие олигоценовую фауну и залегающие с размывом на майнской толще эоцена и с угловым несогласием на мелу. В толще преобладают песчаники, часто глауконитсодержащие, иног
93
да известковистые, с редкими линзами (до 1,5 м) конгломератов и гравелитов, с конкрециями песчанистых известняков и известковистых песчаников, с прослоями алевролитов, иногда мелких линзочек углей. Здесь собраны в нижней части толщи Nucula tumiensis L a u t., Ostrea gackhiana L. Krisht., Clinocardium asagaiense M a k., Mya grewingki Mak., Papyridea utcholokensis Slod. и др., характерные, по И. Г. Прониной и В. Н. Синельниковой, для олигоцена.
Змейковская свита (P3zm), выделенная Е. Е. Белковым [64] на р. Змейка (к В от территории), в бас. р. Первая Талакайр-хын (левый приток Опухи), залегает без видимого углового несогласия на породах вычхынейской свиты среднего эоцена и несогласно перекрывается талакайской свитой миоцена. Свиту (1100 м), по Н. Ф. Савочкину (1981 г.), слагают песчаники разнозернистые (преобладают) с известковистыми конкрециями и обугленной древесиной, аргиллиты (25 м), алевролиты (15 м), конгломераты и каменный уголь (до 0,2 м). Пелециподы Thyasira clarki L. Krisht., T. ex gr. smekhovi К о g., Cardita tumiensis К h о m., C. nairoensis L. Krisht., Ostrea ex gr. gackiana L. Krisht., Acila (Acila) praedivaricata Nag. et H u z., Pododesmus schmidti L. Krisht., Yoldia watasei К a n. и др., по заключению Л. В. Криштофович, характерны для олигоцена.
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
Миоцен
Большая часть стратиграфических подразделений миоцена (табл. 17, 18) привязана к двум Унифицированным схемам, принятым на МРСС 1974 г. в г. Петропавловске-Камчатском [32] и утвержденным МСК СССР в 1976 г. [51]. По Унифицированной схеме В. Камчатки в Олюторско-Восточно-Камчатской структурно-фациальной зоне выделены пахачинская свита и корфовская серия, первая из которых соответствует пахачинскому горизонту (нижняя часть миоцена), вторая — медвежкинскому и классическому горизонтам (верхняя часть миоцена). В миоцене Корякско-Западно-Камчатской структурно-фациальной зоны по Унифицированной схеме 3. Камчатки выделены снизу вверх ирваямская, ильинская, какертская, этолонская и эр-мановская свиты.
Первая из них по стратиграфическому положению соответствует утхолокско-вивентекскому и кулувенскому горизонтам, остальные представляют подразделения кавранской серии 3. Камчатки и соответствуют ильинскому, какертскому, этолонскому и эрмановскому горизонтам. На В территории к нижней части миоцена относятся ун-дал-уменская и талакайская свиты, сопоставляющиеся, по В. И. Волобуевой и Л. Л. Красному [14], с кулувенским и частично ильнн-ским горизонтами 3. Камчатки и с нижней половиной пахачинского горизонта В. Камчатки. К нерасчлененному миоцену отнесены вулканогенная автоваамская толща и осадочные отложения.
Пахачинская свита (Nip/i), выделенная В. А. Ярмолюком в бас. Пахачи, согласно залегает на ильпинской серии и местами несогласно на мелу, перекрывается несогласно корфовской серией. На левобережье Пахачи с угловым несогласием на верхнем мелу, по Н. В. Устинову (1972 г.), залегают:
Мощн., м
1. Песчаники мелкозернистые с растительным детритом... 100—200
2. Алевролиты с прослоями (0,1—0,5 м) известковистых песчаников с известковистыми конкрециями, с остатками Malletia inermis Y о k., Periploma (Aelga) besshoense Y о к. и др. в нижней части и Yoldia chojensis S i m.,
94
У. ex gr. caudata К h о m., Malletia inermis Y о к., Liocyma fluctuosa Gould., Polinices galianoi Dall и др. — в средней части (определения Л. В. Криштофович) . ..................................................... 1200
3. Песчаники с маломощными прослоями известковистых песчаников с Laevicardium pakhatschense L. Krisht., Liocyma fluctuosa Gould., Tellina aragonia Dall и др......................................................... 200
4. Гравелиты, мелкогалечные конгломераты и глинистые песчаники в пач-
ках по 20—100 м с редкими прослоями известковистых песчаников и гравелитов ; в верхах — обломки углефицированной древесины и линзы (до 0,5 м) бурых углей.............................................. . . . 600—800
2100-2400
На побережье Олюторского зал., между устьем Имки и низовьями Пахачи (А. А. Коляда, 1980 г.) низы пахачинской свиты, согласно залегающей на ильпинской серии, слагают алевролиты (1000—1100 м), верхи (570—620 м) — песчаники, алевролиты, аргиллиты, гравелиты с мергелистыми известковистыми конкрециями, бурые угли (0,2— 3 м). В низах и верхах свиты — богатый комплекс миоценовых пелеципод (заключение В. И. Богидаевой). Севернее, вдоль долины Вывенки распространены морские грубообломочные породы (700 м); в районе горы Белой среди них присутствуют андезиты, андезито-ба-зальты, дациты и их туфы и вулканические брекчии; мощн. свиты до 900 м. На Ильпинском п-ове, в бас. Альховаяма и Энынгваяма В. И. Голяковым (1967 г., 1980 г.) в пахачинскую свиту условно включены дациты и липарито-дациты (700 м). На всех других участках свита представлена осадочными отложениями с обильными остатками, позволяющими, по заключениям Л. В. Криштофович, В. И. Богидаевой, А. Д. Девятиловой, И. Г. Прониной и др., относить ее к миоцену (нижней части).
К пахачинской свите отнесена илышская свита В. И. Голякова (1967 г., 1980 г.)—конгломераты, песчаники, алевролиты с фауной, залегающая на восточном побережье зал. Анапка, к ЮВ от устья Альховаяма на пахачинской свите. Так как верхняя часть пахачинской свиты соответствует ильинскому горизонту, выделять здесь отдельно ильинскую свиту излишне.
Ундал-уменская свита (Njtm), выделенная И. М. Русаковым к В от района, на правобережье Комеутюяма (Н. Ф. Савочкин, 1980 г.), с угловым несогласием залегает на верхней юре — нижнем мелу. Она состоит из валунных и мелкогалечных конгломератов, средне-мелкозернистых песчаников и алевролитов (600 м). Остатки Pododesmus cf. makroschima Desh., Mactra (Spisula) aff. selbjensis Pack., M. elongata Laut., Echinarachnius blankoensis (Kew.) var. ehteringtoni W e a v. позволяют, по мнению Л. В. Криштофович и О. И. Шмидт, относить ее к среднему миоцену.
Талакайская свита (N^Z) выделена И. М. Русаковым по р. Вторая Талакайрхын, где без видимого несогласия залегает на змейковской свите (Н. Ф. Савочкин, 1980 г.). Свиту (320 м) слагают разногалечные конгломераты с прослоями песчаников (до 15 м) и пачками (30 и 34 м) чередующихся песчаников (от 10—15 до 2—3 м) и конгломератов. Остатки растений Corylus macquarrii (Forb.) Heer, Alnus schmalhausenii Grub., A. alnifolia (Goepp.) Holl., A. alaskana Newb., Metasequoia disticha (Heer) Miki и др. позволяют, по заключению А. Ф. Ефимовой, с учетом стратиграфического положения отнести ее предположительно к миоцену [14]. К талакай-ской свите предположительно отнесены чередующиеся (0,1—3 м) пески, песчаники и супеси (80 м) с остатками Nuculana oschneri (Anderson et Martin) var. elmena Ether., Acila (Truncacila) Conradi Mik., залегающие, по В. А. Грецкому (1977 г.), на правобережье Иумываама на мелу и перекрытые автоваамской толщей миоцена.
95
Схема сопоставления неогеновых отложений Корякско-Западно-
Отдел Унифицированные горизонты Корякско-3 ападно-К амчатск ая зона
3. Камчатки В. Камчатки Бассейн р. Пустой Северное побережье Рекинникской губы
Плиоцен Энемтен-ский Парапольская свита N2pr. Галечники, пески. 20 м
Миоцен Эрманов-ский Классический Эрмановская свита Njer. Песчаники, алевролиты, конгломераты, бурые угли. 280 м Эрмановская свита Nier. Песчаники, галечники. 75 м
Этолонский Медвеж-кинский Этолонская свита Песчаники, конгломераты. 420 м Этолонская свита NjeZ. Песчаники, конгломераты, туфопесчаники. ПО м
Какертский Какертская свита NifeA. Песчаники, алевролиты. 100 м Какертская свнта Nj/г/г. Конгломераты, туфопесчанн-ки. 120—280 м
Ильинский Пахачин-ский Ильинская свита NitZ. Конгломераты, песчаники, алевролиты. 100 м Ильинская свита Nii7. Конгломераты, туфопесчаники. До 250 м
Kv лувенский Утхолок-ско-вивен-текский Ирваямская свита N'|ir. Песчаники, глины, лигниты. 400—450 м
.Подстилающие породы ₽srZ ₽2-3^
96
Таблица 17
Камчатской и Олюторско-Восточно-Камчатской зон
Олюторско-Восточно-Камчатская зона
Север Ильпинского п-ова, зал. Корфа
Корфовская серия Nj/гг. Туфопесчаники, алевролиты, конгломераты, бурые угли, андезиты, базальты, их туфы. 700—1270 м
Пахачинская свита Niph. Песчаники, конгломераты, алевролиты, аргиллиты, дациты, липарито-дациты. До 600—700 м
₽3а/
Пахачинская свита Niph.
Конгломераты, песчаники, алевролиты, бурые угли, андезиты, дапиты, туфы.
800—900 м
Корфовская серия N^r.
Андезиты, базальты, песчаники, конгломераты, туфы, туффиты, алевролиты, бурые угли.
Верховья р. Вывенки
Бас. рек Пахачи и Апуки
₽2-3^
500—600 м
Корфовская серия Niftr.
Конгломераты, песчаники, аргиллиты, бурые угли, андезиты, базальты, туфы.
Рад. возр. К
7—16±5 млн. лет.
550—1000 м
Пахачинская свита Niph.
Песчаники, алевролиты, конгломераты.
До 2000—2400 м
Кзйс, ₽зо/
7 Зак. 362
97
CO
00
Таблица 18
Схема сопоставления неогеновых отложений Тайгоносско-Мургальской, Пенжинско-Анадырской и Корякской зон
Отдел Унифицированные горизонты 3. Камчатки Тайгоносско-Мургальская зона Пенжинско-Анадырская зона Корякская зона
Западное побережье Пенжинской губы, п-ов Тайгонос Северо-восточное побережье Пенжинской губы в районе м. Астрономический Северное побережье Пенжинской губы в районе устья П енжипы Бас. рек Майна и Пальматкиной Бас. рек Великой и Хатырки Бас. среднего течения Опухи.
Миоцен 1 Плиоцен 1 Энемтен-ский Эрманов-ский Этолоискии Какертский Ильинский Кулувеп-ский п г ЛА К ш г/ TI лг ал ИС он ПС1 ШЕ л, 0J еч )Ц( гл 4, 1Ы б) хеь ни и ом aj фЕ КН N Cf ег ICC ЯС <2 1-ат Рс KI У ГО} гы ш I, гл >Ф п 1TI ли 1. 1 ос Я, ГН 10 6 ча и- 0 м м IV К сз ГИС ОН /'ГД )Ц( гл 1И1 ill OJV IK N ₽1 I, )аг то гы р<| 80 п ес 12 ки 0 м м Б ai Р п ио 13 1Д ад - це ал 53Е -U Н ьт 1Т( ю: Н ы, sp. :5 ai lai В м 1Д ХИ лн ез гы ИТ тет ы, Эг п HI А N Л и Р )М ес я. ВТ 1« иг к ал ан к и ов V. ia[ ГУ ов , с аг )И фь во СК уг М( гы I. ф ая Л1 ж CI HP 1Я ЦП ип ш, тс ди г al г 2 )Л1 гы ли 5 ца 1 ?г м Плиоцен N-J. Базальты. Рад. возр. К 4,9—5,4 млн. лет. 180200 м Миоцен (?) N|(?). Галечники, пески, углистые алевролиты, бурые угли. 200—230 м А N Д п; Д1 Р 1 Г N К U1 ВТ |С1 ап ipi ‘31 ад 1Л он IK ов и. пт 4Т ITI - : а к гл 1. аа ы я, л. ВО. ай ОIV мс и бс Ф л л I СК Cf Кс X 13с В г : ая ап 1Я ту 1Л1 лс I с гы тс фь УГ1 т. Z BI г )Л1 I, я, 48 та ес 32 Ца ли-ан- 0 м ча- 0 м
Утхолок-ско-впвен-текский 400 -450 м 16—21 млн. лет. 210 м
Подстилающие породы Кь Рз ₽2—3 РзО^, Pipl Р2-3 P3?m
Корфовская серия (Ni&r), утвержденная на МРСС 1974 г. в Петропавловске-Камчатском, на С Ильпинского п-ова, в бас. Вывенки, Пахачи и Апуки залегает несогласно на пахачинской свите и более древних отложениях и перекрывается с угловым несогласием вулканитами нижнечетвертичной апукской свиты. Она представлена прибрежно-морскими, континентальными угленосными и вулканогенными фациями. Стратотипический разрез угленосных отложений сепии описан А. Н. Челебаевой [74] и В. Н. Синельниковой в обрывах морского берега к С от м. Окно до Корфовской косы, где ими выделены медвежкинская и классическая свиты.
Нижняя граница медвежкинской свиты проводится над андезитами (100 м), залегающими на «ежовом» горизонте, венчающем морские слои. Медвежкинская свита (500 м), сложенная четырехчленными циклами с конгломератами в основании, туфогенными песчаниками, алевролитами, бурыми углями и пелитовыми туффитами вверху, содержит Metasequoia occidentalis (Newb.) Chan., Glypto-strobus europaens (Brongn.) Ung., Larix preobrajenski Krysht., Populus balsamoides Goepp., Juglans acuminata А. В r., Carya kam-tschatica Krysht., Fagus antipovii Heer, Ulmus carpinoides Goepp., Cercidiphyllum crenatum (Ung.) Brown, и др. (определения А. И. Челебаевой). Классическая свита (туфогенные песчаники, алевролиты, аргиллиты, лигниты; мощн. 550 м) залегает согласно на медвежкинской и отличается от нее меньшей насыщенностью углями и более низким метаморфизмом их; содержит Picea anadyrensis Krysht., Salix kenaina Wolfe, Popylus korfiensis C h e 1 e b., Juglans acuminata A. В r., Alnus kefersteini (Goepp.) Ung. и др. (определения А. И. Челебаевой).
Выделенные по этим свитам и утвержденные МСК в 1976 г. горизонты сопоставляются с унифицированными горизонтами 3. Камчатки: медвежкинский — с какертским и этолонским, классический — с эрмановским. В практике геологосъемочных работ названия свит не привились. На том же побережье зал. Корфа и междуречье Вывен-ка — Энынгваям корфовская серия расчленена В. Ф. Мишиным (1980 г.) на две толщи, а толщи — на пачки; нижняя пачка (100— 200 м) нижней толщи с Yoldia chojensis Sim., Y. traciaeformis St or. и др., по мнению А. И. Челебаевой, принадлежит пахачинской свите. В. Ф. Мишин сопоставляет ее с низами медвежкинской свиты, а верхнюю (угленосную) пачку (570 м) с отпечатками растений и остатками Mytilus ochotensis Slod., Масота optiva У о k., М. cf. nasuta С on г., Муа arenaria Lin., Tellina aragonia Dall, Clinocardium de-coratum (Crew.) и др.—с медвежкинским и классическим горизонтами. Верхняя толща (700 м) сложена андезитами, андезито-базаль-тами, базальтами и их туфами.
На других участках корфовская серия не расчленена. К 3 от зал. Корфа, в бас. Энынгваяма, Альховаяма, Луэрваяма, по данным В. И. Голякова (1980 г.), андезиты, слагающие приводораздельные пространства, замещаются их туфами и вулканогенно-осадочными отложениями. Вулканиты верхней части серии на правобережье Вывенки образуют крупное вулканическое поле, вытянутое с ЮЗ на СВ более чем на 130 км при ширине от 30 до 50 км. На ЮВ они несогласно перекрывают отложения пахачинской свиты и ильпинской серии и согласно залегают на осадочных отложениях корфовской серии, на СЗ налегают на верхний мел. Их рад. возр. К — от 5 до 27 млн. лет, что в основном соответствует миоцену; чаще всего встречаются значения 10 -15 млн. лет (А. И. Поздеев и др., 1975 г.). В долине Вывенки (Э. С. Алексеев, 1980 г.) угленосные отложения корфовской серии (1000 м) содержат значительную примесь туфогенного материала. Спорово-пыльцевой спектр средней части разреза, по
7*
99
Г. Д. Давыдовой, характерен для верхней части медвежкинской свиты и классической свиты.
В бас. Пылговаяма, Пахачи, Апуки, Апукваяма, в Пахачинской и Апукском хребтах корфовскую серию (500 1900 м) слагают андезиты, андезито-базальты, базальты, дациты, липариты, их туфы, ту-фоконгломераты, туфопесчаники, песчаники, туффиты, аргиллиты и бурые угли. Вулканиты обычно приурочены к верхам серии, угленосные отложения — к низам. Наибольшая мощность отмечена на С Апукского хребта в верховьях Ачайваяма (Г. А. Закржевский, 1972 г.), где серия сложена вулканитами среднего и кислого состава.
Изредка в корфовской серии присутствуют растительные остатки, еще реже (в нижней части серии) — фаунистические. На левобережье Вывенки, в горах Хакинан в основании ее А. А. Колядой (1980 г.) собраны многочисленные остатки фауны, среди которых обнаружен Yolutopsis? kamtschatica Ilyina, типичный, по А. Д. Девятиловой,. для этолонской свиты. В бас. Агваяма Н. В. Устиновым (1972 г.) были найдены Pitar cf. kavranensis Slod., P. cf. gretschischkini Slod. и Cardita cf. crebricostata Krause, также известные, по мнению Л. В. Криштофович, в этолонской свите Камчатки. На правом берегу Апуки близ пос. Ачайваям в терригенных отложениях нижней части серии содержатся (А. Б. Цукерник, 1974 г.) остатки Масота calcarea G m е 1., Муа truncata L., Modiolaria krishtofovichi S i m., Clinocardium brooksi McNeil, Tellina olutorckiensis L. Krisht., Liocyma fluctuosa G о u 1 b., по А. П. Ильиной, .миоценового возраста. Отпечатки листьев Alnus cardata Desf., Juglans nigella Heer, Salix cf. alaskana Holl, и др. (бас. среднего течения Пахачи) свидетельствуют о позднемиоценовом возрасте серии.
Вулканиты корфовской серии высокоглиноземистые, известковощелочные с преобладанием окиси натрия над окисью калия (см. табл. 19). Кислые вулканиты серии богаче щелочами сходных по-кислотности палеогеновых вулканитов велолныкской свиты.
Ирваямская свита (Nitr) выделена А. Г. Погожевым по руч. Ирваям — притоку Подкагерной [64J. Она с размывом залегает на ратэгинской свите и несогласно перекрывается конгломератами илышской свиты. А. Г. Погожевым и В. И. Голяковым (1959 г.) в нее объединены континентальные отложения (400—450 м) — разнозернистые рыхлые желтовато-серые и зеленовато-бурые песчаники с редкими прослоями коричневых глин и лигнитов (10—15 см). Породы неслоистые и грубослоистые с рассеянной галькой и гравием, с растительным детритом и обломками древесины. По стратиграфическому положению она соответствует утхолокско-вивентекскому и кулувен-скому горизонтам 3. Камчатки.
Кавранская серия. Ильинская свита (NjiZ), выделенная на Камчатке, на рассматриваемой территории — в бас. рек Пустой, Подкагерной, Ткаправаям, Куйвиваям, в береговых обрывах Рекинникской губы залегает с размывом на верхнем мелу и различных горизонтах палеогена и несогласно на ирваямской свите. Ее слагают конгломераты, меньше — песчаники, алевролиты, гравелиты, туфогенные и известковистые песчаники. В бас. Пустой (А. Г. Погожев, 1959 г.) свита (100 м) внизу содержит конгломераты с прослоями (2-—3 см) трепеловидных алевролитов и линзами (0,5—0,8 м в длину) углистых аргиллитов и лигнитов, вверху — конгломераты (дек 15 м), песчаники (8—12 .м), прослои (0,2—0,3 м) известковистых песчаников и ракушников. В истоках Ткаправаяма она представлена пластом конгломератов мощн. 4 м, в бас. Куйвиваяма и на побережье Рекинникской губы (С. В. Бочков, 1983 г.) — конгломераты (24 — 147 м), в верхней части с прослоями туфопесчаников и туфогравели-тов. Остатки Hemytyris psittacea С h е m n., Nuculana cf. chehalisen-
100
sis Weav., Yoldia nabiliana Sim., Macoma calcarea Gmel., M. echa-biensis Slod., Mactra (Spisula) cf. polynyma S t i m p. var. voyi Gabb и др., по заключению Л. В. Криштофович и А. Д. Девятиловой, характерны для Ильинского горизонта.
Какертская свита (ГДЛ#), выделенная Б. Ф. Дьяковым на п-ове Камчатка, на описываемой территории — в бас. Пустой, Ткап-раваяма и Куйвпваяма и в береговых обрывах Рекинникской губы согласно, с постепенным переходом залегает на ильинской свите. По А. Г. Погожеву (1959 г.), в бас. Пустой и Ткаправаяма свиту (100м) слагают трепеловидные песчаники и алевролиты с известковистыми конкрециями, диатомитами, глинами; в верхах ее преобладают полимиктовые песчаники. В верховьях р. Пустой в ней появляются грубозернистые песчаники (1—1,5 м) с галькой и линзы гравелитов. На побережье Рекинникской губы и в бас. Куйвпваяма (С. В. Бочков, 1983 г.) чередуются гравелиты, конгломераты и туфопесчаники с единичными прослоями туфов андезитов и андезито-дацнтов; мощность свиты с ЮЗ на СВ уменьшается от 282 до 121 м. Свита соответствует какертскому горизонту 3. Камчатки, содержит остатки Nuculana та-jamraphensis К horn., Yoldia chojensis Sim., Y. alia Slod., Thyasira disjuncta var. nipponica Yabe et Namur a, Macoma optiva Tok. и др.
Этолонская свита (Nje/), выделенная Б. Ф. Дьяковым на п-ове Камчатка, в районе согласно залегает на какертской свите. По рекам Пустой, Ткаправаям, Куйвиваям свиту (ПО—420 м), по А. Г. Погожеву (1959 г.) и С. В. Бочкову (1983 г.), слагают грубозернистые песчаники с многочисленной рассеянной галькой, разногалечные конгломераты с прослоями ракушников и трепеловидных пород с остатками фауны, типичной для этолонского горизонта: Acila kamtschatica Jlyina, Yoldia ochotensis К horn., Mezuhopecten slodke-witschi S i m., Pododesmus macroschisma D e s h., Cardita kavranensis Slod., Clinocardium corbis Mart., Serripes ochotensis Ilyina, Tellina pulchra Slod. В бас. Куйвпваяма и на побережье Рекинникской губы мощность свиты уменьшается, появляются туфопесчаники с редкими прослоями глин и туфов дацитов. В бас. Алхавитоваяма распространены разнозернистые песчаники, конгломераты, аргиллиты, бурые угли (0,1—0,2 .м) и лигниты; в песчаниках — отпечатки листьев березы и ивы плохой сохранности.
Эрмановская свита (N,er), выделенная Б. Ф. Дьяковым на п-ове Камчатка, в бас. Пустой залегает согласно, с постепенным переходом на этолонской свите (А. Г. Погожев, 1959 г.), в долине Энынг-ваяма (В. И. Голяков, 1980 г.)—с размывом на пахачинской свите; она перекрывается нижнечетвертичными эффузивами. В Пусторецкой впадине низы ее слагают песчаники, алевролиты, аргилиты, бурые угли (до 2 м), трепела, лигниты, верхи — разнообломочные туфы андезитов и конгломераты; мощн. 280 м. На побережье Рекинникской губы, по С. В. Бочкову (1983 г.), свиту (75 м) слагают песчаники с прослоями лигнитов и обломками стволов деревьев, гравийники и галечники.
В Пусторецкой впадине свита содержит отпечатки листьев Alnus cf. nostratus U n g., Juglans acuminata Braun., Ramnus ex gr. cos-tata Max., Viburnum aequale Holl., Salix varians Goepp., Ulmus cf. carpinoides Goepp., определенные А. Ф. Ефимовой, шишки Tsuga minuta V a s s k., Pinus monticola D a u g 1., определенные А. П. Вась-ковским. Флора характерна для эрмановского горизонта. На южном побережье Рекинникской губы, по данным С. В. Бо.кова и М. А. Назаровой (1983 г.), обнаружены шишки Pinus nazarovae sp. nov., Pi-cea bilibinii Vassk., Larix vasskovskii Ch el eb., L. lakicina (Du
101
Koi) К. Koch., по заключению М. А. Ахметьева, позднемиоценового или раннеплиоценового возраста.
К эрмановской свите отнесены отложения (25 м) северной части Парапольского дола и левобережья Майна, с размывом и угловым несогласием залегающие на пальматкинской толще и предположительно с размывом перекрытые вулканитами миоцена. По А. А. Алексееву (1980 г.) и А. Л. Башаркевичу (1980 г.),—это бурые пески мелкосреднезернистые, часто косослоистые, с прослоями и линзами (0,8— 10 см) суглинков, глин, с включениями обломков обугленной древесины и гальки вулканитов. Спорово-пыльцевой комплекс отложений сходен, по Г. Д. Давыдовой, с комплексами из эрмановской свиты 3. Камчатки, классического горизонта и нижнемедвежкинского подгоризонта зал. Корфа.
Нерасчлененный миоцен (Ni) представлен осадочными отложениями и вулканитами, которые на СВ территории отнесены к автоваамской толще. Осадочные отложения (100 м) на западном побережье Пенжинской губы слагают прибрежную низменность между бухтой Причальной и низовьями Эпповеема и С п-ова Елистратова. По данным Ю. С. Некрасовой, там распространены конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты, глины, пески, лигниты, бурые угли с мелкими обломками янтаря и многочисленными кусками древесины, залегающие с размывом на мелу. Содержащиеся в них остатки пелеципод Modiolus wajampolkensis Slod., Pododesmus macroshisma D e s h., Chlamys rikinnensis Sin и др., по В. II. Синельниковой, характерны для низов ильинской свиты; многочисленные шишки Picea bilibinii Vass и Larix vasskovskii C he 1 eb. из верхов разреза, по М. А. Ахметьеву, — для верхов эрмановской свиты. Из-за малых размеров контуров отложения отнесены к нерасчлененному миоцену.
В бас. Кечичмы, Колымака, Парени миоцен (40—50 м), по В. М. Гундобину и Ю. С. Некрасовой (1981 г.), представлен слабо литифицированными песками, галечниками, валунниками, глинами, супесями. Низы его (гравийно-песчаные отложения мощи. 3—5 м) вскрываются в цоколе 40—60-метровой террасы Колымака. Споровопыльцевые спектры, по Е. II. Стефанович, типичны для низов миоцена; Melosira — флора, по С. М. Смирновой,—для верхнего миоцена Дальнего Востока и Камчатки.
На побережье Пенжинской губы, к С от устья Парени (мыс Ме-теви) на размытой поверхности олигоцена залегают пески и галечники (29 м) со спорово-пыльцевыми спектрами, характерными, по Е. Н. Стефанович, для верхней части миоцена. На С Пенжинской губы в береговых обрывах и по долине Шестаковой миоцен (алевролиты, лигниты, супеси, пески, торф, галечник) мощн. 33 м залегает с размывом на эоцене (Л. И. Махонина, 1979 г.); в лигнитах — остатки растений и семян Pinus sect. Т а е d a, Prunus cf. jacutica Dor of., Menyanthes miocenica Dorof., по мнению П. И. Дорофеева, раннесреднемиоценового возраста; в супесях и песках средней части разреза — богатый комплекс морских и пресноводных диатомей, сходный, по В. С. Пушкарю, с комплексами среднего—позднего миоцена Японии, Сахалина и Камчатки. Спорово-пыльцевой комплекс теплолюбивой флоры, по заключению 3. К. Борисовой, характерен для среднемиоценовой мареканской свиты Приохотья.
На СВ Пенжинской губы, в бас. Эктвеема и Гусиной миоцен залегает с размывом и угловым несогласием на олигоцене. По данным А. Д. Девятиловой (1980 г.), низы его представлены валунно-галечными конгломератами (50—80 м) с Chlamys (Chlamys) cosibensis Eok., С. (C.) jordani А г п., С. (С.) cf. lioica Dall, Venericardia kav-ranensis Slod. и др., позволяющими, сопоставлять их с верхней частью этолонской свиты Рекинникской губы и 3. Камчатки. Выше за
102
летают галечники, пески, суглинки с линзами торфа (30—40 м), содержащие внизу растительные остатки, обломки стволов, шишки Pi-сеа hondoensis М а у г., Р. cf. anadyrensis Krysht, Pinus monticola Dough, P. magadanica Vassk., Tsuga oblonga Miki, T. minuta V a s s k. и др., вверху — Picea bilibinii Vassk., P. hondoensis M а у r., Larix leptolepis С о n г. Эта толща сопоставляется с эрмановской свитой. На карте отложения обеих свит из-за плохой обнаженности даны нерасчлененными.
В бас. Великой к миоцену предположительно отнесены слабо лп-тифицированные галечники с линзами и прослоями песков, реже гравелитов, углистых алевролитов и бурых углей (200—230 м). В низах разреза обнаружен переотложенный олигоценовый спорово-пыльпевой комплекс, в верхах — миоцен-плиоценовый (заключения Т. А. Мак-лая и Л. А. Соболевой). Учитывая характерную для миоцена угленосность, авторы предполагают миоценовый возраст этих отложений.
К нерасчлененному миоцену отнесены вулканиты (до 450 м) междуречий Оклан—Пенжина и Гайчавеем—Ванэтат, по данным В. М. Калинина (1980 г.) и Ю. Ф. Найденкова (1983 г.), с размывом залегающие на вулканитах эоцена—олигоцена; в основании их на междуречье Оклан—Пенжина-—выклинивающиеся прослои (до 200 м) несцементированных валунников и галечников. Базальты, андезито-базальты, андезиты, редко — андезито-дациты слагают потоки мощн. 10—50 м, а также лавовые конусы и купола; встречаются редкие маломощные (первые метры) прослои туфов. На междуречье Оклан—Пенжина рад. возр. К 14±5 и 18±3 млн. лет, на междуречье Гайчавеем—Ванэтат 19±5, 21 ±5 и 25±5 млн. лет.
Автоваамская толща (N]tw) выделена А. А. Алексеевым (1980 г.) в бас. Автоваама. Изолированные поля ее прослеживаются на 225 км от левобережья Комеутюяма на ЮВ до правобережья Ну-тавакливаяма и бас. Пальматкиной на СЗ. Толща с угловым несогласием залегает на всех более древних отложениях до талакайской свиты миоцена включительно. Она представлена андезитами, базальтами, дацитами, липаритами, их туфами и вулканическими брекчиями,, туфоконгломератами и редкими прослоями туфопесчаников. В бас.. Автоваама толша принимает участие в строении Нутаваклпваям-Ва-ежской вулканоструктуры; на СЗ которой распространены дациты (290 м) с прослоями их туфов и андезито-дацитов (А. А. Алексеев, 1980 г.); на В — андезито-базальты, базальты и их туфы мощн. 560м (С. П. Игуменщев, 1973 г.); на Ю (междуречье Ваеги — Б. Куйбиве-ем) — туфоконгломераты и вулканические брекчии, иногда чередующиеся с андезито-базальтами и базальтами. Рад. возр. К дацитов — 23 и 25 млн. лет.
Вулканическое поле в бас. Палпальской сложено на 3 андезитами (200 м), подчиненно—базальтами и дацитами, на В и ЮВ — липаритами, реже — дацитами и их туфами с прослоями туфопесчаников (210 м); реконструируются вулканические постройки центрального типа. Спорово-пыльцевой комплекс из низов толщи левобережья Палпальской сходен, по Г. Д. Давыдовой, с комплексами «ежового» горизонта миоцена Камчатки. Рад. возр. К дацитов 16 и 21, липаритов 17, липарито-дацитов 21 ±4, андезитов 16,5±5 млн. лет.
На междуречье Иумываам—Кыльвыгейваам (В. А. Грецкий, 1977 г.; А. П. Петров, 1978 г.) распространены андезиты, базальты, их лавобрекчии, реже — туфы андезитов, валунно-галечные конгломераты, туффиты с остатками листовой неогеновой флоры: Eauisetum sp., Betula cf. vera Brown, Alnus aff. schmalhausenii Grub, (определение Г. Г. Филипповой); мощн. 250—550 м. В междуречье Хатыр-ка—Комеутюям, по данным Н. Ф. Савочкина (1981 г.), толща (1140 м) слагает крупное вулканическое поле (дациты, их лавобрек-
103
чии и туфы, липариты, базальты, андезиты и андезито-базальты) и ряд мелких полей (дациты и липариты). Рад. возр. К базальтов 17— 18+4 млн. лет, дацитов 11,4±3 и 18+4 млн. лет.
Вулканиты автоваамской толщи известково-щелочные с преобладанием окиси натрия над окисью калия. Содержания щелочей и соотношение их во всех разновидностях близки (табл. 19).
Плиоцен
Плиоцен представлен аллювиальными, озерными и лагунно-морскими отложениями, а также вулканитами, залегающими на миоцене и более древних отложениях; к нему отнесена также парапольская свита.
Плиоцен (N2) вскрыт в Аянкинской впадине скважиной (51 м) на берегу оз. Васильевского, где пройден наиболее полный его разрез. По С. С. Лобунцу и И. А. Кузнецовой (1977 г.), верхи его сложены аллювиально-пролювиальными галечниками (38,8 м) с прослоями глин, алевритов, песков, гравия, низы (5,8 м) — озерными уплотненными алевритами с тонкими (2—5 см) прослоями песчанистых глин. Полная мощность плиоцена по данным ВЭЗ — более 200 м. Спорово-пыльцевой спектр, по 3. К- Борисовой, свидетельствует о позднеплиоценовом возрасте отложений. В бас. Оклана и Б. Чалбугчана мощность плиоцена (Л. Т. Шевырев, 1970 г.) 120 м.
Аллювиальные крупнозернистые пески, галечники и валунники (30 м) вскрываются в уступе 30-метровой террасы р. Лыланто (приток Оклана); озерные тонкогоризонтальнослоистые алевриты, обогащенные растительным детритом (4—5 м),— у оз. Длинного (бас. Оклана). Спорово-пыльцевые спектры алевролитов, по заключению 3. А. Борисовой, соответствуют спектрам вулканогенно-осадочной толщи плиоцена С. Камчатки. Лагунно-морские иловатые пески и галечники (10 м) распространены на северном побережье Пенжинской губы (Л. И. Махонина, 1979 г.), галечники с линзами торфа и обломками древесины (16 м) слагают приморскую равнину на перешейке п-ова Елистратова; возраст их определен Е, Н. Стефанович по спорово-пыльцевому комплексу. Оливиновые афировые базальты плиоцена (180—200 м) образуют небольшое (9 км2) поле на правобережье Ха-тырки. Они залегают на мелу и олигоцене (А. А. Мануйлов, 1975 г.). Рад. возр. К 4,9—5,4 млн. лет.
Парапольская свита (N2pr), выделенная А. Л. Васьков-ским и В. Е. Тереховой в нижнем течении Куйвиваяма, по данным А. Д. Девятиловой (1980 г.), С. В. Бочкова и М. А. Назаровой (1983 г.), несогласно залегает на эрмановской свите. В ней преобладают рыхлые или слабо сцементированные линзовидно слоистые разнообломочные галечники с гравием (20 м) и прослоями разнозернистых косослоистых песков (0,15—3 м) с галькой и гравием и подчиненно— суглинков (0,15—0,7 м). Спорово-пыльцевой комплекс, по Е. Н. Стефанович, характерен для позднего плиоцена—плейстоцена?; диатомовый, по данным С. Д. Шелудченко (1981 г.) и С. П. Озорни-ной,— для прибрежно-лагунных и озерно-аллювиальных отложений плиоцена. Не исключено, что парапольская свита распространена шире, чем это показано на карте. Вероятно, она слагает и верхи неогена на междуречье Пустой и Рекинники, относившиеся Н. М. Маркиным (1936 г.), Б. Ф. Дьяковым (1955 г.), В. Е. Тереховой (1960 г.), С. В. Бочковым и М. А. Назаровой (1982 г.), к эрмановской свите; В. Е. Тереховой и А. П. Васьковским — к парапольской свите; В. Н. Синельниковой — к энемтенской свите плиоцена.
А. И. Челебаева считает, что коллекции шишек В. Е. Тереховой (определение А. П. Васьковского), С. В. Бочкова и М. А. Назаровой
104
Средний химический состав миоценовых вулканитов
Таблица 19
Серия, толща Порода SiOj Т1Оа А12О3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2OS H2O П.П.П. Сумма
Корфовская серия Базальты (16) 50,35 1,12 17,81 4,61 4,29 0,16 6,67 9,71 3,05 1,23 0,37 0,53 0,84 100,74
Лндезито-базальты (15) 54,88 0,80 18,48 3,95 3,72 0,11 4,19 8,38 3,34 1,23 0,27 0,69 0,63 100,67
Андезиты (5) 60,12 0,79 17,90 2,92 2,85 0,13 2,30 6,05 4,07 1,45 0,30 0,73 1,02 100,63
Андезито-дациты (2) 62,60 0,57 13,85 3,47 1,73 0,10 2,01 5,69 4,00 1,82 0,30 0,42 0,78 100,34
Дациты (2) 65,76 0,47 16,40 2,68 1,50 0,08 1,23 4,70 4,34 1,80 0,33 0,59 0,82 100,70
Липариты (1) 74,79 0,23 13,60 0,95 0,71 0,04 0,41 2,07 4,12 2,12 0,29 0,33 0,24 99,90
Автоваамская толща Базальты (3) 50,97 1,04 16,55 6,27 3,18 0,18 6,90 8,02 3,54 1,48 0,46 0,78 1,17 100,64
Андезито- базальты (4) 54,40 1,22 15,80 4,22 5,59 0,20 4,94 6,27 3,78 1,43 0,38 0,56 1,37 100,16
Андезиты (9) 60,46 0,71 17,24 2,96 2,70 0,10 2,97 5,72 3,94 1,41 0,23 0,56 0,98 99,98
Андсзито-дапиты (4) 62,65 0,73 16,68 2,37 2,98 0,11 2,61 4,73 4,14 1,29 0,25 0,41 1,46 100,41
Дациты (7) 65,13 0,64 16,74 2,52 1,66 0,07 1,62 4,06 4,25 1,45 0,22 0,65 1,62 100,63
Липарито-дацнты (3) 68,90 0,41 16,61 2,58 0,59 0,07 0,49 3,74 4,03 1,59 0,20 0,76 1,03 101,00
Примечав и е. В скобках указано количество анализов.
(определение М. А. Ахметьева) близ устья Пустой являются сборными. По ее мнению, в неогеновых отложениях Рекинникской губы содержатся два комплекса шишек: нижний теплый (средний миоцен) с крупными Pinus nagajevii Vassk., Р. monticola D о u g 1., Picea bilibinii Vassk., Tsuga ochotensis Cheleb., T. типа oblonga, Pseu-dotsuga cf. magadanica Vassk., Larix vasskoskii Cheleb. и верхний холодный (плиоцен—ранний плейстоцен?) с мелкими Larix laricina (D u R о i) К. К о с h, L. minuta Vassk., Picea hondoensis M а у r.
Нерасчлененные отложения неогена (N) в бас. Парени, Колымака, на СЗ Пенжинской губы и в бас. Авековой залегают -с размывом на палеогеновых и более древних отложениях и перекрываются четвертичными осадками. Они представлены, по В. М. Гундо-‘бину и Ю. С. Некрасовой (1981 г.), озерно-аллювиальными песками, галечниками, валунниками, глинами, супесями. Мощность отложений — первые десятки метров. Судя по спорово-пыльцевым спектрам, среди них присутствуют миоценовые и плиоценовые осадки.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
Нижнее звено
Нижнее звено четвертичной системы представлено вулканогенной апукской свитой и озерно-аллювиальными отложениями.
Апукская свита (Qttzp), выделенная Г. А. Закржевским в Апукском хребте, с угловым несогласием залегает на корфовской серии (верхняя часть миоцена) и более древних отложениях. В междуречье Пахача—Анука крупное вулканическое поле состоит из покровов (10—20 м) базальтов, андзито-базальтов, андезитов и прослоев (2—10 м) туфов; изредка встречаются туфоконгломераты. На Ю его распространены андезиты и базальты, на С — базальты. Мощн. 450— 600 м. На левобережье Апуки в верхнем течении преобладают андезиты и андезито-базальты. в нижнем — туфы (преобладают агломератовые) разного состава с прослоями андезитов, базальтов (1—5 м), туфопесчаников (до 10 м). По данным А. Б. Цукерника, мощн. свиты 600 м. Остатки диатомовых водорослей и спорово-пыльцевые комплексы характерны, по заключению Л. Г. Пирумовой и 3. К. Борисовой, для умеренно холодных климатических условий четвертичного периода.
На побережье Олюторского зал. (А. Л. Башаркевич, 1977 г.) базальты, андезито-базальты и агломератовые туфы (500 м) слагают щитовые вулканы и мелкие «паразитические» шлаково-лавовые конусы. На ЮЗ территории (В. И. Голяков, 1980 г.) свиту (до 450 м) слагают покровы (2—20 м) оливиновых базальтов и трахибазальтов; на левобережье Алховаяма в основании ее залегают конгломераты (2 м) с холоднолюбивым спорово-пыльцевым комплексом, по-видимому, раннечетвертичного возраста. Установленная в низах свиты зона обратной намагниченности подтверждает ее раннечетвертичный возраст. По петрохимическим особенностям базальты и андезито-базальты свиты (см. табл. 21) наиболее близки вулканитам автоваамской толщи. От вулканитов корфовской серии они отличаются меньшей глиноземистостью и более высокой щелочностью.
Озерно-аллювиальные отложения (lai) на 3 Пенжинской губы (В. М. Гундобин, 1981 г.) в абразионном уступе несогласно залегают на дочетвертичных отложениях и перекрываются современными. В низах их залегают озерные плотные горизонтально слоистые (0,5—1 м) алевриты, в верхах — аллювиальные рыхлые песчано-галечные отло
106
жения. Общая мощн. 10 м. Карпологические комплексы, по П. И. Дорофееву, и спорово-пыльцевые спектры, по Е. Н. Стефанович, характерны для нижнечетвертичных отложений.
Среднее звено
В этих отложениях выделены озерные, озерно-аллювиальные, морские, ледниковые и флювиогляциальные генетические типы. Вследствие недостаточной изученности они не разделены на горизонты и описываются как нерасчлененные.
Озерные отложения (III) на 3 территории пространственно связаны с перекрывающими их ледниковыми и флювиогляциальными отложениями среднего звена и казанцевского горизонта. Во впадине оз. Пареньского и на п-ове Хаимчики (В. М. Гундобин, 1981 г.) монотонные пески и галечники (30 м) с тонкими линзами растительного детрита и редкими прослоями (1—1,5 см) розового пепла слагают абразионный уступ. На ЮЗ территории (А. Г. Погожев, 1966 г.) пески, гравий, галечники косослоистые и синие вязкие пластичные глины (10 м) залегают на дочетвертичных породах. Глины и пески не содержат спор и пыльцы четвертичной растительности, что, по мнению А. Н. Бычковой, свидетельствует о суровых климатических условиях во время среднечетвертичного оледенения. На С территории (правобережье Майна, бас. М. Куйбивеема) озерные пески, супеси,, суглинки и галечники (внизу) слагают останцы террасы высотой 10— 20 м (А. А. Алексеев, 1980 г.). Диатомовые комплексы, по Л. Г. Пирумовой, характерны для арктического олиготрофного озера, существовавшего в климатических условиях значительно холоднее современных; спорово-пыльцевые спектры, по Е. Н. Стефанович - для тундровой растительности холодного климата среднечетвертичного времени.
Озерно-аллювиальные отложения (lall), залегающие в бас. Пенжины (Э. С. Стрижко, 1978 г.) на коренном цоколе сартанской флювиогляциальной террасы, внизу (1,5 м) сложены слабо литифиппро-ванными галечниками с прослоями песков, вверху (2 м)—озерными голубовато-серыми глинами ленточного типа. Основание разреза не вскрыто. В спорово-пыльцевом спектре доминирует группа травянисто-кустарничковых и спор с преобладанием плаунка сибирского, что свидетельствует о сухом и холодном климате. Описываемые отложения перекрыты с размывом аллювием казанцевского межледниковья.
Морские отложения (mil) выделены в разрезе 24-метрового абразионного уступа на С Пенжинской губы. В нижней части их залегают пески крупно- и среднезернистые (2,3 м) с линзовидными прослоями (2—15 см) серых суглинков, сменяющихся слоем разнородного состава, в котором Л. М. Карпасовым (1966 г.) отмечаются текстуры подводного оползания и взмучивания. Видимая мощн. 19—20 м.. Морские отложения перекрыты аллювиально-морскими осадками казанцевского горизонта.
Ледниковые отложения (gll) на СЗ территории, по мнению Г. П. Преображенского (1966 г.), слагают донные морены и конечноморенные валы у современной береговой полосы Пенжинской губы. Они залегают на дочетвертичных породах и перекрываются межледниковыми отложениями казанцевского горизонта. По данным В. М. Гундобина (1980, 1981 г.г.), морену в долинах Парени, Колымака и Тылхоя слагают хаотически расположенные хорошо и средне-окатанные валуны (40 %), щебень и галька с заполнителем из темносерых плотных глин, тяжелых суглинков и супесей. Мощность отложений в конечно-моренных валах — до 5—7 м, в долине Гыленги — 30—40 м. На ЮВ Пенжинской губы обширный моренный вал высотой 40 м слагают суглинки и супеси, насыщенные беспорядочно рассеян-
107
ними валунами, щебнем и галькой. По мнению В. Е. Тереховой (1960 г.), оледенение не было мощным и ледники не выходили далеко в Парапольский дол, сливаясь у подножия гор (ледники аляскинского типа).
На С территории в бас. Майна и Импенвеема, по данным А. А. Алексеева (1980 г.), Л. И. Середы (1968 г.) и Л. Д. Цветкова (1970 г.), отложения представлены несортированными галечниками средней окатанности и валунами с песчано-глинистым или суглинистым заполнителем (20—30 м). В ледниковые отложения вложены озерно-аллювиальные казанцевско-зырянского горизонтов. Сохранность морен плохая. Оледенение, по-видимому, было долинно-полу-покровным. По мнению В. А. Фараджева (1971 г.), среднечетвертичные морены на С территории занимают значительно большую площадь. В абразионном уступе м. Хаимчики в ледниковых отложениях наблюдается слабая сортировка материала и присутствие морских диатомей, что указывает на перемыв морены морем. Спорово-пыльцевой спектр из глин указывает на максимально холодный климат. Растительные остатки (В. М. Гундобин, 1981 г.) имеют рад. возр. С 49,700±1500 лет (ГИН-2434).
Флювиогляциальные отложения (Ш) пространственно и генетически связаны с одновозрастной мореной. На правобережье Колымака перемытые глины с линзами песка и хорошо окатанные галечники слагают террасу высотой 60—80 м. В долине Энынгваяма распространены слабо сортированные пески с галькой и галечники с плохо окатанными валунами. В верховьях Майна останцы флювиогляциальной террасы высотой до 25 м сложены гравийным песком, галечниками хорошей и средней окатанности, суглинками, гравием. По мнению Л. Г. Пирумовой, диатомовый комплекс характерен для холодного климата.
Верхнее звено
По смене относительно теплых и холодных фаз, установленных палинологическим и диатомовым анализами, в верхнем звене выделяются межледниковый, первый ледниковый горизонты, межстадиальный подгоризонт и второй ледниковый горизонт, соответствующие ка-занцевскому, зырянскому, каргинскому и сартанскому временам, известным в хорошо изученных районах Сибири. Радиоуглеродные определения возраста отложений из западной части рассматриваемой территории не противоречат этому.
Межледниковый горизонт. Аллювиальные отложения (allli) слагают III надпойменную террасу, залегают на дочетвертич-ных образованиях или на озерных, озерно-аллювиальных и морских отложениях среднего звена и перекрываются флювиогляциальными накоплениями первого ледникового горизонта и аллювием межстадиального подгоризонта. Аллювий слагают слабо литпфицированный хорошо сортированный, окатанный песчано-гравийный материал, реже — валуны и глины. В бас. Пенжины в основании флювиогляциальных террас (Э. А. Стрижко, 1978 г.) залегают горизонтально переслаивающиеся галечники и гравийные косослоистые пески, несогласно перекрывающие озерно-аллювиальные отложения среднего звена. В долине Пенжины видимая мощн. 8,5 м, в бас. Оклана, на левобережье Юлговаяма — 20—35 м, в бас. Тылхоя, где фрагменты III надпойменной террасы сохранились только в долине Гыленги,— 21 м. В долинах ЮЗ Парапольского дола и в бас. Великой террасовый аллювий имеет сходное строение и мощн. 20—30 м. Диатомовый комплекс из аллювия долины Тылхоя (Ш. Ш. Гимадеев, 1979 г.) содержит пресноводные формы (94%); по Л. М. Долматовой, он типичен для приречной слабо заболоченной зоны горных ручьев и близок
108
комплексу казанцевского горизонта Лено-Анабарского междуречья, бас. Колымы и Чукотки [44].
Озерные отложения (ПП1) в бас. Куюла, Тылхоя и около оз. Па-реньского (В. М. Гундобин, 1981 г.) представлены серыми монотонными мелкозернистыми песками и хорошо сортированными галечниками. Видимая мощность — первые метры. На Ю п-ова Хаимчики между двумя ледниковыми горизонтами залегают внизу алевриты (3,1 м), вверху — торф (0,6 м). Рад. возр. С 50 и 50,4±1,8 тыс. лет. (ГИН-2335, 2449).
Аллювиально-морские отложения (amllli) на СЗ —- в нижнем течении Минины представлены горизонтально слоистыми песками (11,6 м) с линзами и прослоями голубоватых жирных глин, разделенными двумя слоями (2,5 и 2,1 м) галечников. Диатомовая флора из песков средней части разреза представлена морскими, пресно- и солоноватоводными видами. На побережье Олюторского зал. распространены хорошо окатанные галечники (12 м), замещающиеся по простиранию разнозернистыми песками. В спорово-пыльцевых спектрах на СЗ территории преобладает пыльца группы древесно-кустарниковой растительности, что, по Е. Н. Стефанович (В. М. Гундобин, 1978 г.), характерно для климата межледниковья; 3. К- Борисова относит эти спектры к южноякутскому типу растительности. Спорово-пыльцевые спектры на ЮЗ и СВ (бас. Великой), по А. Г. Раскатовой, А. Г. Захаровой и Л. И. Соболеву, характерны для тундры с элементами таежной растительности.
Первый ледниковый горизонт. Аллювиальные отложения (аШ2) в долине Пенжины близ устьев рек Кустовой, Белой и Кпчаваяма (В. М. Калинин, 1979 г.) слагают эрозионно-аккумулятивную и аккумулятивную террасы с относительной высотой 13—15 м. Пойменная фация супесчаная (0,8 м) в цокольной террасе и суглинистая (4,5 м) — в аккумулятивной. Русловая фация — слоистые галечники, пески, реже суглинки.
Морские отложения (гпШ2) на северном побережье Пенжинской губы и на побережье Олюторского зал., вложенные в ледниковые отложения, фациально замещаются последними в удалении от берега. В 5-метровых береговых обрывах вскрываются алевритистые глины, переходящие в глины с галькой и мелкозернистые пески.
Ледниковые отложения (gIII2) горно-долинного оледенения с центрами в Ичигемском хр. и Корякском нагорье, представлены донными, боковыми и конечно-моренными накоплениями, залегающими на дочетвертичных породах и на размытых осадках среднего звена и межледникового горизонта верхнего звена. Гранина конечной морены Ичигемского хр. прослеживается вблизи береговой линии Пенжинской губы на Ю и вдоль западной границы Пенжинского дола на В. Ледниковые отложения установлены в большинстве речных долин Корякского нагорья. На 3 ледники доходили до Парапольского дола, на Ю — до современной береговой линии, а наиболее мощные из них (долина Култушной) спускались ниже современного уровня Берингова моря.
Морены Ичигемского хр., долины Вывенки, бас. Пахачи, Ануки, Ачайваяма, Великой грубообломочные несортированные (преобладают гальки, щебень и мелкие валуны с суглинком, глиной, глинистым песком и реже супесью в заполнителе); в Парапольском долу — валунно-галечно-гравийные с гравийно-супесчано-суглинистым заполнителем (40—50 %); морены на Олюторском п-ове, в бас. Майна, Ильпн, Укэлаята, Хатырки и в долине Великой — преимущественно суглинистые, реже супесчаные с песком, дресвой, щебнем, валунами и глыбами. Мощность боковых и донных морен 10—30 м, конечно-моренных образований 40—60 м.
109
Озерно-ледниковые отложения (lgIII2) в долинах левых притоков верховьев Б. Чалбугчана и Ачайваяма и в долине Аниваяма подстилаются ледниковыми и перекрываются флювиогляциальными отложениями. Они представлены (М. К. Косько, 1967 г.; А. В. Дитмар, 1972 г.) горизонтально слоистыми отложениями ленточного типа (8—10 м), в которых чередуются глинистые и песчано-глинистые слои мощн. 2— 30 см с линзами гравия и гальки в верхах разреза. Диатомовая флора, по А. И. Белевич, характеризует латеральную зону холодного пресного водоема.
Флювиогляциальные отложения (Ш12) обрамляют конечно-моренные гряды, слагают зандровый террасовый уровень высотой 5—25 м, прислоненный к боковой или донной морене (максимальные высоты 30—40 м на левобережье Пенжины), перекрывая размытую поверхность аллювия межледникового горизонта; в них вложены отложения межстадиального подгоризонта и современного звена. Отложения представлены неяснослоистыми плотными несортированными галечниками (до 90 %) с прослоями гравия, линзами песка и включениями валунов; в долинах юго-восточного обрамления Парапольского дола (Л. В. За-боткин, 1980 г.) в них наблюдается косая слоистость. При приближении к Парапольскому долу уменьшается количество обломочного материала, возрастает роль песков и супесей, замещающихся у центра дола монотонными суглинками. Аналогичное строение имеют отложения в низовьях Б. Чалбугчана, Гельмитки, в бас. Оклана, Эпповеема, Апуки И др.
В долине Ильновеема (Л. М. Карпасов, 1966 г.) камовые холмы сложены плохо сортированным песчано-глинистым материалом (15 м) с включением мелких валунов, на левобережье Энычаваяма — пылеватым разнозериистым песком. Диатомовый комплекс отложений бас.. Тылхоя, представленный арктобореальными (13—20 %), северобореальными и эвритермальными (80—87%) формами, по О. П. Озорниной и Л. М. Долматовой, близок флоре зырянского времени Сибири.. В нижнем течении Гельмитки во флювиогляциальных отложениях Л. Т. Шевыревым (1970 г.) найдена локтевая кость позднего мамонта. Бивни и зубы Elephas pritnigenius были найдены Л. Г. Тугановым (1951 г.) и И. М. Миговичем (1961 г.) в аллювиальной террасе Пенжины близ устья Белой и в низовьях Белой. Спорово-пыльцевые спектры характеризуют тундровую холоднолюбивую растительность с доминантами из спор плаунка сибирского и сфагновых мхов (до 95—97 %), что свидетельствует о климате ледникового периода. Растительный детрит из флювиогляциальных отложений западного побережья Пенжинской губы (В. М. Гундобин, 1981 г.) имеет рад. возр. С 38,5 и 42,5 тыс., лет (ГИН-2428, 2429), что не противоречит отнесению отложений к зырянскому времени.
Межледниковый и первый ледниковый горизонты. Озерно-аллювиальные отложения (1аШ1+2) Пенжинского и Парапольского долов залегают на дочетвертичных образованиях и ледниковых отложениях среднего звена; более молодые отложения межстадиального подгоризонта и современного звена вложены в них, прислонены к ним или залегают на них. В Пенжинском долу от окраин к центру состав отложений грубеет —- песчано-глинистые осадки замещаются галечниковыми; в Парапольскому долу соотношение обратное. Верхнюю часть отложений слагают глины и суглинки, переслаивающиеся с торфяниками (0,2—1,2 м) и реже — галечниками и гравием (1— 12,5 м), нижнюю — горизонтально слоистые хорошо сортированные и окатанные, литифицированные галечники. Полная мощность отложений (56 м) установлена тремя скважинами в среднем течении Куюла (В. Н. Полунин, 1980 г.), где на коренных породах залегает песчанистая слоистая толща с прослоями глин (1—20 см) и гравийно-галеч-
по
лого материала, на глубине 38,4 м — разнозернистые пески с остатками древесины.
Диатомеи из отложений среднего и нижнего течения Куюла (Н. В. Валединская, 1981 г.) свидетельствуют, по О. П. Озорниной, •о формировании осадков в неглубоком пресном водоеме в умереннохолодном климате. В Парапольском долу (А. Л. Башаркевич, 1979 г.) в отложениях, по Л. Г. Пирумовой, содержатся озерные планктонные виды диатомей, характерные для глубоководного олиготрофного озера, существовавшего в условиях, близких к современным. Спорово-пыльцевые спектры нижней части отложений в Пенжинском и Парапольском долах, по И. А. Цепаевой (А. Б. Исаков, 1973 г.), характеризуют лесотундру межледниковья; спорово-пыльцевые спектры верхней части разреза, по Е. Н. Стефанович и 3. К. Борисовой,— осоково-сфагновые тундры холодного климата ледниковья [12].
В озерно-аллювиальных отложениях в районе пос. Таловка, на северном побережье Пенжинской губы и у оз. Васильевского найдены остатки костей мамонта, ископаемой лошади, северного оленя, шерстистого носорога, отнесенные А. П. Васьковским к «Мамонтову комплексу» позднего плейстоцена. В долинах Оклана, Энычаваяма, Уннэйваяма и Уйвинвываяма озерно-аллювиальные отложения связаны фациальными переходами с флювиогляциальными и ледниковыми отложениями первого ледникового горизонта. С учетом этого обстоятельства, а также результатов палинологического и диатомового анализов отложения отнесены к межледниковому и первому ледниковому горизонтам.
Межстадиальный подгоризонт. Аллювиальные отложения (аШз) слагают фрагменты аккумулятивной, реже цокольной II надпойменной террасы высотой 6—20 м наиболее крупных рек территории. Наиболее распространены они, вероятно, в долинах притоков Майна. Аллювий перекрывает или вложен в первый ледниковый и в межледниковый — первый ледниковый горизонты; на нем залегают второй ледниковый горизонт и современные отложения. Наиболее распространены плотные сортированные слоистые галечники, переслаивающиеся с отмытыми разнозернистыми песками (до 3—4 м). В Пенжинском и Парапольском долах аллювий горизонтально или (реже) косослоистый, представлен суглинками с песчаными, супесчаными и глинистыми прослоями. В целом на территории видимая мощность аллювия — от 3 до 30 м, в Парапольском долу полная мощность его по скважине (В. Н. Полунин, 1980 г.) -— 14,8 м. Диатомовые водоросли из бас. Майна, по Л. Г. Пирумовой (А. А. Алексеев, 1980 г.), характеризуют пойменно-старичную фацию аллювия, формировавшегося в близких к современным условиях.
Озерные отложения (1Ш3) в бас. Парени на левобережье Колымака (в разрезе 40—60-метровой цокольной террасы) залегают на до-четвертичных образованиях (В. М. Гундобин, 1981 г.). Они представлены опесчаненными глинами с неясной слоистостью ленточного типа (3,5 м) с тонкими (2—3 см) прослоями погребенных почв и линзами торфа (0,8—1,0 м).
Озерно-аллювиальные отложения (1аШ3) на СВ в долинах Березовой и Элекая слагают поверхность II надпойменной террасы и фаци-ально переходят в аллювиальные. Они представлены (15—16 м) слоистыми хорошо окатанными галечниками, переслаивающимися (0,15— 4 м) с песками, глинисто-илистым материалом, супесями (В. П. Зинкевич, 1978 г.; А. А. Мануйлов, 1975 г.).
Морские отложения (тШз) в приустьевой части Ильпи прислонены к коренному склону и налегают на флювиогляциал первого ледникового горизонта (А. А. Алексеев, 1979 г.). Поверхность отложений находится на одном уровне со II надпойменной террасой. Они предоставлены (5—13 м) тонкозернистыми песками, переслаивающимися
111
с супесями и мелкозернистыми песками с многочисленными обломками раковин. Слоистость горизонтальная и пологонаклонная.
Аллювиально-морские отложения (атШ3) на северном побережье Пенжинской губы представлены гравийно-галечно-валунным и галечнопесчаным материалом и суглинками (11,6 м) с галькой и гравием. По-диатомовой флоре В. С. Пушкарь предполагает накопление осадков & бассейне лагунного типа с тенденцией к опреснению (Л. И. Махонина,. 1979 г.).
В спорово-пыльцевых спектрах межстадиальных отложений преобладает пыльца древесно-кустарниковой растительности с переменным доминированием кедрового стланика и ольховника. Современным аналогом их, по Е. Н. Стефанович, являются спектры поверхностных проб южного побережья Чукотки, характеризующие межстаднальные климатические условия. Рад. возр. С 33,4+1 тыс. лет (ГИН-2334; обломок древесины из линзы торфа на 3 Пенжинской губы), что не противоречит отнесению отложений к каргинскому времени.
Второй ледниковый горизонт. Аллювиальные отложения (аШ4) на 3 (бас. Парени, Кечичмы и Тылхоя) и СВ (долина Березовой 2-й) слагают низкие террасы; они вложены в озерно-аллювиальные осадки межледникового подгоризонта и перекрыты современными отложениями. Они представлены слоистыми хорошо окатанными галечниками с маломощными прослоями песков. Видимая мощность аллювия на западе 10 м, на СВ 5—7 м.
Озерные отложения (IIII4), слагающие террасовый уровень оз. Пареньского, представлены монотонными, неслоистыми хорошо промытыми песками (до 10 м).
Ледниковые отложения (gIII4) долинных ледников сартанского времени залегают на аллювии межстадиала и морене первого ледникового горизонта; в них вложены отложения современного звена. Ледниковые отложения (10—60 м, чаще 30—40 м) слагают боковые и донные морены и конечно-моренные образования, выраженные в рельефе троговых долин. В них преобладает несортированный галечно-щебнисто-валунный материал с глыбами местных пород (мелкообломочный материал угловатый, галька и валуны округлые). Конечно-моренные-валы состоят из нагромождения глыб с разнородным заполнителем или без пего.
Озерно-ледниковые отложения (lgIII4) выделены в разрезах ледниковых и флювиогляциальных отложений и представлены темно-серыми ленточными глинами мощностью от 5 м (бас. Чалбугчана) до 17,5 м (бас. Холоховчана). Глины содержат прослои торфа, сапропеля и линзы ископаемого льда.
Флювиогляциальные отложения (Ш14) примыкают к конечно-моренным и вложены в донные морены. Они слагают террасовый уровень с относительной высотой 5-15 м, в цокольных террасах до 30—40 м. В большинстве долин преобладают слоистые, редко косослоистые галечники с прослоями п линзами песчаного и песчано-гравийного материала. В долине Апуки разрез существенно песчаный. Спорово-пыльцевые спектры характеризуют растительность кустарниковой, реже каменистой тундры, формировавшейся в условиях устойчивого похолодания сартанского времени.
Верхнее — современное звенья
Аллювиально-пролювиальные отложения (арШ- IV) слагают наземные сухие дельты при выходе долин на равнины Пенжинского и Парапольского долов и в межгорные впадины. В них преобладают горизонтально слоистые разносортированные галечники с прослоями: песчано-гравийного и песчаного материала. АУощн. 5- 10 м.
112
Пролювиальными отложениями (рШ—IV) сложены крупные конусы выноса притоков главных долин бас. Пенжины, Оклана, Вывенки и др. В них преобладают грубослоистые несортированные галечники, чередующиеся с маломощными прослоями глинистого песка, суглинка, супеси с включениями гравия, гальки и валунов. Видимая мощн. 2—20 м.
Делювиально-пролювиальные отложения (dpIII—IV) приурочены к предгорьям Пенжинского и Парапольского долов и к расширенным участкам крупных долин. Они слагают протяженные шлейфы из неясно- или грубослоистого гравийно-галечного слабо окатанного материала с включением глыб и валунов, сцементированного супесчано-суглинистым заполнителем. Мощн. — до 30—50 м.
Начало формирования отложений относится к позднеледниковью. Онн перекрывают озерно-аллювиальные отложения Пенжинского и Парапольского долов, отложения межстадиального подгоризонта и частично современного звена; в них вложены флювиогляциальные отложения второго ледникового горизонта и современный аллювий. Делювиально-пролювиальные отложения продолжают формироваться и в настоящее время. Спорово-пыльцевой спектр из верхней части конуса выноса левобережья Пенжинского дола близок к спектру современной растительности; спектр из нижней части беден, что может свидетельствовать о резко холодных климатических условиях ледникового времени позднего плейстоцена.
Современное звено
К современному звену относятся аллювиальные, озерно-аллювиальные, морские и аллювиально-морские отложения, разделенные на три части.
Нижняя часть. Аллювиальные отложения (alVi) слагают I надпойменную террасу с относительной высотой 3—6 м, редко 8— 10 м. В горных долинах они валунно-галечные грубослоистые, на равнинах — гравийно-галечные, слоистые и косослоистые с песком и супесью. В долинах Пенжины, Оклана, Пахачи и др. в разрезе террас выделяются пойменная супесчано-песчаная и русловая галечная фации. Диатомовая флора, по Л. Г. Пирумовой, свидетельствует об аллювиальном генезисе осадков, состав ее характерен для климатических условий, близких к современным.
Озерно-аллювиальные отложения (lalVi) на СВ территории в бас. Березовой фациально переходят в аллювий I надпойменной террасы (В. П. Зинкевич, 1978 г.). Они вложены в аллювий межстадиального подгоризонта; в них вложены пойменные и русловые осадки. Характерно переслаивание супесей и песков с торфом (1—5 см) и песчано-галечно-гравийным материалом. Мошн. 5—9 м.
Морские отложения (mlVi) на побережье Олюторского зал. слагают террасу высотой 4 м, переходящую в I надпойменную террасу Апуки, Пахачи и др. рек. По А. Л. Башаркевичу (1978 г.), их слагают галечники и слоистые пески с линзами супесей и глин. Спорово-пыльцевой спектр, по 3. К- Борисовой, свидетельствует о послесартанском потеплении климата и смягчении его континентальности. Е. Н. Стефанович отмечает сходство по спектру с описанными В. М. Муратовой «пе-кульнейскими слоями» бас. Анадыря, датируемыми ранним голопеном.
Средняя часть. Аллювиальные отложения (aIV2) слагают поверхность высокой поймы и вложены в отложения I надпойменной террасы или прислонены к более древним образованиям большинства рек. Высота поверхности поймы над руслом 1,5—5 м. Пойменная фация
8 Зак. 362
113
•супесчано-суглинистая, иловато-песчаная, русловая — песчано-гравийно-галечная. Диатомовая флора, по Л. Г. Пирумовой, развивалась в .климатических условиях несколько теплее современных.
Морские отложения (mIVs) слагают низкие аккумулятивные террасы в приустьевых частях долин преимущественно на побережье Пенжинской губы. Морские слоистые полимиктовые пески (3,5—4 м) с прослоями гальки фациально замещают аллювий высокой поймы. Сопоставление спорово-пыльцевых спектров отложений нижней и средней частей современного звена, по Е. Н. Стефанович, 3. К. Борисовой и Г. Д. Давыдовой, свидетельствует о накоплении средней части в условиях климатического оптимума [12].
Средняя — верхняя части. Аллювиальные отложения (aIVs+s) — нерасчлененные накопления высокой и низкой поймы там, где в масштабе карты раздельный показ их невозможен.
Морские отложения (mIVs+s) на побережье Берингова моря слагают пляжи с системой штормовых валов, ограничивающих акваторию лагун; они переходят в низкую аккумулятивную террасу высотой до 3—6 м. Их слагают слоистые разнозернистые полимиктовые пески (6—8 м) с прослоями (до 10—20 см) и линзами окатанных уплощенных галек и гравия; в них содержатся битые раковины, остатки костей китообразных. Спорово-пыльцевые спектры нижней части отложений (4—5 м) отражают условия климатического оптимума, верхней (2—3 м) — более холодный климат, отвечающий современному. Рад. возр. С 7480±40 лет (ГИН-2444; торф с глубины 1 м на западном побережье Пенжинской губы).
Верхняя часть. Аллювиальные отложения (alVa) слагают низкую пойму и русло долин. Русловая фация в верховьях долин валунно-галечная, слабо сортированная, нередко представлена перлю-вием ледниковых отложений, в низовьях —- песчано-галечная и илисто-песчаная. Пойменная фация — супесчано-суглинистая с торфом и валунно-галечными материалом. Мощн.— до 2—10 м.
Морские отложения (mIVs) слагают косы, пляжи, бары современной береговой полосы. Литологический состав их зависит от источников питания, участвующих во вдольбереговом перемещении, и изменяется от песчано-иловатого до глыбово-щебнистого. Видимая мощн. 0,5—5 м. Спорово-пыльцевые спектры отложений отражают состав современного растительного покрова.
Нерасчлененные отложения. Коллювиальные отложения (cIV) приурочены к крутым склонам хребтов с активным проявлением современных тектонических поднятий. Они сплошным чехлом щебнисто-глыбовых обвально-осыпных отложений перекрывают дочетвер-тичные образования. Вниз по склону происходит гравитационная сортировка отложений и увеличение их мощности у подножий от первых метров до первых десятков метров.
Пролювиальные отложения (pIV) слагают конусы выноса приустьевых частей активно врезающихся долин малых порядков. Преобладает слабо окатанный и плохо сортированный валунно-галечный материал (10—12 м).
Аллювиально-пролювиальные отложения (apIV) также слагают конусы выноса в низовьях водотоков (где режим горных ручьев меняется на равнинный) в предгорных частях Пенжинского и Параполь-ского долов и в межгорных впадинах (Вывенской и др.). Отложения (2—8 м) представлены слоистыми галечниками с прослоями гравия, крупнозернистого песка, супесей и суглинков, с включениями щебня и слабоокатанных валунов.
Делювиально-пролювиальные отложения (dpIV) формируют шлейфы у подножия склонов с активным смещением склонового чехла в результате плоскостного смыва и эрозионного расчленения. Они
114
представлены плохо сортированным глыбово-галечно-щебнистым материалом мощностью до первых десятков метров.
Озерные и озерно-болотные отложения (1IV) слагают берега и днища аласных озерных котловин, наиболее распространенных на равнинах Пенжинского и Парапольского долов. Своим происхождением озера обязаны локальной деградации многолетнемерзлых грунтов, начавшейся во время климатического оптимума в среднеголоценовое время. Отложения (до 5 м) представлены иловато-глинистыми и песчано-суглинистыми осадками с прослоями (0,5 м) торфа.
Морские отложения (mlV) формируются в настоящее время и слагают косы, пересыпи, бары, пляжи, прислоненные к дочетвертич-ным породам вдоль побережий Пенжинской губы и заливов Берингова моря. Отложения (3—10 м) слоистые; состав их — песок, гравий, галька, супеси, илы.
Аллювиально-морские отложения (amlV) в устьях рек и ручьев, впадающих в море, слагают дельты, состоящие из косослоистых песков, гравия, галечников и илов с большой примесью растительного детрита. Мощн. 10—30 м.
Ледниковые отложения (gIV), приуроченные к древним и современным карам, наиболее характерны для В территории. Их слагает щебнисто-глыбовый материал с суглинистым заполнителем. Мощн.— до 30 м.
Четвертичные отложения нерасчлененные. Сюда включены элювиальные и склоновые (до 80 % площади территории) отложения. Состав их зависит от литологии подстилающих коренных пород, процессов физического выветривания, распространения многолетней мерзлоты. Формирование склонового чехла продолжалось на протяжении всего четвертичного периода. Преимущественное накопление его, вероятно, происходило в эпохи похолодания, а активное движение рыхлого материала на склонах — в эпохи потепления. Формирование гравитационных (коллювиальных и делювиально-коллювиальных) склоновых отложений связано с активизацией неотектониче-ских поднятий.
Элювиальные отложения (е) занимают небольшие участки уплощенных водоразделов гольцового выравнивания и структурно-денудационных поверхностей на междуречьях Оклана и Пенжины, притоков Тылхоя и Гыленги, в бас. Пустой. Элювий на гранитоидах, роговиках и эффузивах основного и среднего состава преимущественно крупно-обломочно-глыбовый (пористый в верхней части, с суглинистым заполнителем в основании), при дальнейшем выветривании дающий обилие мелкозема; на эффузивах кислого состава — плитчато-щебнистый; на туфогенных и осадочных породах — супесчано-суглинистый со щебнем.
Эллювиальные и делювиальные отложения (е, d) перекрывают пологие поверхности водоразделов и склонов крутизной до 15°. Они представлены курумовыми щебнисто-глыбовыми и глыбово-щебнистыми накоплениями (до Юм).
Делювиальные отложения (d) имеют дресвяно-щебнистый состав с супесчано-суглинистым заполнителем; мощность —- от первых метров до 10—20 м.
Делювиально-солифлюкцибнные отложения (ds) располагаются в нижних частях склонов и на пологосклонных поверхностях водоразделов. Повышенное содержание мелкозема в мелкоглыбово-щебнис-том материале в мерзлотных условиях приводит к его смещению по типу солифлюкции. Мощн. 1—5 м.
Солифлюкционные отложения (s) совместно с делювиально-соли-флюкционными на пологих (до 10°) склонах междуречий и в виде шлейфов налегают на рыхлые стратифицированные отложения. Они
8*
115
представлены существенно мелкоземистыми супесчано-суглинистыми льдонасыщенными отложениями с включением дресвяно-щебнистого материала; их мощн. 3—5 м.
Коллювиальные отложения (с) перекрывают крутые склоны чехлом щебнисто-глыбовых неактивных осыпей, мощность которых (5— 30 м) и крупность обломочного материала увеличиваются к основанию склонов.
Делювиально-коллювиальные отложения (de) представляют собой коллювиальные отложения, перерабатываемые делювиальными процессами. Они приурочены к склонам средней крутизны и состоят из щебнисто-дресвяного материала с суглинком и с включением глыб; мощн. 3—5 м.
ИНТРУЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ
ПОЗДНЕЮРСКИЕ — РАННЕМЕЛОВЫЕ ИНТРУЗИИ
Гипербазиты (oJ3—Ki) приурочены к кремнисто-вулканогенным образованиям верхней юры — нижнего мела и локализованы в зонах надвигов. Они слагают неправильной формы тела (0,1— 20 км2), вытянутые вдоль тектонических нарушений, и образуют Ха-тырский гипербазитовый пояс. Отдельные выходы гипербазитов в зоне Эконайско-Хатырского надвига, по геофизическим данным (В. Э. Пинтэ, 1980 г.), создают единое пластинообразное тело, полого падающее к Ю. А. И. Петров и др. (1975 г.) считают эти тела тектоническими отторженца.ми залегающих на глубине дунит-гарцбурги-товых массивов. Гипербазиты представлены серпентинитами, перидотитами (верлитами и гарцбургитами), реже оливинитами и дунитами, с которыми изредка ассоциируют полосчатые габбро; взаимоотношения их с другими породами не выяснены. Вмещающие породы на контактах с гипербазитами рассланцованы и брекчированы.
Габбро (vJ3—Ki) слагают небольшие тела среди позднеюрских—раннемеловых образований в зоне Березовского разлома в бас. Великой (до 2 км2), а также в верховьях Пикасьваяма (до 8 км2), где приурочены к небольшим разломам. Габбро тесно связаны с гипербазитами, на контакте с ними габбро содержат мелкие ксенолиты гипербазитов. В центральной части тел габбро среднезернистые, в краевой — мелкозернистые, в эндоконтакте — нередко полосчатые. Вмещающие породы у контакта с ними (1—2 м) слабо оквар-цованы и осветлены.
Диориты (6J3—Ki) на левобережье Пырканайваама слагают тело (1,5 км2) среди позднеюрско-раннемеловых образований. Диориты крупно-среднезернистые роговообманковые. Субвулканические базальты (pj3—К]) в бас. Пырканайваама слагают межпластовую залежь (длина 5 км, мощн. 10—35 м) во флишоидных отложениях поздней юры — раннего мела; в центральной части залежи базальты массивные, в краях — миндалекаменные. Рад. возр. К 102,3—104,7 млн. лет (А. И. Петров, 1975 г.).
РАННЕМЕЛОВЫЕ ИНТРУЗИИ
Раннемеловые ультраосновные породы образуют протяженные гипербазитовые пояса в зонах чешуйчато-надвигового строения. Граниты, гранодиориты, сиениты, диориты и габброиды слагают небольшие интрузивные массивы на СЗ территории, в основном приуроченные к фундаменту ОЧВП.
Дуниты, перидотиты, серпентиниты, лерцолиты (oKi) и ассоциирующие с ними габброиды (vKi) входят в офиолитовые комплексы. На происхождение гипербазитов региона существуют две точки зрения. По одной из них гипербазиты — магматиче
117
ские образования, возникающие в периоды заложения геосинклиналей на коре океанического типа [7, 37], по другой — это фрагменты древней океанической коры, находящиеся в аллохтонном залегании. Авторы присоединяются ко второму мнению, которое базируется на результатах последних среднемасштабных геологосъемочных и тематических работ.
Гипербазиты образуют Пенжинский, Куюльский и Майницкий ги-пербазитовые пояса в крупных тектонических зонах северо-восточного и близширотного простирания. В Пенжинском поясе гипербазито-вые массивы обнажаются вдоль восточного побережья п-ова Елистратова, в районе м. Валижген, в верховьях р. Мамет. В этом поясе известно более 100 тел (Б. М. Дмитриев, 1973 г.), общая площадь которых около 100 км2. Большинство тел имеют длину сотни метров,, но есть и более крупные линзовидные, пластообразные и изометрич-ные в плане массивы длиной от 1 до 10 км, шириной от десятков метров до 2-—3 км. На карте мелкие массивы обобщены. Небольшие тела сложены главным образом серпентинитами, более крупные наряду с ними — серпентинизированными перидотитами (лерцолитами и гарцбургитами), реже дунитами. Тесно ассоциированы с гипербазитами тела габброидов до 3—4 км длиной при ширине от 0,1 до 1 км, сложенные преимущественно габбро-норитами, габбро, оливиновыми габбро, изредка габбро-пегматитами.
Многочисленные выходы гипербазитов на восточном побережье Пенжинской губы Б. М. Дмитриевым (1973 г.) объединены в три крупных гипербазитовых массива: Гореловский, горы Длинной и р. Гусиной. Кроме массивных гипербазитов в них наблюдаются своеобразные кластические породы, представляющие собой, вероятно, серпентинитовый меланж. По мнению Б. А. Марковского (1982 г.), ги-пербазитовые кластиты — это результат автомагматического брекчи-рования и термального дробления практически закристаллизованного, но не остывшего гипербазитового материала при его внедрении в неконсолидированные осадки и при непосредственном выходе на морское дно. Гипербазиты и габброиды значительно катаклазированы. Возраст гипербазитов Валижгенской группы принят Б. М. Дмитриевым как валанжинский на основании залегания их среди пород мялекасынской свиты валанжина и присутствия гипербазитовых брекчий в низах тылакрыльской свиты готерива—баррема.
В Понтонейской группе массивов на левобережье Пенжины (верховья Харитони и М. Упупкина), по Б. М. Дмитриеву (1973 г.), тела гипербазитов находятся в тесной пространственной ассоциации с преобладающими здесь габброидами (площадь их выходов более 80 км2). Эта группа известна также как Ганычаланская офиолитовая полоса. По А. Д. Чехову и А. А. Александрову [75], в строении ее участвуют две крупные аллохтонные тектонические пластины, разделенные узкой зоной меланжа. Офиолиты Ганычаланской полосы трансгрессивно перекрыты альбом—туроном.
Куюльский гипербазитовый пояс протягивается на 400 км от Ма-метчинского п-ова к СВ до бас. Ваеги и Березовой. В нем известно более 50 небольших (от 1 до 30 км2) массивов ультраосновных пород и только один крупный — Куюльский (380 км2). Мелкие тела сложены серпентинитами, в более крупных наряду с ними присутствуют в различной степени серпентинизпрованные перидотиты, дуниты, пиро-ксениты. Таблички бастита в серпентинитах свидетельствуют о том, что исходные перидотиты были представлены гарцбургитами. Куюльский массив (левобережье Куюла) — второе по размерам гипербази-товое тело на Северо Востоке СССР; длина его — 75 км, ширина — от 3 до 16 км. Слагают массив преимущественно гарцбургиты, меньше —
118
лерцолиты и верлиты, апоперидотитовые и аподунитовые серпентиниты, габбро и габбро-нориты.
Габброиды, по Э. С. Алексееву, образуют пластины и блоки, имеющие тектонические контакты с перидотитами и серпентинитами. Наиболее крупная пластина (площадь 50 км2, мощн. 450—500 м) габбро и габбро-норитов наблюдается в верховьях Ганкуваяма. Серпентинитовый меланж состоит из глыб, обломков, пластин пород офиолитового комплекса и реже экзотических пород (размером от нескольких сантиметров до 1 км и более в поперечнике) в серпентинитовом цементе. Э. С. Алексеев [5] рассматривает Куюльский массив как тектоническую пластину в меланже, выходящем во фронте Та-.ловско-Майнской чешуйчато-надвиговой зоны, полого наклоненной к СЗ. Рад. возр. К перидотитов 112—132 млн. лет, габбро 115—-121 млн. лет; по мнению Э. С. Алексеева и др. исследователей, он отражает не время формирования этих пород, а время выдвижения их в верхние горизонты земной коры (рубеж валанжина и готерива). По В. И. Аксенову, Б. А. Марковскому и др. (1982 г.), габброиды связаны с ги-пербазитами постепенными переходами.
Майницкий гипербазитовый пояс на описываемой территории представлен (30 км2) западным окончанием Тамватнейского массива (водораздел Великой и Тамватнея), который сложен в основном лерцолитами, подчиненно дунитами, гарцбургитами и габброидами. Габ-бропды (нориты, габбро-нориты, габбро, роговообманковые габбро) слагают небольшие пластообразные тела, залегающие с тектоническим контактом на полосчатых гипербазитах, или секущие дайкооб-разные тела. По В. П. Зинкевичу (1978 г.) и А. А. Пейве [47], Там-ватнейский массив представляет собой крутопадающую к ЮВ пластину. На раннемеловой возраст гипербазитов указывают обломки их в великореченской свите альба—турона. Габброиды имеют рад. возр. К 130 млн. лет (В. П. Зинкевич, 1978 г.). Химические анализы пород офиолитового комплекса приведены в табл. 20.
Габбро (vKi) и габбро-диориты (v6Ki), ассоциирующие с гранитоидами, известны на п-ове Тайгонос, в ОЧВП и близ восточной границы территории в бас. Койвэрэлана и Белой. Они слагают массивы (6—10 км2, в единичных случаях до 50 км2), штоки, силлы и крутопадающие дайки (длиной до 4 км, мощн. от 2—80 до 300 м) в нижнемеловых и более древних отложениях, часто с тектоническими контактами. Характерны интенсивные контактово-метасоматические изменения вмещающих пород: ороговикование, реже окварцева-ние и сульфидпзация; в экзоконтактах некоторых интрузий (бас. Хи-узной) развиваются апатит-гранатовые скарны с магнетитом, пирротином и халькопиритом. Ширина зон изменения от первых десятков метров до 4 км. Габброиды имеют рад. возр. К 105±8—117±10млн. лет (В. М. Гундобин, 1980 г.).
На СВ территории (правобережье Койвэрэлана) габбро, габбро-диабазы и плагиограниты слагают небольшие тела и дайки, прорывающие верхнюю юру — нижний мел и готерив; обломки их содержатся в гальке конгломератов верхней части готерива. Они объединены А. А. Мануйловым (1975 г.) в габбро-плагиогранитный интрузивный комплекс на основании их тесной пространственной связи. На карте показаны только два наиболее крупных тела габбро. Описываемые габброиды отличаются от низкокалиевых габброидов, связанных с офиолитовыми комплексами, большим содержанием щелочей, большей железистостью и меньшей магнезиальностью и известковис-тостью (см. табл. 20).
Диориты (6К1) и диорит-порфирит ы (блК1), пространственно не связанные с массивами гранитоидов, слагают малые (2,5 X ХЗ км) тела в бас. Кегали и в Ичигемском хр. Массивы изометрич-
119
to о
Средний химический состав меловых интрузивных и субвулканических образований
Таблица 20
Породы SiOa TiOs A1a0g FcaOs FcO MnO MgO СаО Na2O К3О PaOs нао п.п.п. Сумма
Граниты (6)* 71,65 0,31 14,59 Pai 0,97 немело 1,58 вне ин 0,05 трузив 0,71 ные образ 1,92 ования 4,50 3,30 0,08 0,29 0,65 100,60
Гпаподиорнты (8) 65,80 0,51 15,05 2,12 2,99 0,15 1,82 4,30 4,00 1,91 0,16 1,19 0,42 100,42
Диориты (4) 57,15 0,60 18,27 2,93 3,92 1,23 3,44 7,54 3,62 1,32 0,21 0,65 0,99 101,87
Габбро (8) 47,20 0,98 19,84 4,97 4,96 0,18 5,97 10,70 2,74 0,31 0,09 1,13 0,35 99,42
Габбро (11)** 46,81 0,24 17,89 2,04 3,59 0,11 10,93 14,88 1,14 0,08 0,05 0,30 1,93 99,99
Верлиты (1) 44,60 0,12 1,94 2,77 1,93 0,12 31,84 7,99 0,13 0,01 0,10 0,73 7,74 100,02
Гарцбургиты (10) 39,97 0,12 2,70 3,95 3,90 0,14 36,85 2,39 0,10 0,01 0,05 0,73 9,18 100,09
Лерцолиты (3) 38,93 0,04 2,42 3,97 3,67 0,08 38,11 1,24 0,14 0,05 0,04 10,73 1,55 100,97
Серпентиниты (7) 37,64 0,11 2,73 5,18 2,40 0,15 36,01 1,04 1,19 0,05 0,05 1,16 12,93 100,64
Раннемеловые субвулканпческие образования
Липариты (3) 72,72 0,29 13,07 2,06 1,84 0,08 0,62 0,80 4,90 2,08 0,06 1,17 — 99,69
Липарито-дациты (2) 69,44 0,61 14,93 2,15 1,80 0,17 1,17 2,50 4,68 1,62 0,13 0,13 1,01 100,34
Базальты (3) 50,96 0,93 16,28 3,71 7,60 0,19 4,63 9,53 2,63 0,39 0,09 2,12 0,92 99,98
Поздпемеловые интрузивные образования. Первая фаза
Габбро-диориты (7) 52,15 1,02 18,07 3,80 5,60 1,84 2,80 8,43 3,88 0,95 0,19 0,51 0,72 99,96
Диориты (21) 57,49 0,79 17,02 3,39 4,40 1,61 1,88 6,53 3,75 1.25 0,20 0,65 0,86 99,82
Кварцевые диориты (8) 59,48 0,85 16,95 2,33 4,28 0,13 2,81 5,32 3,66 2,07 0,17 0,53 1,25 99,83
Поздпемеловые интрузивные образования. Вторая фаза
Гранодиориты (23) 1 65,61 0,50 15,42 2,17 I 2,69 0,07 I 1,71 1 3,63 4,08 3,07 1 0,20 0,73 0,89 100,77
Граниты (76) 1 71,71 0,30 14,26 1,80 1 1,62 0,07 1 0,62 1 1,90 3,96 3,45 | 0,10 0,55 0,73 101,07
Позднемеловые интрузивные образования. Третья фаза
Граниты (8) | 75,08 J 0,22 ] 12,98 | 0,93 | 0,83 | 0,05 [ 0,22 | 0,88 1 3,53 J 4,60 | 0,04 1 *—' | 0,50 J 99,86
Поздпемеловые интрузивные образования нерасчлененные
Габбро-диориты (57) 49,61 0,96 18,74 4,02 5,21 0,16 4,75 8,63 3,28 1,03 0,23 0,78 1,12 98,52
Диориты (92) 55,17 0,82 16,53 2,74 4,16 0,14 3,94 5,83 4,14 1,55 0,22 0,62 1,94 97,80
Гранодиориты (4) 66,24 0,61 15,44 1,86 3,10 0,10 1,60 3,10 3,55 2,80 1,80 0,75 0,75 101,70
Грано диорит-порфиры 67,08 0,58 16,01 1,63 2,07 0,08 1,63 3,24 4,15 1,89 0,96 1,51 0,51 101,34
Граиит-порфиры (1) 69,12 0,22 15,83 0,64 1,40 0,03 1,23 3,23 4,60 0,79 0,11 0,87 0,45 98,52
Граниты (108) 73,72 0,49 15,22 0,38 1,65 0,09 1,02 2,98 3,54 3,14 0,16 — 102,39
Дуниты (5) 38,34 0,07 0,27 3,44 8,26 0,23 44,70 0,37 0,09 0,09 .—- 0,17 4,13 100,16
Пироксепиты (3) 45,42 0,53 5,19 6,74 6,37 0,16 14,63 17,85 0,55 0,15 0,19 1,91 0,56 100,25
Габбро (23)** 47,75 0,80 16,18 5,21 5,15 0,21 7,27 11,39 1,97 0,98 0,15 1,07 1,69 99,82
Поздпемеловые субвулканические образования
Базальты (2) 50,36 0,76 16,50 6,12 4,46 0,25 4,20 8,51 3,32 0,98 0,25 1,75 1,61 99,07
Андезиты (2) 59,12 0,51 17,26 3,17 3,15 0,12 2,32 6,41 3,48 0,60 0,27 1,87 0,83 99,11
* В скобках — количество анализов.
** Габброиды, связанные с офиолитовыми комплексами.
ные, сложены крупнозернистыми диоритами, в эндоконтактах — гнейсовидными, с многочисленными ксенолитами.
Сиениты (BKi) на правобережье Кегали, ниже устья Чахнит-ки слагают два штокообразных тела (0,65 и 0,36 км2), прорывающих верхнюю пермь. Две пластообразные залежи сиен нт-порфиров (gnKi) длиной 5,4 и 7,0 км и мощн. более 100 м приурочены к разломам близширотного и северо-западного простирания. Одна из них. внедрена между верхним триасом и чайвавеемской свитой альба —сеномана, другая — между нижней — средней юрой и кегалинской свитой альба. Породы альбитизированы, пеолитизированы, реже — сери-цитизированы.
Граниты (yKi), гранодиориты (yfiKi) слагают ряд массивов в бас. Пенжины. Наиболее крупный из них — Первомайский, протягивающийся от истоков Б. Чалбугчана к СВ на 35 км. Конфигурация массива сложная, границы извилистые, местами тектонические; форма массива близка к куполовидной. Сложен массив (Э. А. Стрижко и др., 1978 г.) преимущественно крупнозернистыми биотит-роговообманковыми гранодиоритами, в эндоконтакте — диоритами и сненито-диоритами. На СВ его наблюдаются многочисленные провесы кровли и ксенолиты. Вмещающие отложения усовской свиты готерива—баррема ороговикованы. Ширина зон ороговикования 2— 3 км.
Примерами массивов, в строении которых участвуют разновидности интрузивных пород от гранитов до габбро (y-v Ki), могут служить Усть-Мургальский и Бунтунскнй массивы в бас. Пенжины. Усть-Мургальский массив (70 км2) в междуречье Мургаля и Осиновой (С. С. Лобунец, И. А. Кузнецова, 1977 г.) представляет собой крупное трещинное тело, изолированные выходы которого среди контактово-измененных пород усовской свиты прослеживаются вдоль северо-западных разломов. Массив сложен биотит-роговообманковыми гранодиоритами и гранитами, а также связанными с ними постепенными переходами тоналитами, диоритами, габбро. В Бунтунском массиве (54 км 2), сложенном преимущественно гранодиоритами и диоритами, в эндоконтактовых и апикальных частях встречаются габбро и кварцевые габбро. Химические анализы раннемеловых интрузивных образований приведены в табл. 20. Рассматриваемые гранитоиды относятся к раннемеловым, так как прорывают отложения готерива — баррема, содержатся в гальке конгломератов ненеитской свиты альба и имеют рад. возр. К от 98 до 117 млн. лет.
Предположительно к раннему мелу отнесен Восточно-Тайгонос-ский массив на восточном побережье п-ова Тайгонос между м. Наклонный и бух. Причальная. В пределах территории он протягивается с ЮЗ на СВ на 40 км при ширине от. 8 до 16 км. Массив сложен гранодиоритами, в эндоконтакте — кварцевыми диоритами и иногда габбро. В смежном к 3 районе близ границы территории (И. Л. Жу-ланова, 1980 г.) гранитоиды этого массива имеют рад. возр. К 89— 115 млн. лет. Раннемеловой возраст гранитоидов определяется тем, что они прорывают меловые отложения до апта—альба включительно, а галька их содержится в базальных конгломератах маметчпн-ской свиты альба—сеномана.
Субвулканические образования, ассоциирующие с раннемеловыми' интрузиями, представлены липаритами (XKi) и липарит о-дацитами (ZgKi), залегающими на правобережье Пенжины, севернее-долины Холоховчана среди отложений готерива баррема. Они образуют многочисленные мелкие (0,1—3 км2) штоки, пластообразные-тела, дайки и силлы, большинство которых внемасштабны. Химические анализы их приведены в табл. 20. Липариты и липарито-дацитьп
122
прорывают готерив-барремские отложения и содержатся в гальке конгломератов ненеитской свиты альба. Их рад. возр. К ЮЗ— J30 млн. лет.
ПОЗДНЕМЕЛОВЫЕ ИНТРУЗИИ
Позднемеловые интрузии представлены гипербазитами и ассоциирующими с ними габброидами Ватыиского базит-гипербазитового пояса и породами от габбро до гранитов, тесно связанными с формированием ОЧВП. Кроме этих основных групп имеются интрузии гра-нитоидов на п-ове Тайгонос, малые интрузии гранитоидов в Корякской зоне и на Олюторском п-ове, небольшие тела габбро на правобережье Пенжины в бас. Хиузной и в Пенжинском хр.
Позднемеловые гипербазиты (оКг): дуниты, серпентиниты, пироксениты, перидотиты (верлиты, кортландиты, лерцолиты) — и ассоциирующие с ними габброиды (vKs) слагают Ватынский базит-гипербазитовый пояс (Б. М. Дмитриев, 1973 г.) длиной около 700 км, протягивающийся от бас. Пустой по правобережью Вывенки в междуречье Ватына—Ильпи до бухты Натальи. Интрузии контролируются глубинным Вывенским разломом и оперяющими его разнонаправленными трещинами. На северо-восточном фланге к Ватынскому поясу причленяется Ачайваямская (по Б. М. Дмитриеву) группа габброидных интрузий, простирающаяся на 130 км вдоль побережья Берингова моря и приуроченная к разлому северо-восточного простирания и оперяющим его более мелким разломам. В Ватынском поясе (включая Ачайваямскую группу) известно более 40 тел, пространственно связанных с кремнисто-вулканогенной ватынской серией сантона— кампана и ачайваямской свитой Маастрихта—дания.
На правобережье Вывенки расположены Гальмоэнанский (46 км2) и Сейнавский (55 км2) гипербазитовые массивы, имеющие форму удлиненных эллипсов, вытянутых к СВ. Э. С. Алексеев [6] считает их бескорневыми пластинами, нижняя кромка которых погружена на глубину 0,7—2 км, и относит к серпентинитовому моно-миктовому меланжу. По Э. С. Алексееву, массивы состоят из тектонических пластин, разделенных близгоризонтальными надвигами. Нижняя пластина (200—250 м) сложена монцогаббро и нормальным габбро; средняя (250—300 м) — «полосчатым» комплексом гипербазитов, где чередуются залежи (мощностью десятки метров) клинопи-роксенитов, верлитов, реже кортландитов, лерцолитов, дунитов и пачки тонкого их чередования; венчает массив пластина (400 м) дунитов и аподунитовых серпентинитов с тонковкрапленным хромитом. Химические анализы гипербазитов приведены в табл. 20. В Ватынской серии контактовых изменений не обнаружено. Гипербазиты прорваны палеогеновыми габброидами.
На восточном фланге пояса наиболее крупные массивы — Итчай-ваямский на правобережье Ильпи и Эпильчикский на правобережье Ватыны. Итчайваямский массив (40 км2) относился А. А. Алексеевым (1979 г.) к многофазным интрузиям (первая фаза — пироксениты, вторая — габбро, третья — диориты). Эпильчикский массив, также считавшийся А. В. Дитмаром (1972 г.) многофазной интрузией, представлен небольшими (до 18 км2) разрозненными выходами дунитов п инроксенитов, прорванных дайками плагиоклазитов. В последние годы появилась иная точка зрения на геологическую позицию этих массивов. А. А. Александров, Н. А. Богданов и др. [3] относят их к офиолитовому комплексу и трактуют как останцы более крупных покровов, залегающих на кремнисто-вулканогенных образованиях. Нижние контакты массивов раздроблены, глыбы покрыты зеркалами
123
скольжения и закатаны в перетертый, иногда до глиноподобного состояния, пироксенит.
Ачайваямская группа интрузий включает более десяти тел габбро (от 1 до 50—75 км2), имеющих по геофизическим данным (Л. А. Аникеева и др., 1966 г.) форму вертикальных или крутопогру-жающихся к Ю пластин с нижней кромкой на глубине 5—6 км. Массивы вытянуты близширотно или с СЗ на ЮВ. Вмещает их ачайва-ямская свита (Маастрихт—даний). Массивы сложены, по М. И. Кось-ко (1972 г.), пироксеновыми, реже амфиболовыми габбро. Центральные части крупных тел и изредка мелкие тела слагают пироксенпты и перидотиты (верлиты). Наряду с габбро характерны эссекситовые габбро, монцониты, диориты, кварцевые диориты, сиениты, кварцевые-сиениты и гранодиориты, связанные постепенными переходами. Контакты массивов затушеваны интенсивным дроблением. Западнее, в бас. Вывенки Б. В. Лопатин (1976 г.) отмечает ороговикование пород ватынской серии на контакте с габбро. Позднемеловой возраст Ва-тынского пояса определяется пространственной ассоциацией гипербазитов и базитов с ватынской серией и ачайваямской свитой и прорыванием их палеогеновыми габброидами и гранитоидами. Габбро имеют рад. возр. К 67—81 млн. лет (А. Б. Цукерник, 1974 г.; А. Л. Ба-шаркевич, 1976 г.).
Позднемеловые габбро, гранодиориты (преобладают) и граниты слагают массивы, вытянутые цепочкой на СВ почти на 300 км от западной границы территории до долины Пенжины. Размещение массивов контролируется разломами, преимущественно северо-восточного-простирания, среди которых главенствует Оклано-Мургальский. Крупные массивы гранитоидов имеют сложную форму и извилистые очертания, часто вытянуты на СВ: это Тылхойский в бас. Тылхоя, Ичеве-емский в бас. Ичевеема, Ильновеемский в бас. Ильновеема, массивы в верховьях Юлговаама, в бас. Оклана, Ичегемский в хр. Ичегем, Тургунчакский на правобережье Пенжины. Более мелкие штокообразные тела имеют округлую в плане форму, трещинные — удлиненную.. В массивах выделены две, а иногда три фазы внедрения: первая — габбро, габбро-диориты, кварцевые диориты, диориты; вторая (главная) — граниты, гранит-порфиры, гранодиориты, гранодиорит-порфи-ры, граносиениты; третья — аляскитовые и лейкократовые граниты,, граносиениты, субшелочные граниты. Наряду с интрузивными взаимоотношениями отмечаются взаимопереходы между ними. Некоторые массивы на фазы не расчленены.
Габбро (viKs) и габбро-диориты (мб1Кг) первой фазы слагают небольшие (от 1 до 20—50 км2) изометричные тела в бас. Оклана, Юлговаама, на правобережье Пенжины и в междуречье Оклан — Б. Чалбугчан. В последнем они образуют внешнюю зону массива Северный и прорваны гранитоидами второй фазы (Л. Т. Шевы-рев, 1970 г.). Габброидами прорываются вулканиты альба—сеномана и сеномана. Контакты их с вмещающими породами крутые, ширина зон ороговикования — первые десятки метров. Вопрос о возрасте массива спорен: по одним данным интрузия прорывает альб-сеномаиские вулканиты, по другим — перекрыта ими. Массив Троктолит (правобережье Пенжины и устье Хиузной) площадью 6 км2 сложен чередующимися пироксеновыми и пироксен-амфиболовыми габбро (В. А. Фараджев и др., 1971 г.), прорванными граносиенитами.
Диориты (61К2) и кварцевые диориты (qSjKz) первой, фазы слагают мелкие овальные или изометричные штоки и вытянутые вдоль разломов трещинные тела площадью от 1 до 20 км2 (редко до-. 50 км2), приуроченные к периферии крупных гранитоидных интрузий или трассирующие зоны разрывов. Они прорывают и метаморфизуют
124
альб-сеноманские и сеноманские вулканиты и более древние породы и прорваны гранитоидами второй фазы.
Г р а н и т ы (-V2K2) и гранодиориты (762X2) второй фазы слагают основную площадь крупных массивов. Так, Ичевеемский массив (380 км2) лакколитообразной формы со сложными очертаниями, по В. М. Гундобину и Ю. С. Некрасовой (1980 г.), слагают в основном лейкократовые роговообманково-биотитовые и биотит-роговообманко-вые граниты и гранодиориты, в эндоконтакте — кварцевые и рогово-обманковые диориты, изредка граносиениты и кварцевые монцониты. Гранитоиды рвут породы первой фазы и вулканиты альба—сеномана. Контакт с эоценовыми базальтами холодный. Многочисленная галька их встречена в эоценовых конгломератах.
Тылхойский массив, выделенный А. П. Шпетным (1948 г.), по Л. М. Карпасову, имеет плошадь 600—700 км2; основная часть его вытянута близширотно на 40 км при ширине 8—20 км. В массиве преобладают биотитовые и биотит-роговообманковые граниты, реже отмечаются гранодиориты, а в приконтактовых частях — мелкозернистые и порфировидные разности их (улгКг, ублгКг)- Граниты образуют апофизы в гранитоидах первой фазы, метаморфизуют их, вблизи контакта с ними содержат ксенолиты диоритов размером до 1 км2. В апикальных частях массива отмечаются крупные ксенолиты роговиков по алевролитам. В. М. Гундобин и Ю. С. Некрасова (1980 г.) предполагают, что Тылхойский массив продолжается к ЮЗ и на глубине соединяется с Колымакским массивом (750 км2) в бас. Колымака. В бас. Микиной, Юлговаама, Оклана мелкие штокообразные и трещинные тела и более крупные куполовидные массивы слагают биотитовые и биотит-роговообманковые граниты и роговообманковые и пироксен-роговообманко-вые гранодиориты.
Тургунчакский массив, вытянутый на 50 км по правобережью Пенжины (от устья Хиузной к верховьям Нибарчена) и имеющий ширину 10—12 км, представлен (Э. А. Стрижко, 1978 г.) граносиенитами (VI2K2) и гранодиоритами; эндоконтактовые фации его — гранодиорит-порфиры, сиенито-диориты, диориты, диорит-порфириты. Анализ распределения фаций в массиве позволил Э. С. Стрижко отнести его к тре-щинно-плитообразному типу. Позднемеловой возраст интрузии устанавливается по прорыванию ею ильваваамской свиты альба — сеномана.
Аляскитовые и лейкократовые граниты (у3Кг) и граносиениты (тёзКг) третьей фазы прорывают гранитоиды второй фазы, располагаются в краевых частях их массивов, а также слагают небольшие штоки, куполовидные и пластообразные тела (0,4— 30 км2). Они известны на 3 территории — в бас. Ичевеема и правых притоков Тылхоя. По В. М. Гундобину и Ю. С. Некрасовой (1980 г.), тела сложены однородными средне- и мелкозернистыми аляскитами. Для них характерны повышенная щелочность (сумма щелочей больше 8% или -—8%) при резком преобладании окиси калия и высокая пе-ресыщенность глиноземом. Субщелочные граниты третьей фазы известны также восточнее, в междуречье Юлговаама и Микиной, где, по Л. И. Махониной, слагают мелкие штокообразные тела, прорывающие гранитоиды второй фазы (на карте не показаны из-за малых размеров).
Г а б б р о (vKs) и габбро-диориты (т-6Кг) в междуречье Хиузная-Ниньчех, в верховьях Ушканьи-2, в междуречье Пальматки-на—Пенжина слагают изометричные штоки или вытянутые вдоль разломов трещинные тела (1—8 км2) с крутыми контактами, прорывающие отложения готерива—барре.ма и верхней юры — нижнего мела. В экзоконтактах (от первых десятков до сотен метров) в бас. Хиузной распространены пироксеновые и роговообманковые роговики. Их рад. возр. К 64—71 млн. лет.
125
Диориты (6К2), формирующие комплекс «малых» интрузий, в бас. Шайбовеема, Тылхоя, в верховьях Пальматкиной и на Олютор-ском п-ове слагают куполовидные штокообразные тела (0,1—1,0 км2, редко до 8 км2) и дайки (длина до 2 км, мощн. 0,5—6 м). Большинство тел контролируется разломами северо-восточного простирания. Интрузии однородны по составу и представлены мелко-среднезернистыми, иногда порфировидными разностями; центральные части наиболее крупных тел сложены крупнозернистыми диоритами. Диориты прорывают верхнюю юру — нижний мел, тылхойскую свиту альба—сеномана, ватынскую серию сантона—кампана и ачайваямскую свиту Маастрихта—дания. Контакты с вмещающими породами крутые. Экзоконтак-товые изменения (3—50 м) выражаются в ороговиковании, осветлении и сопровождаются сульфидизацией. Рад. возр. К 67 и 83 млн. лет (А. Л. Башаркевич, 1983 г.).
Кварцевые сиениты (ggKz) в бас. верховьев Уйвинвываяма слагают линзовидное тело (0,6X1 км), вытянутое вдоль разлома северо-восточного простирания, и ряд мелких штоков, не выразившихся в масштабе карты. Позднемеловой возраст сиенитов установлен по прорыванию ими отложений Маастрихта.
Граниты (уКг), г р а н ит-п о р ф и р ы (улКг). гранодиориты (убКг), гранодиорит-порфиры (ублКг) слагают разнообразные по форме и размерам массивы. На п-ове Тайгонос находятся два крупных массива: Авековский (более 300 км2) и Приморский (около 700 км2) — и несколько мелких. Крупные массивы вытянуты с ЮЗ на СВ, контакты их пологие. Сложены они, по Ю. А. Волкову и Ю. С. Некрасовой (1981 г., 1982 г.), амфиболовыми и амфибол-биоти-товыми гранодиоритами, гранитами, реже лейкократовыми биотитовы-ми гранитами, в эндоконтактах — диоритами и кварцевыми диоритами; характерны переходы лейкократовых разностей гранитоидов в меланократовые, мелкозернистых — в крупнозернистые. Гранитоиды прорывают все отложения до нижнемеловых включительно, а также — раннемеловые габброиды. Вмещающие породы на контакте с ними превращены в роговики и мигматиты.
В бас. Кегали, Шайбовеем, Тылхой штокообразные тела гранитов, гранодиорит-порфиров, гранодиоритов (до 20—25 км2) прорывают и ороговиковывают вулканиты альба—сеномана и сеномана, перекрыты с холодным контактом палеогеновыми базальтами. Рад. возр. К (73— 83 млн. лет) также указывает на поздний мел. Химические анализы позднемеловых гранитоидов приведены в табл. 20.
Группа мелких штоков (от 300X500 м до 2X5 км) и крупных лайковых тел гранит- и плагиогранит-порфиров и гранодиорит-порфиров на правобережье Великой (от долины Койвэрэлана до восточной границы территории) приурочена к зоне близширотного разлома, осложненного надвигами. Позднемеловой возраст рассмотренных пород определяется их взаимоотношениями с вмещающими и перекрывающими образованиями, рад. возр. К 69—105 млн. лет. Вулканиты среднего состава, по И. И. Сонину (1981 г.), превращены в кварц-биотитовые или плагиоклаз-эпидот-пироксеновые роговики, вулканиты кислого состава — в кварц-серицитовые. По данным В. М. Гундобина и Ю. С. Некрасовой (1980 г.), по вулканитам развиваются также фельзитоподобные пятнистые роговики, по осадочным породам — кварц-биотитовые роговиковые сланцы, пироксен-биотитовые, кварц-кордиерит-бпотито-вые и андалузитовые роговики, изредка — гранатовые скарны.
Позднемеловые субвулканические образования. Базальты (рКг) слагают немногочисленные куполовидные и штокообразные (до 3 км2), иногда удлиненной формы пластинообразные (до 3—4 км длиной) тела и дайки (длина до 1,5 км, мощн. до 10 м), часто образующие серии из трех-десяти тел. Большинство их сконцентриро
126
вано на Олюторском п-ове в зонах крупных разломов северо-восточного простирания, где они прорывают ватынскую серию и ачайваямскую свиту. Единичные штоки и дайки отмечены в бас. Ичевеема. Контакты тел с вмещающими породами крутые, почти вертикальные, экзоконтак-товые изменения не установлены. Породы, слагающие внутренние части субвулканических тел и даек, хорошо раскристаллизованы, в зонах эндоконтактов (до 30 см) — стекловатые. Базальты из бас. Ичевеема имеют рад. возр. К 67±7 млн. лет (В. М. Гундобин, 1980 г.). Несколько субвулканических тел базальтов известны в междуречье Ку-бавеем — Пенжина. Диабазы (Р'Ка), слагающие пластовые тела в бас. Имлана, приурочены к эссовеемской свите сантона—кампана. Разнообразные по размерам линзовидные тела их (мощн. 1—30 м, длина 25—400 м) расположены вдоль надвига северо-восточного простирания.
Андезиты (а1\2) и андезито-дациты (а£К2) распространены в бас. Ичевеема, Кегали, Оклана, Кубавеема, Б. Чалбугчана, незначительно — на Олюторском п-ове. Они слагают многочисленные штоки округлой, удлиненной и сложной формы размером от сотен метров до 20 км2, а также дайки длиной до 3 км, мощн. до 15 м. Приурочены тела к различно ориентированным разломам. К контактам субвулканических интрузий нередко приурочены зоны метасоматитов. Андезиты имеют рад. возр. К 83±6 млн. лет (В. М. Гундобин, 1980 г.), андезито-дациты — 79 млн. лет (И. И. Сонин, 1981 г.) и 65±6 млн. лет (В. М. Гундобин, 1980 г.).
Липариты (/.Кг), липар и то-дациты (Х£Кг) и дациты (СКг) в ОЧВП слагают различной формы и размера (от 0,1 км2 до нескольких десятков квадратных километров) тела, прорывающие альб-сеноманские и сеноманские вулканиты, а местами — гранитоиды позднего мела. Наиболее крупные тела известны в верховьях Кегали и в бас. Шайбовеема и Романихи. Массив в верховьях Кегали имеет неправильные извилистые очертания (до 15 км в поперечнике) и состоит из слившихся тел андезитов, дацитов и липаритов. Расположенное южнее тело липаритов (8x4 км) состоит из куполовидных массивов, от которых отходят апофизы, секущие гранодиориты. Крупное субвулканическое тело в бас. Шайбовеема и Романихи (160 км2) сложено-липарито-дацитами. Липариты и дациты, по данным В. М. Гундобина (1980 г.), имеют рад. возр. К от 70±6 до 88±9 млн. лет, по данным И. И. Сонина (1981 г.), — 60 и 98 млн. лет.
Кератофиры (%К2) слагают небольшие штоки (0,2—4 км2) на правобережье среднего течения Вывенки. Они прорывают кремнистовулканогенную ватынскую серию сантона—кампана. Наряду с кератофирами отмечаются их кварцевые разности (кварца до 10%). По геохимической характеристике и петрографическим особенностям кератофиры не отличаются от эффузивных аналогов, входящих в состав ватынской серии, что определяет их позднемеловой возраст.
ЭОЦЕНОВЫЕ ИНТРУЗИИ
Эоценовые габброиды и гранитоиды слагают штокообразные, реже трещинные тела, прорывающие верхнемеловые и верхнемеловые — палеогеновые образования. Преобладают диориты и гранодиориты, образующие группы мелких тел.
Габбро (v₽2), слагающие крупные массивы и мелкие штокообразные тела, распространены на правобережье среднего течения Вывенки среди образований ватынской серии. Массивы Навкырский (39 км2) и Имланский (29 км2) вытянуты па СВ на 19,5 и 12 км. По аэромагнитным данным Навкырский массив продолжается на 9 км к ЮЗ и представляет собой полого погружающуюся к ЮВ пластину (мошн. около 1,5 км), уходящую на глубину до 4 км. Имланский мас
127
сив трактуется Э. С. Алексеевым (1980 г.) как бескорневое тело (глубина залегания нижней кромки 1 км) в составе тектонического покрова ватынской серии.
Множество мелких (0,2—6 км2) штоков и пластообразных тел габ-броидов (на карте показаны наиболее крупные из них) имеется юго-западнее Имланского и на периферии Гальмоэнанского и Сейнавского гипербазитовых массивов. Интрузии сложены в разной степени амфи-болитизированными габбро и габбро-диабазами, в меньшей степени — средне-крупнозернистыми монцогаббро с жилами (мощн. 0,5—3 м), линзами и шлировидными обособлениями гигантозернистых роговообманковых габбро; в эидоконтакте (50—100 м)—габбро-порфиритами, иногда с полосчатой текстурой. Средний химический состав габбро приведен в табл. 21. Контакты интрузий с вмещающими породами ватынской серии активные: по кремнистым разностям образуются пи-роксен-кварцевые и амфибол-плагиоклаз-кварцевые породы, а по базальтам и туфам основного состава — плагиоклаз-актинолит-кварцевые роговики. По данным Э. С. Алексеева (1980 г.), их рад. возр. К 43— 64 млн. лет (12 проб).
Диориты (6₽г) слагают штокообразное тело площадью 1,2 км2 на западном побережье Олюторского п-ова в районе м. Серый, а также два небольших тела к С и Ю от него, не показанных на карте из-за малых размеров. Диориты, по А. Л. Башаркевичу и В. К. Дмитриевой (1978 г.), прорывают сантон-кампанские и маастрихт-датские образования. Рад. возр. К 55±4 млн. лет.
Кварцевые диориты (цбРг) на правобережье Вывенки (междуречье Тапельваям—Огинраваям) слагают пластинообразное тело (2X0,8 км), прорывающие ватынскую серию сантона—кампана и имеющее рад. возр. К 43±4 млн. лет.
Граниты (у₽2), гранодиориты (убРг) и гранодиорит-порфиры (-ублРг) слагают крупное (10X15 км) тело на правобережье Энычаваяма и небольшие (до 5 км2) штокообразные тела в междуречьях Евьеинваям—Энычаваям и Импенвеем—-Учхичхиля, а также на побережье Олюторского зал. Они прорывают отложения сантона—кампана и верхнего мела—палеогена и на правобережье Энычаваяма с холодным контактом перекрыты вулканитами эоцена—олигоцена. Гранитоиды междуречья Евьеинваям—Энычаваям, по Л. В. За-боткину (1980 г.), имеют рад. возр. К 39 млн. лет, гранитоиды правобережья Энычаваяма и верховьев Учхичхиля — 54—58 млн. лет. Грано-диорит-порфиры и роговообманковые граниты массива Яньянай в верховьях Учхичхили, по данным А. И. Поздеева (1970 г.), прорывающие вачваямскую свиту кампана, прорваны миоценовыми гранодиорит-пор-фирами с рад. возр. К 25 млн. лет. Плагиограниты слагают два штокообразных тела (10 и 6 км2) на западном побережье Олюторского п-ова. Они прорывают образования верхнего мела и содержат ксенолиты эоценовых диоритов. Рад. возр. К плагиогранитов 48±6 и 50±6 млн. лет (А. Л. Башаркевич, 1978 г.). Ширина экзоконтакта у малых интрузий обычно не превышает первых десятков метров.
Эоценовые субвулканические образования представлены базальтами и дацитами. Базальты (рР2) слагают штокообразные, пластинообразные, реже линзовидные тела (0,05—5 км2) и дайки (длина до 1 км, мощн. 0,3—0,4 км), прорывающие эссовеемскую свиту сантона—кампана на правобережье Евьеинваяма и геткилнинскую свиту палеоцена—эоцена в бас. Пустой. В эндоконтактах (10—12 м) отмечаются хлоритизация и соссюритизация, в экзоконтакте (1— 5 м)— окварцеванне и пиритизация. Контакты крутые. Рад. возр. К 41 ±5—62±6 млн. лет (Л. В. Заботкин, 1980 г.).
Дациты (ь₽г) слагают немногочисленные штокообразные и удлиненные (от 1X1,5 км до 3x8 км) тела, прорывающие ватынскую
128
серию на левобережье Апуки. Центральные части субвулканических тел лучше раскристаллизованы, в краях иногда наблюдаются автома-гматические брекчии. Экзоконтактовые изменения не установлены. Средний химический анализ их приведен в табл. 21. Рад. возр. К 37—* 50 млн. лет (А. Б. Цукерник, 1974 г.).
ОЛИГОЦЕНОВЫЕ ИНТРУЗИИ
Габбро (уР3) на левобережье Пылговаяма (притока Пахачи) слагают изометричное штокообразное тело (4 км2), приуроченное к близширотному разлому. Они прорывают ивтыгинскую свиту палеоцена и перекрываются вулканитами корфовской серии миоцена. Рад. возр. К 28,5—34,5 млн. лет (А. А. Коляда, 1980 г.).
Диориты (6Р3), д и о р и т-п о р ф и р и т ы (6лР3), кварцевые диориты (q6P3), кварцевые диорит-порфир и ты (q6n₽3) и сиенито-ди ориты (|6Р3), среди которых преобладают кварцевые диориты, слагают мелкие штоки (0,2—6 км2) в бас. Черной, Агликича, Майна и Слаутной, в междуречье Энычаваям-Евьеииваям, в бас. Ванптатваяма, Укэлаята, Вывенки, на п-ове Говена, часто группирующиеся цепочками вдоль зон разломов. Крупные тела (до 20 км2) единичны (бас. Черной). Центральные части их часто сложены кварцевыми диоритами, краевые — диорит-порфиритами, реже — роговообманковыми монцонитами. Более мелкие тела имеют однородный состав. Контакты интрузий с вмещающими породами чаще крутые. Нередко интрузии сопровождаются дайками близкого состава, локализованными во вмещающих породах и в самих интрузиях. Ширина экзоконтактовых зон — от первых метров до 3 км. Иногда мощные зоны ороговикования наблюдаются над слабо эродированными интрузиями.
Кварцевые диориты и диориты прорывают разнообразные по составу меловые образования, позднеюрские — раннемеловые гипербази-ты (на междуречье Хатырка—Пикасьваям), вулканиты эоцен-олигоцена (на междуречье Евьеинваям—Энычаваям, в бас. Словутной, Черной и на др. участках). В бас. Хатырки их рад. возр. К 27±7 —36± ±6 млн. лет (В. Э. Пинтэ, 1980 г.), в бас. Ванптатваяма 25—30 млн. лет (Б. В. Лопатин, 1976 г.). Химические анализы их приведены в табл. 21. Кварцевые диориты и сиенито-диориты слагают также пластообразные залежи. Наиболее крупные из них установлены к С от бухты Сомнения (Олюторский зал.) и в бас. Пахачи. Длина наиболее крупных силлов сиенито-диоритов в бас. Пахачи 12—13 км, мощн. 80— 250 м. Они залегают согласно с вмещающими отложениями ачайваямской свиты и вместе с ними участвуют в складчатых структурах; углы падения их — от 20 до 70° (Н. В. Устинов, 1972 г.).
Граниты (-у₽з), г р а н и т - и о р ф и р ы и пл аг иогран ит-порфиры (ул₽3), гранодиориты (уб₽3), гр анод нор ит-порфиры (у6лР3) особенно широко распространены на ЮЗ территории, в бас. Уннэйваяма и Куйвиваяма, где образуют массивы неправильной формы (до 50 км2), штокообразные тела и дайки. На ЮЗ наиболее крупные массивы плагиогранит- и граннт-порфнров: Мигитунуп-ский (50 км2), Куйвиваямский (18 км2), Ичигинскнй (10 км2)—залегают среди липарито-дацитов велолныкской свиты эоцена—олигоцена. Вблизи поля вулканитов в терригенных породах верхнего мела—палеогена располагаются дайки и штокообразные массивы гранит-порфиров (Валунный, Айнаветкинский, на водоразделе Куйвиваяма — Уннэйваяма). Эти массивы и продолжающие их дугообразные трещинные тела (20—30 км) заложились по кольцевым трещинам, ограничивающим Мигитунунскую вулканоструктуру (30 км в поперечнике). Песчаники и
9 Зак. 362
129
Таблица 21
Средний химический состав палеогеновых и неогеновых интрузивных и субвулкаиических образований и вулканитов апукскои свиты
Породы SiOa ТЮа Л1..О,, Ре20, FcO MnO MgO CaO Ka2O K2O P2O, HUO n. n. n. Сумма
Граниты (5) 75,16 0,35 12,39
Плагиогранит-порфи-ры (4) 72,20 0,36 13,7
Диориты (1) 58,72 0,54 18,35
Габбро (15) 46,50 0,83 14,30
Дациты (3) 67,87 0,53 15,53
Андезито-дациты (3) 62,38 0,52 17,03
Граипт-порфиры (5) 70,49 0,39 15,61
Граподпорит-порфиры (5) 66,60 0,39 16,96
Кварцевые диориты (2) 61,96 0,72 16,55
Диориты (7) 55,96 0,64 17,19
Липариты (1) 75,87 0,24 13,73
Дациты (2) 65,09 0,43 16,43
Эоцеповые иптру зивные образования
0,85 1,71 0,07 0,69 1,73
1,72 2,53 0,06 0,73 2,75
2,32 4,02 0,12 3,84 7,74
5,45 5,75 0,16 8,63 12,16
Эоцеповые субвулканические образования
1,73 1,71 0,03 1,18 2,49
3,03 1,82 0,09 2,2 5,82
Олигоценовые интрузивные образования
1,95 1,12 0,04 0,72 2,49
1,16 1,91 0,03 1,94 2,47
2,64 3,19 1,12 2,40 5,23
3,07 4,35 0,14 3,97 6,37
Олигоценовые субвулка ипческие образования
0,65 1,01 0,03 0,46 1,58
1,15 2,48 0,08 1,88 4,46
5,02 0,63 0,06 0,68 0,57 99,91
4,55 0,60 0,07 0,6 0,84 100,71
3,36 1,08 0,31 0,05 0,24 100,69
2,27 1,00 0,25 0,33 2,10 99,73
4,54 2,64 0,11 1,38 0,93 100,67
4,17 1,05 0,12 1,17 0,82 100,22
4,01 2,20 0,14 1,08 1,24 101,48
4,63 1,46 0,11 2,16 2,25 102,07
3,13 1,50 0,10 0,17 2,28 100,99
3,06 1,54 0,18 1,82 2,96 101,25
2,78 3,14 0,01 0,63 0,65 100,78
4,43 1,21 0,15 2,27 0,63 100,69
Андезиты (2) 60,01 f 0,48 | 17,01 | 3,08 1,85 0,11 4,07 5,82 | 4,36 1,12 | 0,16 1,42 j 1,13 100,62
Раннемиоценовые интрузивные образования
Гранодиориты (2) 65,23 0,79 15,27 3,14 1,69 0,16 1,98 3,19 4,46 2,34 0,12 1,73 1,98 102,08
Диорит-порфириты (4) 63,61 0,71 16,34 2,11 2,74 0,09 1,95 4,71 4,09 1,48 0,13 0,76 1,90 100,62
Габбро (17) 49,55 0,68 18,52 3,23 6,37 0,17 5,40 9,66 2,83 1,22 0,13 0,56 1,89 100,21
Раннемиоценовые субвулканические образования
Андезиты (3) 58,79 ' 0,31 18,84 3,76 1 2,44 0,13 3,08 в.® 3,63 1,30 0,12 ' 0,33 |0.60 99,79
Позднемиоценовые интру зивные образова НИЯ
Днориты (2) 58,92 0,83 17,19 3,27 3,34 0,10 3,39 6,01 3,58 1,94 0,18 1,42 1,20 101,37
Кварцевые диорпт-пор-фириты (6) 62,16 0,70 16,48 2,21 3,08 0,06 2,42 4,98 3,82 1,62 0,12 0,76 1,58 99,99
Позднемиоценовые субвулканические образования
Липариты (3) 71,54 0,22 15,24 3,03 0,50 0,06 0,28 2,09 4,25 1,97 1,89 0,11 1,32 102,50
Дациты (3) 66,01 0,51 16,70 2,45 1,44 0,08 1,43 3,61 4,12 1,56 0,90 0,13 1,58 100,52
Андезиты (2) 60,03 0,75 17,24 3,35 2,65 0,09 3,39 5,55 3,27 1,36 1,10 0,15 1,67 100,60
Эффузивные образования апукской свиты
Андезито-базальты (1) 55,69 1,37 17,44 4,17 3,85 0,13 3,58 8,33 3,67 0,88 0,18 0,72 0,79 100,80
Базальты (6) 50,11 1,30 15,80 4,45 4,70 0,17 7,25 9,69 3,92 1,41 0,37 0,88 0,48 100,53
Примечай и е. В скобках указано количество анализов.
алевролиты на контакте с гранит-порфнрами биотитизированы и ок-варцованы.
Комагматичность вулканитов велолныкской свиты и описываемых интрузий, по А. И. Поздееву (1980 г.), подтверждается условиями их залегания и петрохимическими особенностями (см. табл. 21). По рад. возр. К (от 25 до 45 млн. лет, чаще 30—35 млн. лет) интрузивные породы также близки вулканитам. К СВ на левобережье Евьеинваяма небольшое штокообразное тело гранодиорит-порфиров обнажено в центре кольцевой структуры; вмещающие породы — терригенные отложения верхнего мела — палеогена.
Многочисленные штокообразные тела гранодиоритов и гранодиорит-порфиров (до 2—3 км в поперечнике) в бас. Майна и Черной прорывают вулканиты эоцена—олигоцена и подстилающие их осадочные отложения мела и палеогена. Их рад. возр. К 41 млн. лет [8]. Несколько штокообразных тел (до 1—2 км2) гранит-порфиров и гранодиорит-порфиров, прорывающих меловые отложения и комагматичных вулканитам эоцена—олигоцена, описано В. П. Зинкевичем (1978 г.) в бас. Березовой и Великой.
Более 20 штоков (1—6 км2, редко до 20 км2) диоритов, гранодиоритов, гранодиорит-порфиров выходят узкой полосой близширотного простирания в бас. Энычаваяма, Апуки (в верховьях), Укэлаята, Комеутюяма. Группа таких интрузий диоритов и гранодиоритов и окружающие их многочисленные дайки (мощн. 0,5—50 м, длина 5—8 км) в бас. Яелваяма (левого притока Апуки) описаны Г. А. Закржевским (1972 г.) как Яелваямский комплекс. С ним связан обширный ореол роговиков и измененных пород (30 км2), что позволяет предполагать присутствие на небольшой глубине невскрытой интрузии. Интрузии прорывают терригенные породы верхнего мела, верхнего мела — палеогена, эоцена. Несколько тел гранодиоритов, гранодиорит-порфиров и пла-гиогранит-порфиров известны на п-ове Говена, где они прорывают отложения эоцена—олигоцена и более древние. Наибольшее из них имеет площадь 27 км2.
Олигоценовые субвулканическ ие образования. Базальты (рР3) и андезито-базальты (оф₽з) слагают пластообразные залежи (длина до 1—4 км, мощн. до 500 м), штокообразные тела (0,1—5 км2) и дайки (длина до 1 км, мощность первые метры). На С п-ова Говена пластообразные залежи их залегают согласно с вмещающими породами позднего мела, которые на контакте с ними осветлены, обохрены, местами ороговикованы. Единичные штокообразные тела базальтов близ северного побережья Маметчинского зал., на правобережье Пенжины в бас. Кондыревой, на левобережье Пенжины близ устья Черной и в бас. Великой прорывают эоцен-олигоценовые, эоценовые и более древние образования и имеют с ними крутые контакты. На побережье Маметчинского зал. они распространены в унэль-ской свите эоцена. Базальты сходны по составу с вулканитами велолныкской свиты эоцена—олигоцена, являясь, очевидно, их корнями. Рад. возр. К базальтов 53,2—55 млн. лет, андезито-базальтов 43—57 млн. лет (Э. С. Алексеев, 1979 г.; С. С. Лобунец, 1977 г.).
Андезиты (аР3) и андезито-дациты (agP3) прослеживаются по правобережью Пенжины вдоль Орловско-Каменского разлома и его составляющих на 70 км. Андезиты, андезито-дациты и дациты слагают здесь мелкие (1—5 км2) штоки, пластовые интрузии и более крупные (до 50 км2) куполовидные и сложной формы тела и дайки, прорывающие ушканьинскую свиту сенона, реже усовскую свиту готерива—баррема и вулканиты эоцена—олигоцена. Мелкие субвулканические тела их на левобережье Пенжины и в бас. Великой пространственно и генетически связаны с вулканитами эоцена—олигоцена. Их рад, возр. К — от 23 до 58 мли. лет; по данным Н. С. Афанасьевой
132
[8], среднее значение рад. возр. К 41 млн. лет (для субвулканических пород кислого—среднего состава).
Липариты (ХР3), дациты (£Р3) и л и п а р и т о - д а ц и т ы (2.£Р3) распространены там же, где андезиты и андезито-дациты; кроме того, тела их известны среди вулканитов велолныкской свиты, обрамляющих с Ю Парапольский дол, а также на восточном побережье Пенжинской губы у м. Угольный, на правом берегу Энычаваяма, на СВ территории— на правобережье р. Березовой 2-й, в районе гор Встречной и Седло, на левобережье Койвэрэлана. Они слагают тела, аналогичные по форме и размерам интрузиям среднего состава. К В от оз. Таловского группа дацитовых штоков приурочена к центру Талов-ской вулкано-тектонической структуры (диаметром около 20 км), сложенной вулканитами велолныкской свиты. По петрохимическим и геохимическим особенностям и физическим свойствам субвулканические породы весьма близки эффузивам велолныкской свиты и, по-видимому, комагматичны с ними (см. табл. 21). Субвулканические дациты здесь интенсивно изменены, андезиты не затронуты метасоматическим преобразованием, что, по мнению Т. В. Василенко (1978 г.), свидетельствует о том, что андезиты внедрялись несколько позднее дацитов. Эк-зоконтактовые изменения во вмещающих породах проявлены незначительно. По разным данным, субвулканические породы кислого состава имеют рад. возр. К от 20 до 41 млн. лет.
МИОЦЕНОВЫЕ ИНТРУЗИИ
Миоценовые интрузии подразделены на ранне- и позднемиоценовые. Раннемиоценовые прорывают ильпинскую серию эоцена—олигоцена и пахачинскую свиту (низы миоцена), перекрываются вулканитами корфовской серии (верхи миоцена); позднемиоценовые прорывают вулканиты корфовской серии на Ю и автоваамскую толщу (миоцен) — на С.
Раннемиоценовые габбро (vNi1) слагают штоки (0,1— 9,0 км2) в междуречье Пылговаям—Тылговаям и в Пылгинском хребте. Они прорывают различные образования верхнего мела и палеогена до эоцен-олигоценовых (говенская свита) включительно. Оливин-ппрок-сеновые раннемиоценовые габбро отличаются от эоценовых большей глиноземистостью и щелочностью, повышенным содержанием кремнезема и более низкими содержаниями окислов кальция и магния (см. табл. 21). Контакты их с вмещающими породами активные. В экзоконтакте (до 100 м) по кремнистым породам образуются пироксен-кварцевые, по туфам и лавам основного и среднего состава — амфи-бол-плагиоклаз-кварцевые породы. С габброидами связаны зоны про-пилитизации.
Раннемиоценовые диориты (6N11), диорит-порфи-риты (SjtNi1) и кварцевые диориты (qSNi1) в Пылгинских горах слагают штокообразный изометричный массив поперечником до 7 км и расположенный рядом с ним массив сложного состава (от габбро до гранодиоритов), перекрытый корфовской серией. В междуречье Пахача—Вывенка на площади 4X10 км отмечается скопление мелких (1—5 км2) массивов дпорит-порфиритов, представляющих, вероятно, выступы невскрытой интрузии. Диорит-порфириты прорывают и метаморфизуют породы ильпинской серии эоцена — олигоиена и перекрыты корфовской серией миоцена. Аналогичная группа интрузий находится в 8—9 км к В на правом берегу Пахачи. Их рад. возр. К 25 млн. лет (Б. В. Лопатин, 1976 г.).
Ранне миоценовые гран и т-порфиры (prNi1), гранодиориты (yfiNi1) и г р а н о д и о р ит - по р ф и р ы (yfinNi1) распространены на Ю территории. Наибольшие массивы (20—50 км2): Май-
133
ниханваямский (западный) и Тейпунтейваямский (соседний с ним) — располагаются в Пылгинских горах. По данным А. А. Коляды (1975 г.), они сложены разнообразными породами — от габбро до гранодиоритов (последние преобладают), основные породы слагают центральные части массивов, сменяясь к контактам более кислыми. Интрузии прорывают и метаморфизуют породы верхнего мела и говенской свиты эоцена—олигоцена, а Тейпунтейваямский массив перекрывается вулканитами корфовской серии миоцена. Вмещающие породы амфиболитизи-рованы в зоне 50—200 м; на поверхности массивов сохранились остатки кровли.
На левобережье Пахачи и в бас. ее притока Майнылвыгоргын гра-нит-порфиры и гранодиорит-порфиры образуют небольшие (до 2— 5 км2) изометричные в плане тела. Они прорывают ковачинскую (верхний эоцен) и алугинскую (олигоцен) свиты. Северный из этих массивов перекрыт корфовской серией. Западнее зал. Корфа, в бас. р. Нав-лигинмываям штокообразное тело гранодиоритов, по В. И. Голякову (1980 г.), прорывает алугинскую и пахачинскую свиты и перекрывается лавами корфовской серии. Химические анализы приведены в табл. 21.
Раннемиоценовые субвулканические образования. Базальтовые порфириты (PjtNi1) в низовьях Пахачи, по данным А. А. Коляды (1975 г.), слагают согласные залежи в терригенных отложениях алугинской свиты. Длина тел — от нескольких десятков метров до 10—"12 км, мощн.— от 30 до 50 м. Алевролиты алугинской свиты в контакте с ними (0,1—3 м) превращены в плотные роговики.
Андезиты (ct.Ni1) слагают в районе горы Маллер (верховья Авьяваяма) три куполовидных тела, связанных с вулканитами паха-чинской свиты. Их площадь от 0,5 до 3 км2, высота 250—400 м (на карте объединены). Роговообманковые андезиты прорывают ковачинскую, алугинскую и пахачинскую свиты. Их рад. возр. К 19—21 млн. лет (Э. С. Алексеев, 1979 г.), что соответствует раннему миоцену. Химический анализ их приведен в табл. 21.
Липариты (XNi1) на левобережье Вывенки в ее верхнем течении слагают овальное в плане тело (5 км2), прорывающее инетываям-скую свиту позднего мела. Отнесены к раннему миоцену Б. В. Лопатиным (1976 г.) на основании пространственной и генетической связи с вулканитами пахачинской свиты низов миоцена.
"Дациты (^Ni1) на ЮЗ территории, к СЗ от бухты Гека (в районе горы Острой) образуют несколько округлых или изометричных в плане субвулканических тел (от 0,6 до 5 км2), которые, по данным В. И. Голякова (1980 г.), прорывают терригенные отложения палеогена и неогена (до низов пахачинской свиты включительно) и перекрываются вулканитами корфовской серии миоцена. Субвулканические тела сопоставляются В. И. 1оляковым с - пахачинской свитой. Субвулканические дациты, также связанные с пахачинской свитой, на северном побережье Олюторского зал., на правобережье Пахачи слагают округлые и удлиненные тела (до 5—6 км), прорывающие алугинскую и пахачинскую свиты.
Поз д н е м и о це н ов ы е диориты (6Ni2), д и о р и т - п о р ф и -риты (&1N12) и кварцевые диориты (q6Ni2) на правобережье Вывенки вдоль Вывенского глубинного разлома образуют цепочку небольших тел (от 0,3 до 22 км2), центральные части которых сложены кварцевыми диоритами и диоритами, краевые — диорит-порфиритами. Они прорывают корфовскую серию миоцена и имеют рад. возр. К от 8,8—10,5 млн. лет (В. Ф. Мишин, 1980 г.) до 12—17 млн. лет (А. И. Поздеев, 1975 г.; В. И. Голяков, 1980 г.). Пространственная близость, сходный химический состав (см. табл. 19 и 21) и близкие
134
значения радиологического возраста интрузивных пород и вулканитов корфовской серии свидетельствуют, по-видимому, о генетическом родстве их.
На СВ территории небольшие штокообразные тела диоритов приурочены к сложно сочетающимся зонам разломов близширотного, северо-западного и северо-восточного простирания. Они прорывают осадочные отложения мела и андезиты автоваамской толщи миоцена. По мнению В. А. Грецкого (1977 г.), диориты являются корнями вулканических покровов. Их рад. возр. К 26 млн. лет. Кварцевыми диорит-порфиритами сложено тело (22 км2) на горе Палпал (правобережье Палпальской). Пространственно и генетически эта интрузия также тесно связана с вулканитами автоваамской толши (А. А. Алексеев, 1980 г.), что подтверждается близким петрохимическим составом кварцевых диорит-порфиритов и андезито-дацитов автоваамской толщи (см. табл. 21, 19). Два массива диоритов (6 и 8 км2) на междуречье Апука—Ачайваям также приурочены к корфовской серии.
Позднемиоценовые гран ит-порфиры (firNi2), гранодиориты (y6N]2), гранодиорит-порфиры (ублГД2) слагают несколько небольших тел. На ЮЗ территории в верховьях р. Лу-эрваям (В. И. Голяков, 1980 г.) небольшие штоки гранодиоритов прорывают корфовскую серию миоцена. К этому возрасту предположительно отнесены гранодиорит-порфиры массива Яньянай, на междуречье Импенвеема—Учхичхиля прорывающие эоценовые гранодиориты, а также трещинные тела гранит-порфиров и гранодиорит -порфиров (длина от 0,6 до 2 км, мощн. 100—300 м) в верховье Ачайваяма, приуроченные к ортогональным разломам; северное из них расположено по полукольцевому разлому, ограничивающему вулканоструктуру в вулканитах корфовской серии.
Субвулканические интрузии позднемиоценового возраста на Ю территории тесно ассоциируют с вулканитами корфовской серии, на С — с вулканитами автоваамской толщи.
Андезито-базальты (apNi2) на западном побережье зал. Корфа и в Пахачинском хр. прорывают корфовскую серию; на правобережье Апукваяма субвулканическое тело (1,5x3,5 км) андезито-ба-зальтов прорвано дацитами и перекрыто нижнечетвертичными базальтами апукской свиты.
Андезиты (aNi2) образуют многочисленные мелкие тела (1— 1,5 км2) на Ильпинском п-ове. Они прорывают вулканиты корфовской серии и но петрохимическим особенностям близки покровным андезитам (см. табл. 21, 19). Их рад. возр. К (В. И. Голяков, 1980 г.) 7— 10 млн. лет (один анализ—17 млн. лет). Субвулканические андезиты в бас. Апуки и на междуречье Апуки и Ачайваяма связаны с корфовской серией, в бас. Палпальской и М. Куйбивеема — с автоваамской толщей.
Дани ты (£Ni2) и липариты (ХГД2) распространены среди вулканитов корфовской серии и автоваамской толщи, особенно широко -в междуречье Апукваям—Ачайваям, в зоне Апукского глубинного разлома. Лакколиты и экструзивные купола (Г. А. Закржевский, 1972 г.) приурочены к вулканическим постройкам. В центре группы субвулканов выходят лакколиты диоритов (6Ni2) площадью 6 и 8 км2, вокруг них —тела дацитов (1,5—8 км2) изометричной, реже вытянутой формы, иногда выраженные в рельефе коническими сопками высотой до 300—500 м. Вмещающие породы корфовской серии на контакте с диоритами ороговикованы; от диоритов ответвляются дайки и согласные пластовые тела. Субвулканические тела перекрыты нижнечетвертичными базальтами.
Южнее, близ слияния Апукваяма и Ачайваяма и на правобережье Апуки субвулканические андезиты и дациты прорывают ковачинскую,
135
алугинскую и пахачинскую свиты. По А. Б. Цукернику (1974 г.), их рад. возр. К 10,8—14,6 млн. лет. Химические составы их приведены в табл. 21. В бас. Палпальской и М. Куйбивеема субвулканические липариты и дациты образуют тела до 1,5—2 км2 среди вулканитов авто-ваамской толщи, с которой очень близки по химическому составу (А. А. Алексеев, 1980 г.). Рад. возр. К дацитов 16 млн. лет.
ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ СУБВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ
Базальты (pQ) пироксен-оливиновые слагают субвулканические тела длиной до 4—5 км, шириной 1—2 км на побережье лагуны Анну-янгвын и небольшие (0,6x0,8 км) тела (не показанные на карте из-за малых размеров) на правобережье Альховаяма. В междуречье Пахачи и Апукваяма (в верховьях правого притока Майнылвыгоргына) Н. В. Устиновым (1972 г.) описан лаккокит (4,4X2,4 км), сложенный долеритами. Вулканиты апукской свиты полого наклонены от лакколита, частично перекрывают его пологую кровлю; на В лакколит срезан разломом. Повсеместно с апукскими вулканитами связаны дайки базальтов, особенно многочисленные в междуречье Апукваям—Ачай-ваям, где они образуют серии вертикальных или крутых тел вокруг предполагаемых центров извержений. На карте показаны наиболее крупные из них. Часть даек, по мнению Г. А. Закржевского (1972 г.), являются подводящими каналами апукских покровов. Длина даек — до 5 км, мошн. 5—20 м, одна из них (к С от г. Аутан) имеет мощн. 200 м. Породы даек практически не отличаются от пород покровов.
Андезиты (aQ) на правобережье Апуки слагают серию даек, трассирующих зону северо-восточного разлома на протяжении около 30 км. Они также приурочены к радиальным трещинам вулканических построек. Мощн. даек — от 1 до 30 м, длина — до 3—4 км. Андезиты и диориты слагают небольшие лакколиты и неккп, приуроченные к предполагаемым вулканическим центрам и вытянутые цепочкой вдоль той же зоны разлома. В плане они имеют овальную или изометричную форму и площадь до 1,5—2 км2. Среди андезитов преобладают роговообманковые разности, среди диоритов — роговооб.манково-пироксено-вые. В некоторых дайках диориты слагают центральные части, а андезиты — краевые. Вмещающие породы на контакте с субвулканическими интрузиями (на ширину первые метры) изменены, ороговико-ваны, иногда осветлены, уплотнены, в некоторых случаях они интенсивно трещиноваты.
ТЕКТОНИКА
Рассматриваемая территория относится к северо-западному сегменту Тихоокеанского подвижного пояса, отвечающего зоне перехода от континента к океану [48, 58, 66]. Большую ее часть занимают структуры Корякско-Камчатской складчатой области, сформированные на океанической коре [46, 66]. На 3 по глубинным разломам они граничат со структурами Омолонского срединного массива и мезозоид, образующими блок с корой континентального типа. На их стыке располагается ОЧВП, представленный на территории Пенжинским сектором (рис. 1, см. вклейку).
ОМОЛОНСКИЙ СРЕДИННЫЙ МАССИВ
Архейские складчатые структуры основания Омолонского массива обнажены в Тайгоносском его блоке I и скрыты чехлом в Гижигин-ском прогибе XVI. Обе структуры вытянуты с ЮЗ на СВ на сотни километров при ширине от 50 до 100 км. В бас. Авековой, Парени, Колымака, Кечичмы и Гыленги выступают гнейсы, амфиболиты и кристаллические сланцы архея мощн. свыше 3500 м. Полосчатость в породах имеет меридиональное и северо-западное простирание с угл. пад. 5—45° (в основном 10—15°); изредка видны мелкая (первые метры) дисгармоничная складчатость и плойчатость. На ЮВ Тайгоносский блок ограничен Верхнепылгинско-Пареньским разломом 5, по которому внедрены меловые орогенные гранитоиды, на СВ — Тылхойским разломом 14, на СЗ — Анадырским 1, разделяющим, по всей вероятности, Тайгоносский блок и Гижигинский прогиб.
Магнитное поле Тайгоносского блока (рис. 2, см. вклейку) преимущественно повышенное (+1----1-5 мЭ) с линейными аномалиями се-
веро-западного, северо-восточного и близширотного простирания интенсивностью от —10 до +28 мЭ (интрузии гранодиоритов, субвулканические и эффузивные образования среднего и основного состава). Поле силы тяжести пониженное. Положительные аномалии Xg создаются, как правило, поднятыми блоками архея, отрицательные — гранитоидами.
Палеозойско-нижнемезозойский чехол Омолонского массива сформирован преимущественно осадочными породами, по возрасту отвечающими Верхоянскому комплексу мезозоид. Отложения чехла в Гижнгин-ско.м прогибе обладают наиболее полными разрезом и мощностью (2800 м), на Колымакском и Авековском поднятиях мощность их сокращена. Структуры чехла — фрагменты моноклиналей, брахискладок и коробчатых складок, осложненных приразломными дислокациями. Наклон крыльев складок — до 30°, в зоне Анадырского и других разломов — 70—90°; интенсивная дислоцированность сопровождается ката
137
клазом, клмважированием, плойчатостью. Магнитное поле Гижигин-ского прогиба спокойное пониженное. Линейные и изометричные аномалии (от —6 до +22 мЭ) связаны в основном с эффузивами ОЧВП. К пониженному участку поля (ДТ)а в верховье Тылхоя приурочен локальный минимум силы тяжести, отражающий положение участка с максимальной мощностью (около 2 км) кислых эффузивов.
Вопрос о границе фундамента Омолонского массива и структур Корякско-Камчатской складчатой области относится к категории дискуссионных. Геофизические и геологические материалы свидетельствуют о том, что основание Омолонского массива ограничено крупными разломами северо-западного (Тылхойский 14 и Чалбугчанский 15) и северо-восточного (Оклано-Мургальский 2 и Верхнепылгинско-Парень-ский 5) простирания. Зона Оклано-Мургальского разлома насыщена массивами ранне- и позднемеловых гранитоидов. На площади, ограниченной этими разломами, пермо-карбоновые, пермские, триасовые и юрские отложения отличаются от одновозрастных отложений прилегающей с В территории меньшими мощностями и практическим отсутствием вулканогенного материала. Граница фундамента Омолонского массива отмечается и в гравитационном поле изменением ориентировки близширотных и северо-западных изоаномал, характерных для Омолонского массива, на северо-восточные, типичные для Корякско-Камчатской складчатой области. Смоленский массив характеризуется увеличенной (до 40 км) мощностью земной коры (В. И. Бражаев, 1970 г.).
Рис. 1. Тектоническая схема. Составил А. А. Розенкранц.
1—2 — Омолонский срединный массив: 1—докембрийское основание, 2 — палеозойско- нижнемсзозойскнй чехол; 3—13 — Кони-Тийгоносско-Корякская складчатая система: 3—4 — Тайгон осско-Мур Гальская зона, структурные комплексы: 3 — среди екаменноуголыю-барремский (геосинклиналытый), 4 — апт-альбский (орогенный); 5—9 —Пенжипско-Анадырская зона, структурные комплексы: 5 — протерозойско-девонский (геосинклипальный), 6 — нижпекамешюугольно-верхне-юрский (орогенный), 7— верхнеюрско-нижнеальбский (геосинклипальный), 8 — верхнеальбско-верхнемеловой (раннеорогенный), 9 — палеогеновый (позднеорогенный); 10— /3 — Корякская зона, структурные комплексы: 10 — палеозойский (геосинклипальный), 11 — верхиеюрско-альбский (раннегеосипклипальпый). 12 — альбский— кампаиский (поздиегеосииклинальиый). 13 — маастрихтский—палеогеновый (орогенный); 14—17 — Олюторско-Каьчатская складчатая система: 14—15 — Корякско-Западно-Камчатская зона, структурные комплексы: 14 -у верхнемеловой— нижпепалеоценовый (геосинклипальный), 15 — верхнепалеоценовый—эоценовый (орогенный); 16—17 - Олюторско-Восточно-Камчатская зона, структурные комплексы: 16 — верхпемеловой—нижпепалеоценовый (рапнегеосинклииаль-ный), 17— верхнепалеоценовый—олигоценовый (поздиегеосииклинальиый); 18 — неогеновые наложенные и унаследованные впадины; 19—22— наземные вулканогенные покровы: 19 — мела (окраинно-континентальный Охотско-Чукотский вулканогенный пояс), 20— палеогена—миоцена (Оклано-Пеижинский вулканогенный пояс), 21 — эоцена—миоцена (Западно-Камчатско-Корякский вулканогенный пояс), 22 — миоцена—-нижнего звена четвертичной системы (окраинно-океанический Олюторско-Централь-но-Камчатский вулканогенный пояс); 23—24 — интрузивные массивы: 23—преимущественно гранитоидиых пород (К—меловые, Р— палеогеновые, N — неогеновые), 24 — гипербазитов; 25—27 — разломы: 25 — глубинные, 26 — региональные, 27— надвиги (а), прочие (б); 28—30 — структуры первого—второго порядков: 28 — антиклинории (а), синклинории (б), 29—30 — вулкано-тектонические: 29 — положительные, 30 — отрицательные.
Важнейшие геологические структуры
Зоны чешуйчато-надвигового строения: BE — Валижгенско-Елистратовская, ТП— Таловско-Пекульнейская, МН — Майннцкая, ЭХ — ЭконаЙско-Хатырская; гипербази-товые и габбро-гипербазитовые пояса (римские цифры в квадратах): I— Хатырский, // — Пенжинский, /// — Куюльский, /V — МайннцкнЙ, V — Ватыпский; тектонические структуры первого порядка (римские цифры па схеме): / —Тайгопосский блок Омолонского массива; антиклинории: II— Южно-Тайгоносский, III — Яхтыпанско-Хакииский, IV — Хахинанско-Ивтыгинский, V — Пылгипский; поднят и я: VI — Мургальское, VII — Та ловско-Май некое, VIII — Ваежское, IX — Рарыткип-ское, X — Учхичхильское, XI — Беринговское; с и н к л и н о р и и: XII — Северо-Тайгоносский, XIII — Маметчинская синклинальная зона, XIV — Авьинско-Тылгинскнй, XV—Говенско-Пахачипский; прогибы: XVI — Гнжнгинский, XVII — Пенжинский, XVIII — Парапольский, XIX — Емраваамский, XX — Алганский, XXI — Бсликорсчен-скип, XXII — Алькатваамский, XXIII — Эпычай-Укэлаятский, XXIV — Ильпипский, XXV — Апукваямский; впадин ы: XXVI — Пареньская, XXVII — Кондыревская, XXVIII — Пенжинская, XXIX — Великореченская, XXX—Пусторецко-Парапольская, XXXI — Пахачинская, XXXII — Вывенская; структуры второго порядка (арабские цифры на схеме): вулканические прогибы: 1 — Чайвавеемский, 2 - ШаПбовесмскнй, 3 — Окланский; в у л к а н о - т е к т о в и ч е с к и о струн гуры: 4 — Южная, 5 — Верхнеоклапская, 6 — Хайокланская, 7 — Ромаиихинская, 8 — Конусная, 9 — Таловская, 10 — Ичигипская, 11 — Мигитунупская, 12 — Утгипайская, 13 — Хрустальнинская; вулканические поля: 14 — Путавакливаям-Ваежское, 15 — Ламутско-Пархонайское, 16 — Велолиыкскос, 17 — Ветровая мское, 18 — Пахачнн-скос, 19 — Апукское, 20 — Апукваямское; разломы (арабские цифры: в квадратах — глубинные, в кружках — региональные): / — Анадырский, 2 — Оклано-Мургальский.
3 — Гыленгско-Ушканьинский, 4 — Парспьско-Пеижинский, 5 — Верхнейылгинско-Пареиьский, 6 — Орловско-Камеиский, 7 — Понгоиойский, 8 — Парапольский, 9 — Куюль-с ко-Пара польский, 10— Березовский, 11 — Тамватнейский, 12 — Вывенский, 13 — Апукскнй, 14 — Тылхойский, 15 — Ча лбу гча иски й, 16 — Малетойваямский, 17 — Валэтат-Великоречепский, 18 — Эпмоваямский, 19 — Ламутско-Пархонайский.
Чятг ЯЙО
Рис. 2. Схема аномального магнитного поля (АГ)^ Составлена на основе карты аномального магнитного поля (Д Т) 0 территории СССР масштаба Г : 2 500 000 под редакцией 3. А. Макаровой.
Интенсивность магнитного поля (&Т)В, мЭ: / — менее —Б; 2— от —Б до —3; 3 —от —3 до —1; 4 — от —1 до 0; 5 — от 0 до +1; б —от +1 до +3; 7 —от +3 до +5; 3 —от +5 до +10; S— более +10.
КОРЯКСКО-КАМЧАТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ
Структуры Корякско-Камчатской складчатой области принадлежат Кони-Тайгоносско-Корякской и Олюторско-Камчатской системам, формирование которых происходило неодновременно и, по мнению ряда исследователей [42, 46, 66], отражало процесс становления гранитнометаморфического слоя с СЗ на ЮВ —- от континента к океану. Это положение обосновывается разновременным образованием орогенных молассовых и интрузивных комплексов, что и позволяет выделять в упомянутых системах ряд зон.
Кони-Тайгоносско-Корякская складчатая система
В Кони-Тайгоносско-Корякской системе с СЗ на ЮВ выделяются Тайгоносско-Мургальская, Пенжинско-Анадырская и Корякская зоны, наложившиеся главным образом на коре океанического типа. Свидетельство этого — выступы меланократового фундамента в четырех зонах чешуйчато-надвигового строения: Валижгенско-Елистратовской и Таловско-Пекульнейской в Пенжинско-Анадырской складчатой зоне, Эконайско-Хатырской и Майницкой — в Корякской складчатой зоне. К первым двум чешуйчато-надвиговым зонам соответственно приурочены Пенжинский (Ki) и Куюльский (Ki), к двум последним — Хатыр-ский (J3—Ki) и Майницкий (Ki) гипербазитовые пояса, ассоциирующие с зонами серпентинитового меланжа.
Для Тайгоносско-Мургальской и Пенжинско-Анадырской зон характерно гравитационное поле с преимущественно северо-восточной ориентировкой полосовых аномалий Ag разного знака и интенсивности. Мощность земной коры в этих зонах сокращается до 35 км с одновременным увеличением мощности базальтового слоя. На ЮЗ Корякской зоны (верховья Учхичхиля и др. рек) земная кора утолщена до 40— 45 км; у Берингова моря мощность ее уменьшается до 28—30 км, что объясняется утонением гранитного слоя.
Тайгоносско-Мургальская складчатая зона прослеживается на территории на 300 км (при ширине около 70 км), скрываясь на ЮЗ ее под Пенжинской губой и продолжаясь за пределами района на многие сотни километров: на ЮЗ — до п-ова Кони и на СВ — до Анадырского зал. Краевое положение этой зоны, причленяю-щейся с ЮВ к блоку с корой континентального типа, является причиной неоднозначного понимания ее природы при тектоническом районировании региона. Ряд исследователей склонны относить ее к области мезозойской складчатости [26, 42, 46] или выделять в ранге самостоятельной складчатой системы [42]. Авторы солидарны с исследователями, не отделяющими ее от структур Корякского нагорья [46].
В зоне выделяются геосинклиналыгый (С3—Kibr) и орогенный (Kia—al) структурные комплексы, разделенные угловым несогласием. Геосинклинальный комплекс (свыше 6500 м) образован неоднократно чередующимися андезитовой (нижняя юра, верхняя юра—-нижний мел, усовская свита готерива—-баррема) и вулканогенно-обломочной (средний карбон, верхний карбон—-нижняя пермь, средняя юра, вануонская толща готерива на п-ове Тайгонос) формациями. Орогенный комплекс представлен на СВ морской молассой апта (коячанская свита). Континентальную молассу, подстилающую структуры ОЧВП, авторы относят к поясу. На ЮЗ зоны (п-ов Тайгонос) структурные комплексы слагают Северо-Тайгоносский синклинорий XII и Южно-Тайгоносский антиклинорий (II), на СВ — Мургальское поднятие (VI).
Северо-Тайгоносский синклинорий XII на СЗ граничит с Тайгонос-ским блоком, на ЮЗ по Нейнегскому надвигу — с Южно-Тайгоносским антиклинорием. На северо-западном его крыле выступают палеозойские
139
толщи, на юго-восточное крыло надвинуты структуры Южно-Тайгонос-ского антиклинория. Крылья складок второго порядка с угл. над. 40— 50° осложнены разломами, часть из которых, по всей вероятности, — надвиги. Протяженность складок — первые десятки километров, ширина 5—10 км. В ядрах синклиналей залегает рябинкинская свита. Структура осложнена серией гранитоидных массивов (К2), вытянутых в соответствии с простиранием синклинория.
Южно-Тайгоносский антиклинорий II на п-ове Елистратова по Ели-стратовскому надвигу надвинут на Пенжннско-Анадырскую зону. К ядру антиклинория приурочен протяженный Восточно-Тайгоносский позднемеловой гранитоидный массив, на крыльях выступают юрские, готеривские и апт-альбские образования. На СВ антиклинорий скрыт акваторией Пенжинской губы. Магнитное поле п-ова Тайгонос характеризуется преимущественно линейными аномалиями (AT)a напряженностью от —5 до +17 мЭ с максимальными значениями над интрузиями позднемеловых гранодиоритов. Поле силы тяжести повышенное,, осложненное локальными минимумами и максимумами Ag. В общих чертах поднятиям соответствуют положительные аномалии Ag.
Мургальское поднятие VI ограничено на ЮВ Тылхойским, на СЗ —-Оклано-Мургальским, на ЮВ — Орловско-Каменским и Гыленгско-Уш-каньинским разломами. Геосинклинальный комплекс сложен вулканогенно-осадочной формацией верхней перми — верхнего триаса (1350 м) и андезитовой формацией усовской свиты готерива—баррема (2500 м), орогенный — морской молассой апта (коячанская свита, мощн. 300 м). Структуры геосинклинального комплекса разбиты разломами на блоки. Среди них распознаются лишь фрагменты вытянутых на СВ моноклиналей и брахиформных складок. Ширина складок 3—5 км, длина 6— 15 км, ширина складок более высоких порядков 0,3—0,5 км, наклон крыльев от 30 до 50°.
Андезитовая формация с несогласием залегает на вулканогенноосадочной. Орогенный комплекс отделен от геосинклинального несогласием. Структуры его нижней части практически не обнажены, можно лишь по косвенным данным судить о их брахискладчатой форме. Структуры Мургальского поднятия отделены от структур п-ова Тайгонос близширотной системой разломов, а также выступающим к В углом Омолонского массива. Они осложнены интрузиями и субвулканическими телами мелового возраста. Главная их масса вытянута вдоль Оклано-Мургальского разлома. Магнитное поле Мургальского поднятия понижено (—5±1 мЭ), местами осложнено разнообразно ориентированными аномалиями напряженностью до +7 мЭ над интрузиями позднемеловых гранодиоритов. Мургальское поднятие находится в области перехода от отрицательного гравитационного поля к положительному (в направлении на ЮВ).
Пенжинско-Ана дырская складчатая зона в районе прослеживается с ЮЗ на СВ более чем на 500 км — от п-ова Елистратова до хр. Ваеги; ширина ее 70—140 км; далее к СВ она протягивается до хр. Пекульней и затем на В до Анадырского залива. Авторы границу ее с Тайгоносско-Мургальской зоной проводят по Орловско-Каменскому 6 и Гыленгско-Ушканьинскому 3 разломам, а с Корякско-Западно-Камчатской и Корякской зонами — по Куюльско-Парапольско-му разлому 9, относя к ней Таловско-Пекульнейскую ТП и Валижген-ско-Елистратовскую BE зоны чешуйчато-надвигового строения, Пенжинский прогиб XVII и как равнозначную им Маметчинскую синклинальную зону XIII.
Здесь выделяются следующие структурные комплексы: геосинклинальный океанической стадии (PR—D), орогенный переходной стадии: (Ci—J3), вторичной геосинклинали, образованной при растяжении и деструкции сформировавшегося к концу юры гранитно-метаморфиче
140
ского слоя (Лз—Kial), раннеорогенный (Kial—К2) и позднеорогенный (₽)•
Таловско-Пекульнейская зона чешуйчато-надвнгового строения ТП разделена Парапольским прогибом XVIII на две ветви, расходящиеся к СВ под острым углом, — Таловско-Майнскую VII и Ваежскую VIII, известные как одноименные поднятия. На СЗ Таловско-Пекульнейская зона граничит с Пенжинским прогибом по системе сбросов и взбросов, наклоненных к 3. Крупнейшим из них является Понтонейский разлом 7. Юго-восточная граница зоны с Олюторско-Камчатской складчатой системой проходит по Куюльско-Парапольскому разлому 9, с Корякской складчатой зоной — по надвигам и крутонаклонным разломам. Расположенный между Таловско-Майнским и Ваежским поднятиями Пара-польский прогиб на 3 ограничен Парапольским глубинным разломом 8, ответвляющимся от Куюльско-Парапольского, а на В — сочетанием разломов северо-западного и северо-восточного простирания, из которых наиболее значим Майнский.
Наиболее древние геосинклинальные структуры выступают в блоках и тектонизированных пластинах в Ваежском поднятии VIII. Протерозойские (?) сланцы, метабазальты и метатуфы зеленосланцевой и глаукофановой стадий метаморфизма, а также кристаллические известняки (мощн. комплекса 2200 м) образуют линейные складки северо-восточного и близширотного простирания с наклоном крыльев 60— 70°. Ордовикско-силурийские и девонские отложения (3550 м) спилит-диабазовой, карбонатно-терригенно-кремнистой и рифовой формаций залегают в пологих (20—50°) аллохтонных пластинах, наклоненных на Юго-восточная граница зоны с Олюторско-Камчатской складчатой системой проходит по Куюльско-Парапольскому разлому 9, с Корякской до первых сотен метров.
Структуры орогенного комплекса (С!—J3, мощн. 4700 м) в Талов-ско-Майнском VII и Ваежском VIII поднятиях сохранились в тектонических клиньях среди чешуйчато-надвиговых структур вторичной геосинклинали (MZ—KZ). Слагающие их терригенные отложения (Сь С3—Рь Р2, Т3) содержат примесь вулканогенного и кремнистого материала. В бас. Пальматкиной сохранилась антиклиналь северо-восточного простирания (50X8-:-10 км), в ядре сложенная нижнеюрскими, а на крыльях — верхнеюрскими отложениями туфогенно-песчано-алевро-литовой формации. И. М. Мигович и В. П. Похиалайнен [39] и др. исследователи справедливо относят эти образования к морской молассе.
Структуры вторичной геосинклинали изучены на ЮЗ Таловско-Майнского поднятия. По Э. С. Алексееву [5], в Таловских горах установлено чешуйчато-надвиговое строение крупного аллохтонного пакета, полого погружающегося к СЗ, а также широкое распространение серпентинитового меланжа вдоль юго-восточного его края; меланж, именуемый Куюльским, прослежен от бас. Ганкуваяма до нижнего течения Энычаваяма на 75 км при ширине от 3 до 16 км. В нем обломки пород офиолитовой ассоциации размером от десятков сантиметров до клиньев, чешуи и пластин, измеряемых километрами, сцементированы серпентинитами. В меланже затерты клинья и чешуи вышележащего аллохтонного пакета и глыбы экзотических пород.
Вышележащий аллохтонный пакет состоит из нескольких основных чешуи, к основанию которых приурочены полосы меланжа и серпентиниты. Чешуи соприкасаются по крупным (до 20 км) надвигам и взбросам. Они сложены как вулканогенно-кремнистыми эвгеосинклинальны-ми образованиями берриасской кингивеемской свиты, образующими монолитные чешуи, так и более молодыми флишевыми отложениями (более 5000 м) мялекасынской, тылакрыльской (олистостромовый горизонт), кармаливаямской, тихореченской и кедровской свит (Ki), образовавшимися в собственно геосинклинальную стадию развития вновь
14Г
возникшей геосинклинали; аллохтонные пакеты запечатаны альб-сено-манской морской молассой маметчинской свиты.
Геосинклинальный комплекс неоднороден. В Таловско-Майнском поднятии и на 3 Ваежского поднятия его основание сложено терригенной формацией волжского яруса — валанжина (1650—2500 м), образовавшейся в краевой части эвгеосинклинали и трансгрессивно залегающей на отложениях средней юры; в центре Ваежского поднятия — вулканогенно-кремнистой формацией (до 3000 м) и выдвинутыми по надвигам телами серпентинитов и габбро. Офиолитовый комплекс надвинут на апт-альбские (до 1600 м) отложения, слагающие (А. А. Алексеев, 1980 г.) складки второго порядка северо-восточного простирания длиной первые десятки километров (Алгваамскую, Алеваамскую и Имли-кавеемскую антиклинали и Куйбивеемскую и Палпальскую синклинали). Наклон крыльев складок 70—80°; нередко они сорваны разломами. Вулканогенно-кремнистый состав отложений (J3—Kiv) сохраняется и в бас. Ваеги, на СВ Ваежского поднятия.
Структуры орогенного комплекса вторичной геосинклинали в Та-ловско-Пекульнейской зоне сложены раннеорогенной морской (Кщ!—Кг) и позднеорогенной континентальной (₽г) молассой. В Ваежском и Таловско-Майнском поднятиях нижняя моласса мощн. около 2000 м (маметчинская свита и отложения Kai—t) резко несогласно залегает на структурах геосинклиналыюго комплекса.
В Таловско-Майнском поднятии асимметричные антиклинали в ядре сложены альбом—туроном, на крыльях — сеноном, перекрытым по направлению к Пенжинскому прогибу XVII верхней молассой (Р2). В приосевой части антиклиналей углы наклона пластов 35—50°, к СВ складки выполаживаются и переходят в пологую моноклиналь. На фланге Таловско-Майнского поднятия моласса выполняет Лекасын-скую и Ганычаланскую мульды с углами наклона крыльев 10—20°, в центре 0—10°. Раннеорогенные структуры выступают и на периферии Парапольского прогиба XVIII, где они также сложены отложениями К al—t и Kssn. Верхняя угленосная моласса мощн. до 450 м (паль-маткинская и майнская свиты, Р2) выполняет большую часть Парапольского прогиба, несогласно залегая на нижней морской молассе; характерны пологие брахискладки шириной до первых километров с наклоном слоев 8—10°.
Пенжинский прогиб XVII на ЮЗ ограничен Валижгенско-Елистра-товской зоной чешуйчато-надвигового строения. На СВ он выполнен нижней морской (300 м) молассой (ушканышская толща) и верхней (130 м) лагунно-континентальной (₽2), разделенными несогласием [8]. Выделяющиеся внутри прогиба поперечные поднятия (Налгимское, Словутненское) принадлежат к типу сводовых, длительно формировавшихся. Мульды конседиментационные, выделяются лишь по геофизическим данным. Образования морской молассы смяты в брахиформные складки, вытянутые на СВ, длиной до 15 км, шириной 10 км, с наклоном на крыльях 10—15°. Континентальная моласса эоцена залегает очень полого, пласты наклонены под углом 3—5°, редко 10°. Складчатые структуры прогиба осложнены магматическими диапировыми куполами с субвулканическими интрузиями (Р3) в ядре. Слои осадочных пород концентрически окаймляют субвулканические тела; на вершинах сводов залегание слоев близко к горизонтальному, на крыльях — наклонное до 48°.
Валижгенско-Елистратовская зона чешуйчато-надвигового строения BE под прямым углом отходит к СЗ от Таловско-Пекульнейской чешуйчато-надвиговой зоны и следует до побережья Пенжинской губы. В акватории, судя по геофизическим данным, зона круто изгибается к ЮЗ и вновь выступает на дневную поверхность на ЮВ п-ова Елистратова и Маметчинского п-ова. Валижгенская ее часть с СВ ограни
142
чена Пенжинским прогибом XVII, с ЮЗ — Маметчинской синклинальной зонойХ///. Чешуйчато-надвиговая структура офиолитового и низов флишевого комплексов завуалирована перекрывающими ее образованиями верхов флишевого комплекса (Ki) и морской молассой (Кг). Мощность геосинклинального комплекса 6700 м. По В. П. Похиалай-нену и В. П. Василенко (1970, 1971 гг.), он слагает Кедровскую и Пограничную мульды, синклиналь р. Мелкой и Левоайнынскую антиклиналь. В. Ф. Мишин (1983 г.) в осевой части зоны описал складки: Веселовскую, Бухтовую, Гусинскую, Эктвеемскую и Пиковскую синклинали; Верхконеваямскую, Мысинскую, Верхнемаметчинскую и Березовскую антиклинали. В ядрах антиклиналей угл. пад. до 30—50° (иногда 60—80°), в синклиналях 5—10°.
С Таловско-Пекульской зоной описываемая зона сочленяется по Таловско-Маметчннской системе разломов северо-восточного простирания. В Валижгенском отрезке чешуйчато-надвиговой зоны наиболее крупные разломы (в том числе надвиги) и ряд складок вытянуты к СЗ, пластины гипербазитов -— близмеридионально и близширотно. На л-ове Елистратова по надвигам выдвинуты тела гипербазитов, эвгео-синклинальные и флишевые (Ki) и лагунно-континентальные (Кг) образования. К Валижгенско-Елистратовской зоне, вероятно, относится и антиклиналь Маметчинского п-ова, вытянутая по меридиану на 30 км и сложенная породами геосинклинального комплекса и пластинами гипербазитов.
Маметчинская синклинальная зона XIII занимает небольшую площадь на восточном побережье Пенжинской губы и в основном скрыта •ее водами. С СВ ее структуры примыкают к Валижгенско-Елнстратов-ской, а с ЮВ — к Таловско-Пекульнейской зонам чешуйчато-надвигового строения. Она сложена раннеорогенными морскими образованиями маметчинской, Пенжинской, быстринской и пиллалваямской свит и частично замещающими маметчинскую и пенжинскую свиты лагунноконтинентальными отложениями валижгенской свиты. Общая мощн. 3600 м. Здесь выделены Кармаливаямская и Маметчинская синклинали и разделяющая их Усть-Маметчинская антиклиналь (В. П. Похиалай-нен, В. П. Василенко, 1971 г.). В ядрах складок слои залегают под углами 30—50°. В небольших грабенах сохранились позднеорогенные горизонтально залегающие лагунные олигоценовые отложения (около 2000 м).
Наиболее крупные структуры Пенжинско-Анадырской складчатой зоны: Пенжинский прогиб, Таловско-Пекульнейская и Валижгенско-Елистратовская зоны чешуйчато-надвигового строения — достаточно отчетливо выражены в магнитном и гравитационном полях. Пенжинский прогиб XVII выделяется повышенным магнитным полем (напряженностью часто более 10 мЭ) с ограниченным распространением отрицательных (до —11 мЭ) аномалий. В поле, силы тяжести к прогибу приурочены отрицательные и положительные локальные аномалии, что свидетельствует о блоковом его строении. По И. П. Шпак (1972 г.) и В. Г. Манапову (1980 г.), прогиб выполнен терригенными мезозойскими (1,2—2,7 км) и кайнозойскими (от сотен метров до 2,6 км) образованиями. Прогиб асимметричен: северо-западный борт его приподнят, юго-восточный опущен.
Таловско-Майнское поднятие VII выделяется повышенными значениями силы тяжести и пониженным магнитным полем. Аномалеобра-зующие объекты — массивы основного и ультраосновного состава. Па-рапольский прогиб XVIII характеризуется мозаичным знакопеременным (от —9 до 4-11 мЭ) магнитным полем на пониженном в целом фоне. В гравитационном поле прогиб фиксируется полосой пониженных значений Xg. Ваежское поднятие VIII отличается пониженным (напряженностью 0-=---2 мЭ) магнитным полем, на фоне которого выде
143
ляются изометричные и вытянутые на СВ аномалии (до +9 мЭ), обусловленные массивами основного и среднего состава. В гравитационном поле поднятие приурочено к широкой (30 км) зоне градиентов силы тяжести, что, по-видимому, отражает малое развитие в данном районе домезозойских пород.
Валижгенско-Елистратовская зона чешуйчато-надвнгового строения характеризуется сложным повышенным гравитационным полем с локальными аномалиями разных форм, размеров, ориентировки. Положительные аномалии Ag группируются в полосу, фиксирующую продолжение на ЮЗ Таловско-Пекульнейской зоны и свидетельствующую о единой природе Валижгенско-Елистратовской и Таловско-Пекульнейской зон. В бас. среднего течения Таловки полоса повышенных значений Ag резко изменяет простирание с ЮЗ на СЗ: изгибаясь, вновь приобретает юго-западную ориентировку. Магнитное поле Валижгенско-Елистратовской зоны в целом пониженное, идентичное полю Та-ловско-Майнского и Валижгенского поднятий.
Корякская складчатая зона по истории развития в общих чертах сходна с Пенжинско-Анадырской. Комплекс океанической стадии, выступающий на ограниченных площадях, сложен палеозойской толщей. Комплексы, возникшие во время деструкции сформированной к концу юрского периода коры переходного типа, расчленены на ранне-геосиклинальный (J3—Kial), позднегеосиклинальный (Kial—Кгкш) и орогенный (КгШ—₽).
Структуры Корякской зоны в основном распространены к В и СВ от района. В его пределы входит клиновидная юго-западная ее часть протяженностью около 400 км, ограниченная с СВ Пенжинско-Анадырской зоной, с Ю — Олюторско-Камчатской складчатой системой, соотношения с которой главным образом тектонические. Для зоны характерно спокойное отрицательное магнитное поле напряженностью —1 мЭ и ниже, осложненное линейными и изометричными аномалиями (до-4-8 мЭ) и знакопеременным (±6 мЭ) полем с мозаичным распределением аномалий наложенного характера. Гравитационное поле пониженное с разнообразной ориентировкой изоаномал и мозаичным распределением локальных отрицательных и положительных аномалий. Своеобразный облик ему придает расположенная на ЮЗ интенсивная аномалия Ag треугольной формы.
В Корякской складчатой зоне выделяются две близширотные зоны чешуйчато-надвигового строения — Эконайско-Хатырская ЭХ и Май-ницкая МН, разделенные Емраваамским XIX и Алькатваамским XXII прогибами; Алганский XX и Великореченский XXI прогибы на СЗ, Ра-рыткинское поднятие IX на крайнем СВ и Учхичхильское X на крайнем ЮЗ.
Эконайско-Хатырская зона ЭХ слагает хр. Пикась, продолжаясь далее к В вдоль Берингова моря. На 3 она имеет торцовое сочленение с Великореченским прогибом, на Ю и С ограничена системой наклоненных к Ю надвигов, а местами крутонаклонных сбросов и взбросов. Палеозойский геосинклинальный комплекс (1000 м) находится в аллохтонном залегании в ряде чешуи, пластин и блоков у восточной границы района и вблизи Энмоваямского надвига 18, ограничивающего зону с С. Вулканогенно-кремнистые образования зоны (J3—Ki) мощн. до 3000 м сопровождаются меланжем, названным Верхнехатырским [46]. Меланж представляет собой пластину офиолитов, деформированную и разбитую на различной величины глыбы перидотитов, габброидов, метаморфических сланцев, тоналитов, кремнисто-вулканогенных пород, заключенных в серпентинитовый цемент [46]. Эту полосу гипербазито-вых тел Б. М. Дмитриев и Л. П. Сапожникова (1973 г.) именуют также Хатырским гипербазитовым поясом. Внутри пластин вулканогенно
144
кремнистые образования смяты в линейные складки нескольких порядков, осложненные разрывами и зонами дробления.
В гравитационном поле зона выражена повышенными значениями Ag; два локальных максимума — в средней и восточной частях зоны—отражают приподнятые ее участки, где выдвинуто палеозойское основание. В магнитном поле напряженностью не выше 5 мЭ у восточной границы района положительными аномалиями фиксируются невскрытые тела гипербазитов, диоритов и гранодиоритов. Расчеты показывают близповерхностное (0—200 м) залегание аномалеобразующих объектов. Вмещающие их вулканогенно-кремнистые образования создают пониженные поля напряженностью ±1 мЭ.
Структуры позднемезозойско-кайнозойской геосинклинали образованы спилито-диабазо-сланцевой и спилито-граувакковой формациями мощн. свыше 3000 м (J3—Ki), флишоидными отложениями (5500 м) нерасчлененного нижнего мела, альба—турона и вачваямской свиты, которыми и сложены протяженные пластины и чешуи. При переходе к Учхичхилнекому поднятию ориентировка структур меняется на меридиональную.
Майницкая зона МН представлена своим западным флангом и оборвана Березовским разломом 10. Протяженные, различно ориентированные чешуи сложены вулканогенно-кремнисто-терригенной (J3—Ki) и туфогенно-осадочной (Kig) формациями (4500 м). Простирание складок (нередко изоклинальных и лежачих) согласуется с вытянутостью тектонических чешуй. Тамватнейские горы, где на поверхность выведены породы меланократового фундамента, сложены массивом гипербазитов, по крутонаклонному разлому контактирующим с тамватнейской свитой (В. П. Зинкевич, 1972 г.). Майницкая зона отмечается относительно повышенным гравитационным полем. В магнитном поле она выражена линейными положительными аномалиями напряженностью до 5 мЭ. Аномалеобразующими объектами являются массивы основного и ультраосновного состава, расчетная глубина залегания которых 0— 200 м.
Емраваамский прогиб XIX в плане представляет собой треугольник. С Ю и С на него надвинуты структуры Эконайско-Хатырской и Майницкой зон. Па СЗ граница его с Великореченским прогибом проходит по Березовскому глубинному разлому 10. Верхняя часть геосинклинального комплекса, представленная здесь граувакковой литологически неоднородной формацией альба — турона (3850 м) и флишоидными пааваямской и вачваямской свитами (4600 м) сенона, несогласно залегает на более древних структурах и смята в линейные сжатые, часто изоклинальные складки, осложненные складками более высоких порядков и разломами. Гравитационное поле прогиба спокойное пониженное. Малоамплитудные, преимущественно отрицательные, локальные аномалии Ag фиксируют опущенные участки. Магнитное поле прогиба (±1 мЭ) также спокойное. Диоритовые интрузии миоцена подчеркнуты цепочкой изометричных аномалий напряженностью до +3 мЭ.
Великореченский прогиб XXI — узкая структура, вытянутая с ЮЗ на СВ, где прогиб по зоне разломов (к которым приурочены палеогеновые вулканиты) сочленяется с Алганским прогибом XX. На ЮЗ близ-широтная система разломов отделяет прогиб от Учхичхильского поднятия X. На СЗ по системе крутопадающих и пологих разрывных нарушений он сочленяется с Ваежским поднятием VIII Пенжинско-Анадырской зоны. Геосинклинальный комплекс прогиба образован граувакковой альб-туронской (1600 м) и мощной (2400 м) флишоидной кампанской (ламутская свита) формациями. Первая смята в крутые линейные, вторая — в брахиформные складки. Прогиб характеризуется пониженным полем Ag и спокойным магнитным полем (—14—2 мЭ), осложненным
Ю Зак. 362
145
на ЮЗ знакопеременными аномалиями, обусловленными эффузивами (Рг-NO.
Алганский прогиб XX на Ю по Березовскому разлому 10 граничит с Рарыткинским поднятием IX. Прогиб выполнен граувакковой альб-туронской (перекатнинская свита, мощн. 1900 м) и флишоидной (ламутская свита, мощн. 3200 м) формациями, разделенными несогласием. Прогиб выделяется отрицательной локальной аномалией поля силы тяжести и спокойным магнитным полем (—14—2 мЭ), осложненным знакопеременными аномалиями эффузивов (₽2-з)-
В Рарыткинском поднятии IX структуры геосинклинального комплекса (5200 м) сложены граувакковой формацией апта—турона (там-ватнейская и великореченская свиты). По В. П. Зинкевичу (1978 г.), в центре Алтайского прогиба XX мощности одновозрастных отложений резко возрастают. Породы смяты в брахиформные вытянутые на СВ складки. Их протяженность до 30 км при ширине 18 км (синклиналь на правобережье Березовой), наклон крыльев 40—50°. Поднятие отмечается повышенным полем силы тяжести и спокойным магнитным полем напряженностью —14—2 мЭ.
Учхичхильское поднятие X, выделенное Т. В. Тарасенко и др. (1969 г.), располагается в Центрально-Корякском горном узле, на водоразделе рек Ваеги, Укэлаята, Пахачи, Энычаваяма и др. По Куюльско-Парапольскому разлому оно примыкает к Пенжинско-Анадырской складчатой зоне. На В его структуры перекрывают Эконайско-Хатыр-скую зону чешуйчато-надвигового строения; на СВ соприкасаются с Емраваамским и Ванэтат-Великореченским прогибами; на Ю граничат с Корякско-Западно-Камчатской складчатой зоной, структуры которой перекрывают поднятие или соприкасаются с ним по разломам. Поднятие (А. И. Поздеев, 1980 г.) характеризуется необычным для Корякского нагорья меридиональным простиранием структур в его центральной части, к периферии отклоняющимся к ЮЗ и ЮВ. Геосинклинальный комплекс здесь также сложен граувакковой формацией нижнего мела (1500 м) и флишоидной (пааваямская и вачваямская свиты) формацией (3600 м) верхнего мела. Мощность нижнего мела в соседней Эко-найско-Хатырской зоне 2500 м.
Структурный план поднятия, несомненно, обусловлен его глубинным строением и положением на стыке Кони-Тайгоносско-Корякской и Олюторско-Камчатской складчатых систем. Поднятие выделяется в целом отрицательным (—1,5 мЭ) спокойным магнитным полем и региональным интенсивным минимумом силы тяжести. Мощность земной коры на поднятии увеличивается до 40—45 км (В. И. Бражаев, 1970 г.). В регионе подобная мощность коры характерна лишь для Омолонского срединного массива.
Орогенный комплекс в Емраваамском и Великореченском прогибах и Учхичхильском и Рарыткинском поднятиях отделен от геосинклинального комплекса угловым несогласием или надвинут на него. Нижняя его часть (до 2500 м) образована морской молассой (импенве-емская свита, Ют), верхняя (1500—1900 м)—угленосной молассой (Маастрихт—даний, палеоцен—эоцен, вычхинейская свита эоцена и змейковская свита олигоцена). Комплекс приурочен к узкому Куйим-веемскому грабену по южному обрамлению Емраваамского прогиба XIX и к окончанию Алькатваамского прогиба XXII, где известна складка второго порядка — Талакайская синклиналь. Шарнир ее изогнут и полого погружается к СВ, наклон крыльев 25—45°, вблизи разломов слои наклонены круче.
Олюторско-Камчатская складчатая система
Олюторско-Камчатская складчатая система разделяется на две зоны: Корякско-Западно-Камчатскую и Олюторско-Восточно-Камчат-
146
скую. Первая из них характеризуется миогеосинклинальным, вторая — эвгеосинклинальным типами разрезов.
Корякско-Западно-Камчатская складчатая зона выгнутой к С дугой прослеживается от бухт Дежнева и Анастасии на побережье Берингова моря на 640 км до Камчатского перешейка при ширине от 20 до 100 км; далее к Ю она занимает всю 3. Камчатку. С Пенжинско-Анадырской зоной граница проходит по Куюльско-Па-рапольскому глубинному разлому 9, с Олюторско-Камчатской — по глубинному Вывенскому разлому 12 и системам надвигов. С Корякской зоной в большинстве случаев границы тоже тектонические. Для зоны характерно пониженное спокойное магнитное поле (—1-ъ-—3 мЭ) с линейными цепочками локальных аномалий (АГ)а вдоль разломов. Гравитационное поле зоны пониженное с серией локальных минимумов силы тяжести, вытянутых на СВ и СЗ.
Практически всю территорию зоны занимает Энычай-Укэлаятский прогиб XXIII, образованный структурами геосинклинального (Кг—₽) и орогенного (Р) комплексов. Первый из них сложен флишевой формацией (2500—2900 м), второй — морской молассой мощн. от 3400 до 5100 м (вальэнская свита и ляпганайская толща), залегающей на флишевой формации без существенной перестройки структурного плана. На 3 структуры прогиба перекрыты Пусторецко-Парапольской впадиной XXX и палеогеновыми вулканитами (порфировая формация), на Ю — офиолитовым сантон-кампанским комплексом (ватынская серия, гипербазиты, габбро). На С прогиба эвгеосинклинальные образования (эссовеемская свита) выдвинуты вдоль Ванэтатского разлома на 150 км (при ширине 5—7 км) и выходят в Учхичхильское поднятие X. Присутствие эссовеемской свиты среди миогеосинклинальных образований мела—палеогена может быть объяснено выдвижением отторженца офиолитового позднемелового фундамента либо, что менее вероятно, перемещением покрова более чем на 70 км из Олюторско-Восточно-Кам-чатской зоны [40, 41].
На ЮЗ прогиба в бас. Уннэйваяма и Ветвея А. И. Поздеевы.м (1975 г.) выделены вытянутые к СВ Уннэйваямская, Окылынываям-ская, Ветроваямская и Липаньиваямская антиклинальные зоны и Ут-ваямская, Янятайская и Мегуваямская синклинальные зоны, сложенные рядом антиклиналей и синклиналей длиной 8—15 км, шириной 2—5 км с резкой ундуляцией и виргацией шарниров, крутыми, иногда запрокинутыми залеганиями слоев, изоклинальными веерообразными складками и складками волочения более высоких порядков, с будинаж-структурами. Далее к В флишевая и молассовая формации в верховьях Пахачи, Апуки, Укэлаята слагают линейные складки близширотного простирания длиной до 30—40 км, шириной 3—8 км. Их крылья также осложнены складками более высоких порядков с угл. пад. 50 —80°. Вблизи надвигов часты мелкие изоклинальные складки, запрокинутые в северных румбах. На отдельных участках распространены будинаж-структуры (Г. А. Закржевский, 1972 г.; А. В. Дитмар, 1972 г.). Вблизи Берингова моря структуры прогиба ориентированы на СЗ (А. А. Алексеев, 1979 г.). Структуры Энычайваям-Укэлаятского прогиба прорваны мелкими телами гранитоидов (Рг-з)-
Олюторско-Восточно-Камчатская складчатая зона соприкасается на С и СВ с Корякско-Западно-Камчатской зоной; на Ю она скрыта морем. Длина зоны от бухты Анастасии до Камчатского перешейка около 500 км, наибольшая ширина 190 км; к Ю ее структуры продолжаются на В. Камчатку. Магнитное поле зоны сложное, резко аномальное напряженностью от —4 до -4-11 мЭ. Основные магнитные объекты— базальты и андезито-базальты (Кг—KZ) и габброиды (Кг)- Гравитационное поле отличается высокой дифференцированностью и линейной упорядоченностью. Отрицательные аномалии обус
10*
147
ловлены опущенными блоками, выполненными кайнозойскими образованиями, а положительные — поднятиями позднемеловых, иногда палеогеновых пород. От северной части зоны к м. Олюторскому (к Ю от района) мощность земной коры сокращается от 35 км до 28 км, а относительный объем базальтового слоя увеличивается (Андреев С. И., 1974 г.).
Геосинклинальный структурный комплекс образуют вулканогеннокремнистая формация сантона—кампана мощн. до 5500 м (ватынская серия), базальто-турбидитовая формация Маастрихта—палеогена мощн. до 10 000 м (ачайваямская, хакииская, инетываямская, ивтыгинская, иночвиваямская и говенская свиты), а также флишевая формация эоцена—олигоцена (3000 м), частично замещающая базальто-турбидитовую по латерали и вертикали (ильпинская серия с входящими в ее состав ковачинской и алугинской свитами). Орогенный структурный комплекс слагают миоценовые молассы: морская мощн. до 2400 (пахачинская свита) и вулканогенная и угленосная мощн. 500—1900 м (корфовская серия).
Наиболее крупные структуры геосинклинального комплекса: Беринговское поднятие XI, Яхтынанско-Хакинский III, Хахинанско-Ив-тыгинский IV и Пылгинский V антиклинории, Авьинско-ТылгинскийХ/У и Говенско-Пахачинский XV синклинории. Все они (за исключением Беринговского поднятия) расположены на 3 зоны — от залива Корфа и п-ова Говена на ЮЗ до Пахачинского хр. и бас. Апуки на СВ, разделяясь Пахачинской впадиной на две ветви.
Яхтынанско-Хакинский антиклинорий III большей частью погребен под Вывенской неотектонической впадиной XXXII и срезан разломом. Слои наклонены под углом 30—40°, складки линейные. Шарнир погружается к ЮЗ, в этом направлении в ядре антиклинория базальтотурбидитовые образования уступают место флишу. Антиклинорий отмечается незначительным повышением поля силы тяжести на его СВ и ЮЗ.
Авьинско-Тылгинский синклинорий XIV с ЮВ примыкает к вышеописанному антиклинорию. На ЮЗ значительная часть его скрыта структурами орогенного комплекса. Синклинорий симметричен, наклон крыльев складок 20—40°. На ЮЗ у границы района отдельные складки синклинория, по В. И. Голякову (1980 г.), — брахиформные без четко выраженных осей, не выдержаны по простиранию (Увальная, Гатымын-Гековская, Усть-Лапарельская, Усть-Альховаямская антиклинали; За-падно-Илышнская, Валыхальская, Лапарельская, Алугинская, Митан-ская, Итульваранская синклинали). Синклинорий фиксируется полосой пониженных значений силы тяжести и пониженным (—1-5-4-2 мЭ) в целом магнитным полем с отдельными положительными аномалиями, вытянутыми на СВ.
Хахинанско-Ивтыгинский антиклинорий IV с СЗ примыкает к Авь-инско-Тылгинскому синклинорию XIV, а с ЮВ — к Пахачинской впадине XXXI и Говенско-Пахачинскому синклинорию XV. Ось антиклинория в плане изогнута. Вблизи зал. Корфа крылья его собраны в пологие складки с наклоном пластов 18—40°. Ядро антиклинория осложнено небольшим Илирским синклинорием. В нем выделяются Тохлаэль-ямская и Масваямская брахисинклинали, разделенные поперечной антиклиналью (Л. А. Анкудинов, В. К. Рожкова, 1970 г.). Наклон крыльев складок 10—40°. К С от бухты Лаврова складки разветвляются, изменяя простирание на близшнротное и северо-западное. К СВ в ядре антиклинория выступают мел-палеогеновые и меловые образования, шарнир структуры с ундуляциями полого погружается. На ЮВ его крыло перекрыто Пахачинской впадиной, а на СЗ сложено ивтыгинской и иночвиваямской свитами. Здесь ядро антиклинория представляет собою пологий (0—10°) свод с наклоном крыльев 20— 30°.
.148
Структура осложнена надвигами, флексурными перегибами и складками более высоких порядков — Гытхынской (16X5 км) и Утах-тинской (8X3 км) синклиналями, в свою очередь осложненными более мелкими складками (Э. С. Алексеев, 1979 г.). Антиклинорий выражен в гравитационном поле цепочкой интенсивных локальных положительных аномалий с ориентировкой изоаномал на СВ, в магнитном поле — серией положительных линейных аномалий напряженностью до 18 мЭ, вытянутых к СВ. Илирский синклинорий выражен в магнитном поле интенсивной (до +14 мЭ) аномалией, обусловленной влиянием андезитов и базальтов говенской свиты. В поле силы тяжести ему соответствует фрагмент зоны повышенных значений горизонтального градиента.
Пылгинский антиклинорий V слагает часть одноименного хребта. Наиболее приподнятая его часть сложена вулканогенно-осадочной ачай-ваямской свитой, крылья — говенской свитой. Характерна ундуляция шарнира. На 3 наблюдается торцевое сочленение с Хахинанско-Ивты-гинским антиклинорием. На В антиклинорий имеет, по Н. В. Устинову (1972 г.), глыбовое строение. Складки второго порядка (Сенейваямская синклиналь; Чевынвывеемская, Гиленвеемская, Майнытайваямская антиклинали) здесь простираются на СВ, шарниры их погружаются в этом же направлении. Длина складок 30—60 км, ширина 6—20 км, наклон крыльев от 20 до 70°, в зонах разломов — до 90°. В поле силы тяжести антиклинорий выделяется повышенными значениями ‘Ag, в магнитном поле не прослеживается вследствие наложения магнитного эффекта от более молодых эффузивов.
Говенско-Пахачинский синклинорий XV граничит с Хахинанско-Ивтыгинским антиклинорием IV по Навайенскому взбросо-надвигу. Далее к СВ он сочленяется с Пылгинским антиклинорием V, а на В перекрывается Апукваямским прогибом XXV. Он сложен флишевой формацией (ильпинская серия, алугинская свита). На п-ове Говена вдоль Олюторского зал. Л. А. Анкудинов и В. К- Рожкова (1970 г.) выделяют синклинали хр. Малиновского и Камактванскую, разделенные Ра-амской антиклиналью. Складки имеют ширину 7—8 км (сужаясь к ЮЗ и СВ), длину 55—75 км и крутые крылья, осложненные рядом узких дисгармоничных, изоклинальных, иногда запрокинутых складок более высоких порядков. К В от бухты Лаврова 3. А. Абдрахимовым и С. А. Мельниковой (1966 г.) установлены Лавровская и Навыринская синклинали, разделенные Кауктской антиклиналью. Крылья складок крутые (70—90°), осложненные мелкими линейными складками. У Лавровской синклинали оба крыла наклонены на СЗ, что обусловлено влиянием Навайенского взбросо-надвига. В бас. Пахачи складки более пологие. Синклинорий характеризуется пониженным (порядка —2 мЭ) магнитным полем, отражающим распространение немагнитных осадочных пород, и отрицательной аномалией поля силы тяжести.
Беринговское поднятие XI, сложенное меловыми вулканогеннокремнистой (ватынская серия) и базальто-турбидитовой (ачайваям-ская свита) формациями, образует восточную часть Олюторско-Восточно-Камчатской зоны. Южным продолжением его является поднятие Ширшова в Беринговом море. Границы поднятия тектонические. Па 3 по глубинному Апукскому разлому 13 оно соприкасается с Апукваямским прогибом XXV, на С — надвинуто на структуры Энычай-Укэла-ятского прогиба XXIII. Центральная и западная части поднятия сложены крупными линейными, реже брахиформными складками и моноклиналями. Строение северной и восточной частей его осложнено надвигами, разделяющими вулканогенно-кремнистую и базальто-турбидитовую формации на отдельные пластины, надвинутые на флишевый прогиб Корякско-Западно-Камчатской зоны или перемещенные относительно друг друга. Здесь известны выдвинутые по пологим и крутым раз
149
ломам тела габбро, реже гипербазитов, входящих в позднемеловой Ватынский габбро-гипербазитовый пояс.
Ориентировка крупных складок (длиной до 25—30 км и шириной 10—15 км) различна: на Олюторском п-ове, вблизи Берингова моря и на С поднятия — преимущественно близширотная, на левобережье Апукваяма — северо-восточная. Резко повышенное поле силы тяжести обусловлено приближением к поверхности высокоплотных образований фундамента. Границы поднятия отмечаются аномалиями типа гравитационной ступени. Напряженность магнитного поля преимущественно ±5 мЭ. Основные аномалеобразующие объекты — неоднородно магнитные вулканогенно-терригенные толщи и габброиды (Кг).
НЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Неотектонические структуры, распространенные во всех складчатых зонах, сложены полого и горизонтально залегающими позднекайнозойскими континентальными образованиями (N—Q). Лишь в Олюторско-Камчатской системе эти отложения дислоцированы и отчасти имеют морской генезис. Как правило, неотектонические структуры ориентированы в соответствии с простиранием зон крупных разломов.
В Олюторско-Восточно-Камчатской зоне Апукваямский XXV и Иль-пинский XXIV прогибы и Пахачинская XXXI и Вывенская XXXII впадины выполнены морской и континентальной вулканогенной и угленосной молассами орогенного комплекса.
Апукваямский прогиб XXV имеет близмеридиональное простирание. Для него характерны блоковые структуры различного масштаба,, пологие (15—20°) моноклинали, флексурообразные перегибы слоев. Структуры прогиба прослеживаются в Олюторский зал. Прогиб выделяется в поле силы тяжести отрицательной аномалией.
Ильпинский прогиб XXIV входит в пределы района своим северным флангом, располагаясь на структурах Авьинско-Тылгинского синклинория и Хахинанско-Ивтыгинского антиклинория. Большая часть его скрыта водами зал. Корфа и пролива Литке; доступны наблюдению частные структуры — Корфовская, Авьяваямская, Вывнитуваямская и Анап-кинская впадины. Анапкинская впадина занимает п-ов Ильпи и побережье зал. Уала и Анапка, остальные — вытянуты на СВ вдоль западного побережья зал .Корфа.
Вывенская впадина XXXII вытянута с ЮЗ на СВ вдоль Вывен-ского глубинного разлома на границе двух складчатых зон. На ЮЗ она смыкается с Ветроваямским вулканическим полем, а к СВ выклинивается.
Пахачинская впадина XXXI разделяет структуры Хахинанско-Ивтыгинского и Пылгинского антиклинориев. В геофизических полях она выражена лишь малоамплитудной отрицательной аномалией Ag с ориентировкой изоаномал на СВ.
Перечисленные неотектонические структуры выполнены смятыми в брахискладки и разбитыми на блоки образованиями пахачинской свиты и корфовской серии. В Пахачинской впадине и Апукваямском прогибе широко распространены и четвертичные вулканиты.
В Корякско-Западно-Камчатской зоне, на ее ЮЗ выделяется наложенная Пусторецко-Парапольская впадина XXX, с СЗ примыкающая к глубинному Куюльско-Парапольскому разлому 9. Впадина выполнена пологозалегающей прибрежно-морской кавранской серией (Ni). Ей соответствуют интенсивная отрицательная аномалия Ag и пониженное (—1ч 3 мЭ) магнитное поле. По данным гравиметрической съемки,. МТЗ и ВЭЗ (И. П. Шпак, 1972 г.; Г. И. Декина. 1978 г.), фундаментом для отложений впадины служат кремнисто-вулканогенные (Кг) и терригенные (Кг—₽) образования. Глубина залегания их кровли в цен
150
тральной, наиболее погруженной ее части 2,5—3 км, в периферических 2,1—2,4 км.
Неогеновыми отложениями выполнены наложенные впадины и в других складчатых зонах: примыкающая к Тамватнейскому разлому Великореченская впадина XXIX в Корякской зоне; наследующая Пенжинский прогиб Кондыревская впадина XXVII в Пенжинско-Анадырской зоне, вытянутая с ЮЗ на СВ вдоль Орловско-Каменского глубинного разлома 6; широтно вытянутые на южном побережье эстуария Пенжины Пенжинская XXVIII и на Смоленском массиве Пареньская XXVI впадины, возникшие по широтным зонам разломов.
ВУЛКАНОГЕННЫЕ ПОЯСА
В описываемом регионе выделяются четыре вулканогенных пояса. Наиболее крупный из них — ОЧВП (К)—расположен на его СЗ. К ЮВ последовательно сменяют друг друга Оклано-Пенжинский (₽—N), Западно- Камчатско-Корякский (₽2—N) и Олюторско-Центрально-Кам-чатский (N—Q) вулканогенные пояса. Их слагают вулканогенные формации орогенного класса. Структуры эти следует рассматривать как наложенные.
Охотско-Чукотский окраинно-континентальный вулканогенный пояс (представленный здесь Пенжинским его сектором)— отрицательная тектоническая структура [11], наложенная на Смоленский массив и его чехол (внешняя зона пояса) и на Тайгонос-ско-Мургальскую складчатую зону (внутренняя зона). Слагающие пояс группы формаций могут быть определены как базальтовая (атвувеем-ская свита), андезитовая (чайвавеемская толща, окланская, ильваваам-ская свиты) и игнимбритовая (снежнннская толща, макковеемская, часть тылхойской свиты). Для внутренней зоны характерна андезитовая формация (ильваваамская свита), а вблизи граниты внешней и внутренней зон — базальтовая. Во внешней зоне пояса велик удельный вес игнимбритовой формации, практически отсутствующей во внутренней зоне. Подстилается пояс континентальной молассой. На рубеже внешней и внутренней зон пояса в полосе влияния Оклано-Мургаль-ского разлома 2 расположена цепочка интрузивных тел (Ki и Кг) то-налит-плагиограннт-гранодиоритовой и диорпт-гранодиорптовой формаций.
Наиболее крупные структуры Пенжинского сектора ОЧВП — Чай-вавеемский / и Шайбовеемский 2 вулканические прогибы, разделенные Тылхойским разломом 14. Они располагаются во внешней зоне пояса. Окланский прогиб 3 в основном соответствует внутренней его зоне. В перечисленных прогибах располагается большое количество вулкано-тектонических кольцевых структур; наиболее значимые депресси-онные структуры: Южная 4, Романихинская 7, Верхнеоклапская 5 и Конусная 8; купольные — Хайокланская 6. Магнитное поле ОЧВП сложное, резко аномальное (от —19 до Д-38 мЭ) с преобладающей северо-восточной ориентировкой аномалий. Наиболее интенсивным полем (АГ) а фиксируются покровы меловых п палеогеновых базальтов и ан-дезито-базальтов, раннемеловых габброидов и позднемеловых гранодиоритов. В ОЧВП региональное поведение поля силы тяжести с СЗ на ЮВ отражает положение перегиба поверхности Мохоровичича [43] и соответственно сокращение мощности земной коры с 40 км до 35 км.
Оклано-Пенжинский вулканогенный пояс в основном приурочен к зоне Орловско-Каменского разлома 6, разделяется на несколько изолированных вулканических полей, наложенных на структуры Пенжинского прогиба. Слагающие их известково-щелочные вулканиты (от базальтов до липаритов) с преобладанием средне-основных, отнесены к эоцену—олигоцену и неогену. На западном побережье Пенжинской губы небольшие поля вулканитов кытыймской свиты (₽2) на
151
ложены на Омолонский массив и его чехол и контролируются разломами близширотного простирания. Вулканиты отмечаются аномальным знакопеременным магнитным полем напряженностью от —12 до+29 мЭ.
Западно-Камчатско-Корякский вулканогенный пояс наложен на структуры трех складчатых зон и представлен ли-парит-дацит-андезитовыми вулканитами (андезитовая формация) повышенной калиевости (эоцен-олигоцен, велолныкская свита) и сменяющими их известково-щелочными (от базальтов до липаритов) вулканогенными породами миоценовой автоваамской толщи. Вулканиты слагают три различно ориентированных вулканических поля. Велолнык-ское вулканическое поле 16 распространено вдоль Куюльско-Пара-польского разлома 9. На ЮЗ поле разделяется на две ветви. Здесь четко выделяются крупные кольцевые вулканоструктуры: Таловская 9, Ичигинская 10, Мигитунупская И, Утгинайская 12, а также ряд мелких. Нутавакливаям-Ваежское 14 и Ламутско-Пархонайское 15 вулканические поля ориентированы на СЗ вдоль зон разломов. С покровными фациями ассоциируют субвулканические и интрузивные тела этого же возраста, располагающиеся на периферии и в центре кольцевых структур и нередко фиксирующие руины палеовулканов. Вулканиты выделяются знакопеременным (до ±16 мЭ), иногда отрицательным магнитным полем с мозаичным распределением небольших аномалий.
Олюторско-Центрально-Камчатский окраинноокеанический вулканогенный пояс образован контрастной формацией (корфовская серия, апукская свита), слагающей обширные вулканические поля — Ветроваямское, Пахачинское (выполняющее одноименную впадину), Апукское и Апукваямское, занимающее большую часть одноименного прогиба. Ветроваямское поле 17 вытянуто на СВ вдоль Вывенского разлома 12. Апукваямское поле 20 контролируется близмеридиональным Апукским разломом 13, Апукское 19 совпадает с отдешифрированной на космических снимках кольцевой структурой диаметром 70—80 км, срезанной с С Вывенским разломом. Структуры пояса в основном приурочены к периферии Олюторско-Восточно-Кам-чатской складчатой зоны, лишь на ЮЗ (Ветроваямское поле) залегают на структурах Корякско-Западно-Камчатской зоны. С покровами корфовской серии комагматичны миоценовые субвулканические и гипабиссальные интрузии. В Апукском вулканическом поле кое-где сохранились руины вулканических аппаратов. Наиболее интенсивные положительные аномалии (до +14 мЭ) создаются вулканитами корфовской серии: образования апукской свиты характеризуются знакопеременным магнитным поле напряженностью ±5 мЭ.
РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ
Разломы широко распространены на Омолонской массиве и в Корякско-Камчатской складчатой области. Преобладают разломы северо-восточного и северо-западного простирания. Последние, как правило, более молодые. Менее распространены разломы близширотной и близ-меридиональной ориентировки. Кольцевые и дуговые разломы характерны для геоблока с корой континентального типа, а также для вулканогенных поясов. Среди продольных по отношению к складчатым структурам разломов наряду со сбросами и взбросами широко распространены надвиги, типичные для зон чешуйчато-надвигового строения. Поперечные разломы имеют характер сдвигов и сбросо-сдвигов. Разломы разделяются на глубинные, региональные и локальные.
Глубинные разломы северо-восточного (камчатского) простирания: Анадырский, Оклано-Мургальский, Орловско-Каменский, Верхнепыл-гинско-Пареньский, Куюльско-Парапольский, Вывенский и Березов
152
ский — главенствуют в определении структурного плана территории, разделяя ее на складчатые области, системы, зоны и более мелкие структуры, контролируют расположение вулканогенных поясов. Глубинный характер ряда разломов определяется присутствием гипербазитов. Заложение этой системы разломов происходило неодновременно и определялось возникновением островных дуг, сопряженных с ними междуговых и предостроводужных прогибов, краевых морских бассейнов, а также палеосейсмофокальных [56] зон. Большинство разломов этого направления (кроме Вывенского, Куюльско-Парапольского и Ор-ловско-Каменского) наклонены, по всей вероятности, к СЗ. Все они находят четкое выражение на аэро- и космических материалах [55, 70].
Анадырский разлом 1 фиксируется параллельно- и кулисообразно расположенными сближенными нарушениями. К ним тяготеют интрузии габброидов и гранитов (Кг), а также разновозрастные дайки. Разлом выражен в магнитном поле или торцевым сочленением разноориентированных аномалий, или деформациями изодинам (ДТ^а-
Зона Оклано-Мургальского разлома 2 выделяется благодаря протяженному поясу меловых гранитоидов и многочисленным разрывам, выявленным дешифрированием аэрофотоматериалов. Ширина зоны 10—12 км. К СЗ от разлома структурный план ОЧВП в значительной мере унаследовал северо-западную ориентировку структур фундамента. К ЮВ от него преобладает северо-восточный, с переходом к близширот-ному структурный план, совпадающий с направлением структур Корякско-Камчатской области [55]. Разлом фиксируется в поле силы тяжести гравиметрической ступенью значительной амплитуды, в магнитном поле — высокими горизонтальными градиентами (ДТ) а, торцевым сочленением аномалий, деформацией изодинам.
Гыленгско-Ушканьинский разлом 3 контролирует размещение многочисленных мелких тел меловых гранитоидов и палеогеновых субвулканов. Этот разлом на СВ причленяется к Орловско-Каменскому разлому. К ЮЗ он разделяется на две ветви, из которых юго-восточная ограничивает Мургальское поднятие. К 3 от Тылхойского разлома Гыленгско-Ушканьинский разлом приобретает близширотную ориентировку и контролирует полосу палеогеновых вулканитов. Разлом фиксируется в гравитационном поле интенсивной ступенью, в магнитном -— сменой характера полей, положительными аномалиями (АГ) а, торцевым сочленением аномалий.
Зона Орловско-Каменского разлома 6 имеет ширину до 45 км (С. С. Лобунец, И. А. Кузнецова, 1977 г.) и представляет собой систему параллельных глубинных нарушений (Л. А. Майков и др., 1959 г.), различающихся специфическими чертами развития и по-разному проявляющихся в геофизических полях. Главная составляющая разлома выделяется в гравитационном поле интенсивной аномалией типа ступени, в магнитном — резкой сменой характера поля и линейно вытянутыми отрицательными аномалиями. Юго-восточная часть зоны разлома выделяется полосой повышенных значений силы тяжести и линейным выдержанным положительным магнитным полем напряженностью 10—20 мЭ.
Понтонейский разлом 7 играл большую роль в формировании Та-ловско-Майнского поднятия, контролируя вулканизм и внедрение интрузий в ордовике, карбоне, позднем палеогене. Он фиксируется интенсивной гравитационной ступенью, прослеживающейся на картах трансформированного поля Ag, что и дает основание считать его древним (Г. И. Декина, 1978 г.). Расчетное смещение по разлому 4,7 км.
Куюльско-Парапольский разлом 9 фиксируется серией параллельных, иногда ветвящихся эшелонированных разрывов в полосе от 5 до 20 км, имеющих характер сбросов, а на ЮЗ — взбросо-сдвигов (С. В. Бочков, 1983 г.). Он играл важнейшую роль уже с протерозоя.
153
Разлом выделяется в магнитном поле полосой положительных (до> 4-10-^4-15 мЭ) значений (АГ)а, в гравитационном поле — зоной высоких горизонтальных градиентов. С ним связано формирование Куюль-ского гипербазитового пояса.
Березовский разлом 10 располагается между Емраваамским и Ве-ликореченским прогибами на ЮЗ и Алганским прогибом и Рарыткин-ским поднятием на СВ. К нему приурочены отдельные небольшие тела гипербазитов и гранитоидов. Он фиксируется полосой высоких горизонтальных градиентов силы тяжести и сменой характера магнитного поля.
Вывенский разлом 12 контролирует Ватынский габбро-гипербази-товый пояс. В позднем мелу, палеогене и неогене он был основной маг-моподводящей структурой, на орогенном этапе разделял области устойчивого поднятия и опускания. С ним связано формирование чешуйчато-надвиговых структур, неотектонических впадин, а также неоген-чет-вертичного Олюторско-Центрально-Камчатского вулканогенного пояса. Разлом характеризуется узкой полосой повышенных значений силы тяжести и серией интенсивных (до 10 мЭ и более) линейных положительных аномалий (ДТ^а. Вертикальная амплитуда смещения вдоль разлома — от сотен метров до 2—3 км; направление падения — на ЮВ.
Апукский разлом 13 вытянут близмеридионально и представляет собой широкую (8—20 км) зону ступенчатых крутопадающих сбросов (А. Б. Цукерник, 1974 г.). Наиболее крупные составляющие зоны— Вилюнгайский и Пинкилинойский разломы — ограничивают долину Апуки, а в ее низовьях — Апукский грабен. Разлом контролирует субвулканические и интрузивные тела (Кг и Nj), а вблизи Олюторского-зал. — вулканическую группу Чаачай (Qi). На пересечении его с разломами северо-западного простирания нередко расположены центры щитовых вулканов (А. Л. Башаркевич, В. К. Дмитриева, 1978 г.). Разлом фиксируется повышенным магнитным полем, осложненным разнообразно ориентированными линейными аномалиями более высоких порядков, и резким перепадом от положительных гравитационных аномалий к отрицательным. По данным гравиразведки полное смещение стратиграфических горизонтов достигает в низовьях Апуки 4—4,5 км.
Разломы северо-западного (алеутского) простирания менее протяженны, не всегда выражены в поле силы тяжести; они отнесены к категории региональных. Ниже описывается несколько наиболее значимых разломов северо-западного простирания.
С Ламутско-Пархонайским разломом 19 сопряжено поле вулканитов палеогена, разделяющее Великореченский и Алганский прогибы. Разлом выражается изменением простирания изоаномал силы тяжести и характера поля (AT)a.
Энмоваямский надвиг 18 контролирует размещение тел габбро и гипербазитов. К нему приурочен узкий протяженный грабен, выполненный палеогеновыми осадками. Западнее он переходит в крутопадающий разлом, с которым связаны поля вулканитов палеогена и неогена.
Чалбугчанский 15 и Тылхойский 14 разломы ограничивают блоки Омолонского массива. Чалбугчанский разлом прослеживается в магнитном поле по торцевому сочленению разнотипных аномалий и характерным деформациям изодинам (АГ)а; Тылхойский — по резкому изменению простирания изолиний Ag и (А7’)а, по линейной цепочке положительных локальных аномалий (AT)a, по торцевому сочленению разноориентированных магнитных аномалий.
Близмеридиональные и близширотные разломы распространены незначительно и изучены слабо. К С от Пенжинской губы серия непротяженных меридиональных разломов фиксирует, по всей вероятности,, западное ограничение Алеутско-Чукотской мегаструктуры центрального типа, в пределах которой, по В. В. Соловьеву [60], расположена вся:
154
описываемая территория, за исключением крайнего ее запада. В центре Учхичхильского поднятия крутопадающие и пологие разрывы близме-ридионального простирания отражают необычность глубинного строения этой структуры, характеризующейся большой мощностью земной коры.
Надвиги широко проявлены в чешуйчато-надвиговых зонах. В Та-ловско-Пекульнейской и Майницкой зонах плоскости их сместителей наклонены большей частью в северных румбах, в Эконайско-Хатырской — в южных. К Ю наклонены и плоскости протяженной (до 400 км) системы надвигов, ограничивающих с С Олюторско-Восточно-Камчатскую складчатую зону. В плане они образуют дугу, обращенную выпуклостью к СЗ. В Таловско-Пекульнейской зоне чешуйчато-надвигового строения существуют многочисленные палеонтологические доказательства надвигов (Н. В. Валединская, Э. С. Алексеев, 1981 г.; В. М. Калинин, 1980 г.).
Надвиги проявлены изогнутыми ложбинами, уступами, сопровождаются зонами дробления и рассланцевания, милонитизации, зеркалами скольжения, окварцеванием, пиритизацией, уверенно дешифрируются на аэро- и космоснимках. Убедительно обосновано надвигание вулканогенно-кремнистой ватынской серии на мел-палеогеновые отложения Энычай-Укэлаятского прогиба [40, 41, 46]. Поверхность основания вулканогенно-кремнистого комплекса нередко выражена резким уступом, имеет пологое слабоволнистое залегание с падением к Ю под углами 15—40°. Терригенные отложения, непосредственно подстилающие чешуи пород ватынской серии, также сильно тектонизированы и могут быть на ряде участков классифицированы как зоны терригенного меланжа.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Основные черты рельефа территории обусловлены двумя крупными морфоструктурами — ОЧВП, выраженным массивом Ичигемского> хр., и Корякской складчатой областью, отвечающей морфоструктуре сводового поднятия Корякского нагорья. Эти области разделены Пенжинским и Парапольским долами и складчатыми горами Пенжинского хр. В современном облике рельефа нашли отражение дифференцированные блоковые движения новейшего этапа развития, четвертичный вулканизм, следы деятельности неоднократных оледенений, в том числе современного (рис. 3, см. вклейку).
ВУЛКАНИЧЕСКИЙ РЕЛЬЕФ
Этот рельеф создан излияниями лав раннечетвертичного возраста. Он располагается в пределах Пахачинского и Апукского хребтов на В территории и на междуречье Пустой и Анапки на ее ЮЗ; представлен слабонаклонной (5—10°) поверхностью лавового плато, перемещенного новейшими движениями до абсолютных высот 600—1400 м и глубоко расчлененного на столообразные останцевые горы. Превышения составляют от 100 до 600 м. Поверхности водоразделов обрамлены структурно-денудационными скальными и обвально-осыпными уступами высотой до 50—60 м. Профиль склонов прямой или ступенчатый в. верхней части и вогнутый в нижней, переходящий в эрозионные долины. Заложение долин происходило по системе дуговых и радиальных разломов, связанных с формированием вулканических аппаратов. На ЮЗ реликты вулканического плато располагаются на абсолютных отметках 300—500 м. В расчленении плато принимала участие экзарация..
ВЫРАБОТАННЫЙ РЕЛЬЕФ
Данный тип рельефа является ведущим в регионе. Преобладание: деструктивных процессов определяет современный морфологический облик поверхности и является следствием дифференцированных неотек-тонических движений. В зависимости от интенсивности новейших поднятий формируются различные морфогенетические типы рельефа.
Структурно-денудационный рельеф создан препариров-кой геологических структур и развивается в условиях умеренных нео-тектонических поднятий. Склоны горных гряд, простирание которых предопределено складчатой структурой, выделяются на восточном побережье Пенжинской губы и характеризуют низкогорный рельеф куэстового типа, образованный на терригенных породах верхнего мела. Склоны водоразделов асимметричные литоморфные средней крутизны с делювиальным чехлом в верхней части и полого-вогнутые делюв наль-но-солифлюкционные и солифлюкционные в нижней части. Поверх-
156
Рис. 3. Геоморфологическая схема. Составил А. С. Корольков.
/ — вулканический рельеф; 2—12 — выработанный рельеф: 2—5 — структурно-денудационный: 2 — склоны горных гряд, предопределенные складчатой структурой 3 — поверхности близгоризонтальпых пластов осадочных пород, 4 — склоны отпрепарированных интрузивных тел и их прикоптактопых зон, 5 — поверхности отпрепарированных древних вулканических потоков и покровов; 6 — эрозионный с преобладающим Развитием эрозионных склонов; 7— эрозионно-денудационный, созданный эрозией и перерабатываемый склоновыми процессами; 8—12 — денудационный: в — альпинотипный, созданный иивационными и обвально-осыпными склоновыми процессами 9 — средпегорный криогенно-денудационный, созданный комплексом склоновых и мерзлотных процессов, 10 — низкогорный криогенно-денудационный // — поверхности выравнивания (цокольный пенеплен), /2 — поверхности педиментов; 13—20 — аккумулятивный рельеф, созданный: 13 — речной аккумуляцией. 14 — озерной аккумуляцией. 15 — морской аккумуляцией, 16 — ледниковой аккумуляцией, /7 — водно-ледниковыми потоками, 18 — совместной деятельностью рек и озер, /9 — плоскостным намывом п временными потоками, 20 — совместной деятельностью рек и временных потоков; 21—24 — прочие условные обозначения: 21 — уступы, предопределенные разрывными нарушениями, 22 — абразионные уступы, 23 — тектонические разрывы, предопределяющие линейное расположение элементов рельефа, 24 — границы.
Зак. 362
ность отпрепарированных близгоризонтальных слоев осадочных пород кавранской серии выделяется в бас. Пустой на ЮЗ Парапольского дола на абсолютных отметках 100—300 м и представлена слабо всхолмленной равниной, расчлененной ящикообразными долинами на глубину до 100—150 м. Равнина заболочена и имеет большое количество озер.
Склоны отпрепарированных интрузивных тел выделяются преимущественно в Ичигемском хр. Они характеризуются прямым или слабовыпуклым профилем независимо от крутизны поверхности, что создает массивные формы водоразделов, склоны которых отличаются слабой степенью эрозионного расчленения. Преобладают склоны средней крутизны (10 20е), покрытые курумами. Эндоконтактовые зоны интрузий в рельефе представлены псевдоальпинотипными формами гребневидных водоразделов, располагающихся на абсолютных отметках 500— 900 м. Отпрепарированные вулканические потоки и покровы мелового— неогенового возраста образуют широкие, пологонаклонные поверхности водоразделов с абсолютными высотами 400—800 м, отвечающие первичному наклону покровов. Четко выделяются останцы и структурно-денудационные уступы высотой до нескольких десятков метров, сложенные лавами основного состава. Поверхности часто покрыты куру-мовыми крупнообломочными развалами.
Эрозионный рельеф сформирован на участках интенсивных неотектонических поднятий и характеризуется преобладанием эрозионных склонов. Склоны крутые (более 30°), осыпные, со скальными выходами в нижней части, резко расчлененные. Междуречья с эрозионными склонами, как правило, занимают наиболее высокое гипсометрическое положение и имеют максимальные относительные превышения (400—600 м). Они изобилуют развивающимися водосборными воронками, при слиянии которых образуются водораздельные гребни.
Эрозионно-денудационный рельеф формируется в условиях ослабления темпа интенсивного неотектонического поднятия. Он в разной степени переработан криогенными склоновыми процессами на междуречьях с абсолютными отметками до 800—1100 м. Поверхности склонов характеризуются большой протяженностью (до 4—5 км) и приурочены к бортам хорошо разработанных долин. Склоны прямые, крутизной до 20—25° в верхней части и вогнутые со следами солифлюк-ционной переработки в придолинной части.
Денудационный рельеф наиболее распространен в регионе и разделяется на следующие типы. Альпинотипный рельеф, созданный комплексом нивационных и гравитационных склоновых процессов, формируется в пределах междуречий с максимальными абсолютными отметками водоразделов хребтов южной и центральной частей Корякского нагорья. Характерными чертами его являются резкое и глубокое расчленение (относительные превышения водоразделов часто более 600 м), преобладающее развитие обвально-осыпных склонов крутизной более 30°, скалистые водораздельные гребни, венчающиеся пиками, многочисленные нивационные цирки и кары современного оледенения. Преобладание деструктивных форм, проявление активных склоновых процессов и глубокое эрозионное расчленение обусловлены интенсивным возды-манием хребтов на современном этапе неотектонического развития.
Среднегорный криогенно-денудационный рельеф, созданный комплексом склоновых и мерзлотных процессов, характеризуется развитием курумов в привершинных частях междуречий и солифлюкционных форм в нижних частях, связанных между собой переходными делювиальными и делювиально-солифлюкционными склонами. Превышения водоразделов над долинами 250—450 м. Низкогорный криогенно-денудационный рельеф определяется мерзлотными (курумово-солифлюкционными) и делювиальными склонами, обычно пологими (не более 8—10°), плавно переходящими в широкие речные долины. Превышения широких уп
157
лощенных водоразделов над днищами долин до 250—300 м. Эрозионное расчленение незначительное, что является признаком малоамплитудного неотектонического поднятия.
Поверхности выравнивания (цокольные пенеплены) олигоцен-мио-ценового возраста выделяются рядом исследователей в бас. Майна, в северной части Пенжинского хр., на западном побережье Пенжинской губы и в ряде других районов. Для них характерны пологосклонные поверхности (2—8°) на абсолютных отметках 100—150, 400—450 м и сглаженный слабохолмистый рельеф с превышениями до 30—50 м. Поверхность покрыта элювиальным чехлом, перерабатываемым плоскостной солифлюкцией, часто задернована и заболочена. На междуречье Палпальской и М. Куйбивеема она перекрыта миоценовыми эф-фузивами (А. А. Алексеев, 1980 г.).
Поверхности педиментов пространственно приурочены к обрамлению Пенжинского и Парапольского долов, равнины которых являются местными уровнями базиса денудации. Они имеют плоскую пологона-клоненную (3—5°) поверхность с абсолютными отметками от 50—70 до 250 м, сформированную совокупностью процессов плоскостного смыва и нивационного выравнивания в условиях относительной стабилизации на фоне общего неотектонического поднятия.
АККУМУЛЯТИВНЫЙ РЕЛЬЕФ
На территории выделяются речные, озерные и морские террасы и равнины. Здесь развиты три уровня аллювиальных террас, поймы и русла, сформированные в позднем плейстоцене и голоцене. Отсутствие более древних аккумулятивных форм связано с длительным и устойчивым преобладанием деструктивных процессов над аккумулятивными, а также с деятельностью долинных позднечетвертичных ледников. Третья надпойменная терраса времени казанцевского межледниковья высотой 15—35 м выделяется фрагментами в перигляциальной полосе долин Гыленги и Великой. Вторая надпойменная терраса времени кар-гинского межстадиала сформирована в бас. Пенжины, Оклана, Майна, Великой и др. Ее высота колеблется от 6—8 до 20 м. Первая надпойменная терраса раннеголоценового возраста развита во многих долинах в виде узкой полосы аккумулятивного, реже эрозионно-аккумулятивного уровня высотой от 3—6 до 8—10 м.
Кроме вышеперечисленных террас регионального распространения в долине Пенжины и в низовьях Белой выделена поверхность локальной террасы зырянского времени высотой 25—30 м (В. М. Калинин, 1980 г.), а в бас. нижнего течения Парени — аллювиальная терраса сартанского времени высотой до 10 м (В. М. Гундобин, 1981 г.). Высокая среднеголоценовая и низкая верхнеголоценовая поймы прослеживаются в днищах всех долин. Наиболее широки пойменные террасы в Пенжинском долу (7—10 м). Высота уступа низкой поймы 1 м, в крупных долинах 1,5—2,0 м. Высокая пойма в большинстве долин имеет высоту 1,5—2,5 м (редко 4 м).
Озерной аккумуляцией создана среднечетвертичная терраса правобережья Майна и левобережья М. Куйбивеема высотой 15—25 м. Поверхность ее переработана термокарстом и частично перекрыта де-лювиально-солифлюкционными образованиями. Озерная равнина казанцевского времени и терраса сартанского возраста сформированы в районе оз. Пареньского. Поверхность равнины располагается на абсолютных отметках 60—100 м. Она заболочена и осложнена термокарстовыми понижениями. Терраса также заболочена. Озерные террасы современного возраста высотой до 3 м сопровождают берега наиболее крупных озер в Пенжинском и Парапольском долах. Поверхность их ослож-
158
йена мелкими озерцами, береговыми валами и аласными котловинами прямоугольной формы со следами миграции озер.
Созданный морской аккумуляцией рельеф распространен ограниченно, несмотря на значительную протяженность береговой линии. Вдоль берегов прослеживаются пляжи, переходящие в приливно-отливной зоне в полосу осушки шириной до 2—4 км (северное побережье Пенжинской губы). Низкая морская терраса ранне-среднеголоценового возраста, представленная косами и барами, формируется вдольберего-вым переносом рыхлого материала. Терраса высотой 4—6 м и шириной до 1 км часто осложнена системой субпараллельных штормовых валов (0,5—3 м). На побережье Рекинникской губы выделены два уровня террас, которые вверх по долине переходят в поверхность высокой поймы и первой надпойменной террасы.
Морская терраса высотой 8—12 м раннеголоценового возраста фрагментарно развита в устьях рек западного побережья Олюторского зал. и в устье Пенжины. Терраса высотой 10-—15 м, сложенная морскими и аллювиально-морскими отложениями каргннского времени, выделена на северном побережье Пенжинской губы восточнее устья Ми-кины. На севере Олюторского зал. к зырянскому времени отнесена абразионно-аккумулятивная поверхность высотой 42 м, при удалении от берега переходящая в холмисто-западинную поверхность морены. Лагунно-морская равнина казанцевского времени расположена на северном побережье Пенжинской губы; ее высота 30—40 м.
Ледниковый рельеф широко представлен на исследованной территории. Следы среднечетвертичного оледенения отмечаются на западном и северном побережье Пенжинской губы и в Парапольском долу протяженными конечно-моренными валами. Ширина конечно-моренного комплекса до 2,5 км. В низовьях Тылхоя фронтальная часть вала находится ниже современного уровня моря. Остальные валы располагаются на абсолютных отметках 20—60 м. Донная морена поднимается до отметки 150—250 м (правобережье Колымака). На С Парапольского дола среднечетвертичная морена распространена в бас. М. Куйбивеема, Импенвеема и Майна на абсолютных высотах 400—570 м. Сохранность первичных форм плохая. Оледенение носило долинно-полупокровный характер. Эрратические валуны отмечаются на водораздельных поверхностях высотой 300—800 м.
Горно-долинные ледники зырянской стадии позднечетвертичного оледенения имели на территории наибольшее распространение. Донные и боковые морены присутствуют в большинстве долин Ичигемского хр. и Корякского нагорья. Первичная поверхность переработана. Лучше сохранились конечно-моренные валы. Их высота 40—60 м. Области аккумуляции ледников Ичигемского хр. приурочены к отметкам более 600 м на северном склоне и 400—500 м на южном. Примерно те же высоты характерны и для Корякского нагорья.
Морены сартанской стадии позднечетвертичного оледенения ограничены междуречьями с альпинотипным рельефом на абсолютных отметках 150—600 м. Выше, до высот 900—1000 м, в Корякском нагорье отмечаются лишь экзарационные формы, переходящие в ледниковые цирки. Морены хорошо сохранились и нередко налегают на зырянскую морену. Конечно-моренные комплексы в бас. Гыленги и в Пылгинской впадине при выходе ледников из среднегорья на равнины имеют ширину около 10 км и протягиваются на несколько десятков километров. Высота валов 10—40 м.
Водно-ледниковые потоки средне- и позднечетвертичного возраста сформировали плоские или слабо всхолмленные зандровые равнины, протягивающиеся от конечно-моренных валов на 5-—12 км, и террасовые поверхности высотой до 30—40 м (чаще 10—15 м). Совместной деятельностью рек и озер созданы обширные озерно-аллювиальные рав
159
нины казанцевского—зырянского времени Пенжинского и Параполь-ского долов. Поверхность равнин ровная или пологоволнистая, осложненная уплощенными и куполообразными холмами и возвышенностями высотой 20—30 м (редко 80 м) и многочисленными термокарстовыми озерами. Днища спущенных озер представлены аласами. Также характерны бугры пучения, полигональные грунты, медальоны. Периферии равнин имеют вогнутый профиль. В каргинское и раннеголоценовое время были сформированы две небольшие по площади озерноаллювиальные террасы, находящиеся на северо-востоке территории в котловинообразных расширениях долин р. Элекай и Березовая. Их ровные заболоченные поверхности полого наклонены к руслам рек. Террасы ниже по течению рек переходят в одновозрастную аллювиальную террасу высотой 3—4 м.
Плоскостным намывом и временными потоками созданы многочисленные делювиально-пролювиальные шлейфы плейстоцен-голоценового и голоценового возраста. Наиболее крупные формы распространены в центральной и южной части Парапольского дола, где шлейфы из слившихся конусов протягиваются на 20—60 км при ширине 1,5 км. Совместной деятельностью рек и временных потоков образованы наземные дельты в Пенжинском и Парапольском долах на участках выхода долин на равнину. Поверхность дельт, плоская пологая, прорезанная сухими руслами, протягивается на несколько десятков километров вдоль долин.
ГИДРОГЕОЛОГИЯ
Специальные гидрогеологические работы проводились лишь в рай- 1 онах поселков с целью водоснабжения. Гидрогеологические условия территории определяются сложным геолого-тектоническим строением, литолого-петрографическим составом пород и физико-географическими факторами: резко континентальным климатом (с элементами морского муссонной области в прибрежной полосе), расчлененностью рельефа горной части, многолетней мерзлотой со вскрытой мощностью мерзлых пород более 284 м в зоне сплошного развития (горная часть) и до 50—100 м в зоне прерывистого развития — в прибрежной части территории (В. И. Сазонов, 1976 г.).
В соответствии с геологическим строением общий гидрогеологический разрез территории включает 18 водоносных комплексов и комплексов водоносных зон трещиноватости (рис. 4). Территория входит в Охотско-Чукотскую и Корякскую гидрогеологические области [20] (структуры I порядка), разделенные на гидрогеологические зоны (структуры II порядка), включающие артезианские бассейны и гидрогеологические массивы (структуры III порядка). Выделены также вне-порядковые гидрогеологические структуры: вулканогенные супербассейны и бассейны наложенных кайнозойских впадин.
Артезианские бассейны соответствуют прогибам, синклинориям, впадинам с увеличенной мощностью пород в наиболее погруженных центральных частях. Подземный сток в верхах разреза направлен от приподнятых частей к пониженным, а в низах разреза глубоких бассейнов — по восстанию пластов водоносных толщ. Воды трещинно-пластовые, порово-пластовые, реже -— трещинно-карстовые. Питание вод атмосферное по зонам сквозных таликов и разломов. Разгрузка происходит из восходящих источников по разломам. Фундамент структур артезианских бассейнов сложен водонепроницаемыми или сложнодисло-цированнымн породами с трещинным типом подземных вод.
Гидрогеологические массивы соответствуют антиклинориям и поднятиям, сложенным водонепроницаемыми породами, в которых вода распространяется по трещинам разного генезиса в региональных и локальных зонах трещиноватости. Преобладают воды трещинного и трещинно-жильного типа.
Гидрогеологические супербассейны приурочены к структурам, сложенным вулканитами, и содержат порово-трещинно-покровные и трещинно-покровные скопления вод. Питание подземных вод инфильтрационное, подмерзлотных — инфильтрационное по зонам сквозных таликов. Верхний водоносный горизонт безнапорный, нижний — напорный.
ОХОТСКО-ЧУКОТСКАЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ОБЛАСТЬ
Охотско-Чукотская гидрогеологическая область I представлена системой наложенных вулканических супербассейнов и соответствует
П Зак. 362
161
"1
Рис. 4. Гидрогеологическая схема. Составил А. С. Корольков.
1—18 — водоносные комплексы и комплексы водоносных зон трещиноватости: 1 — архейских и протерозойских метаморфических пород, 2 — ордовик-силурийских терригенно-карбонатных пород, 3 — метаморфических и вулканогенно-карбонатных пород нижнего—среднего девона, 4 — верхнедевонских—нижнекарбоновых терригенно-карбонатных пород, 5 — карбоновых—нижнепермских вулканогенных и терригенно-карбонатных пород, 6 — пермских терригенно-карбонатных пород, 7 — метаморфических пород верхнего палеозоя, 8 — триасовых терригенно-карбонатных пород, 9 — юрских— нижнемеловых терригенных и кремнисто-вулканогеино-террнгенных пород, 10 — кремнисто-вулканогенных образований нижнего и верхнего мела, 11 — терригенно-кремиисто-вулканогенных образований и терригенных отложений верхнего мела, 12— терригенных пород Пенжинской свиты верхнего мела, 13 — карбоиатио-терригеиных пород верхнего мела, 14 — верхнемеловых и палеогеновых тер-ригеино-туфогенных, кремнисто-вулканогенио-терригениых и терригенных образований, 15 — эоценовых—миоценовых терригенных, угленосных и терригенно-вулканических пород, 16 — неогеновых терригенных пород, 17 — вулканогенных мел-четвертичных пород, 18 — меловых гранитоидов, габ-броидов и гипербазитов; 19—22 — границы: 19 — гидрогеологических областей, 20 — гидрогеологических зон, 21 — гидрогеологических структур, водоносных комплексов и комплексов водоносных зон трещиноватости, 22 — наложенных кайнозойских впаднн.
Гидрогеологические области: /— Охотско-Чукотская, наложенных супербассейиов. 11 — Корякская складчатая область (гидрогеологические зоны: 1Ц — Тайгоиосско-Мургальская, 772 — Пенжинская, 77з — Таловско-Пекульнейская, Щ — Великореченско-Энычаваямская. П=> — Вывенско-Ватыиская);
1—15 — гидрогеологические массивы: 1 — Мургальский, 2 — Ваежский, 3— Таловско-Майнский, 4 — Валижгеиско-Елистратовский, 5 — Рекинникский, 6 — Рарыткинский, 7 — Майницкий, 8 — Эконайско-Хатырский, 9 — Учхичхильский, 10—Гальмоэнанский, 11 — Ткаправаямский, 12— Беринговский. 13 — Хахинанско-Ивтыгинский, 14 — Яхтынанско-Хакинский, 15 — Вывенский; 16—28 — артезианские бассейны: 16 — Тайгоиосский, 17 — Парапольский, 18 — Маметчинский, 19 — Алганский, 20 — Велико-реченский, 21 — Верхневеликореченский, 22 - Емраваамский, 23 — Укэлаятский, 24 — Верхнеапук-ский, 25— Евьинваямский, 26 — Имланский, 27 — Авьинско-Тылгинский, 28 — Говенско-Пахачииский: 29—34 — артезианские бассейны кайнозойских наложенных впадин: 29 — Пареиьский. 30 — Конды-ревский, 31 — Пусторецко-Парапольский, 32 — Корфовский, 33 — Вывенский, 34 — Апукваямский; 35—41 — вулканогенные супербассейны: 35 — Оклаиский, 36 — Автоваамско-Словутиенский, 37 — Бе-резовско-Великореченский, 38 — Опухский, 39 — Куюльско-Таловский, 40 — Ветроваямский, 41 — Anyкско-Пахачинский.
162
ОЧВП, фундаментом которого служат неводоносные породы архея и палеозоя. В структурах, сложенных метаморфическими породами архея, выделяются зоны трещиноватости с циркулирующими в них безнапорными водами с дебитом источников 0,5—2 л/с и температурой вод 2—5 °C. Общая минерализация 36 мг/л. Воды гидрокарбонатно-суль-фатно-натриевые; pH=6,6; жесткость 0,12 мг-экв/л. Воды терригенных пород карбона и перми порово-трещинные безнапорные, гидрокарбо-натно-сульфатно-натриевые; pH = 6,75; жесткость 0,65 мг-экв/л; общая минерализация 36 мг/л. Водоносные комплексы триаса и юры незначительны по площади и не играют существенной роли в общем балансе. Сульфатно-гидрокарбонатно-натриево-кальциево-магниевый состав вод обусловлен подтоком подмерзлотных вод по зонам крупных разломов.
Воды терригенных пород нижнего мела сульфатно-гидрокарбонат-ные, реже — гидрокарбонатно-хлоридные, хлоридно-сульфатные и хло-р иди о-гидрокар бонатные. Дебит источников 0,5—2 л/с; температура 1—5 °C; pH = 4,95-г6,1; жесткость 0,02—1,44 мг-экв/л; общая минерализация 25—40 мг/л. Воды интрузивных образований гидрокарбонатные. Эффузивные породы мела наложенных супербассейнов из-за низких коллекторских свойств имеют малую водообильность. Нисходящие источники зон разломов имеют дебит 0,5—3 л/с; сухой остаток 20—60 мг/л; общая жесткость 1,1—5,6 мг-экв/л; воды гидрокарбонатно-кальциевые, гидрокарбонатно-хлоридные и сульфатные; pH = 5,5-4-6.
КОРЯКСКАЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ОБЛАСТЬ
Корякская гидрогеологическая область II объединяет 5 гидрогеологических зон.
Тайгоносско-Мургальская зона IIi включает в себя две структуры третьего порядка.
В Мургальском гидрогеологическом массиве 1 содержатся водоносные комплексы терригенно-вулканогенных пород мела и палеогена. Источники редки, их дебит 0,2—0,3 л/с. Воды прозрачные, без запаха и вкуса (С. С. Лобунец, 1977 г.). Подмерзлотные воды этих же пород, судя по размерам наледей, имеют значительный дебит и минерализацию до 60 мг/л.
В Тайгоносском артезианском бассейне 16 охарактеризован лишь водоносный комплекс неогеновых и рыхлых четвертичных отложений (В. М. Гундобин, 1981 г.). Дебит источников 0,1—5 л/с. Вода пресная, чистая, прозрачная, минерализация до 100 мг/л; жесткость 0,16— 0,51 мг-экв/л; рН=6,2н-6,7. Состав вод гидрокарбонатно-хлоридно-нат-риево-кальциевый. Вблизи береговой линии преобладание в грунтовых водах хлоридной составляющей анионов обусловлено, видимо, инфильтрацией морской воды.
Пенжинская зона П2 представлена Пенжинским артезианским бассейном, который включает водоносный комплекс терригенно-вулканогенных и угленосных эоцен-миоценовых пород, заполняющих трещиноватые вулканические брекчии и конгломераты. По В. И. Сазонову (1974 г.), для него характерны высокая водообильность (дебит до 10 л/с) и низкая минерализация (до 0,5 г/л). Воды пресные, гидрокарбонатные со смешанным составом катионов, напорные; разгрузка их происходит в долину Пенжины. Наиболее водообилен самый верхний подмерзлотный слой, воды которого гидрокарбонатно-натриевые и хлор-гидрокарбонатно-натриево-кальциевые.
Таловско-Пекульнейская зона //3 включает ряд гидрогеологических массивов и артезианских бассейнов.
Ваежский гидрогеологический массив 2 состоит (А. А. Алексеев, 1980 г.; Л. Д. Цветков, 1970 г.) из следующих водоносных комплексов: мел-палеогеновых терригенных и терригенно-вулканогенных образова
на
163
ний с трещинно-жильными водами, линейные выходы которых приурочены к крупным разломам, а дебит достигает 1 л/с (разгрузка вод — в рыхлом чехле без выхода на поверхность); терригенно-вулканогенных меловых образований с трещинными гидрокарбонатно-кальпиевыми водами с минерализацией 32,0—50,2 мг/л; ультраосновных пород с очень мягкими водами (общая жесткость 0,19—0,48 мг-экв/л; рН = 5,6ч-7,8).
В Таловско-Майнском гидрогеологическом массиве 3 наиболее развит водоносный комплекс рыхлых четвертичных отложений (В. М. Калинин, 1980 г.) с безнапорными водами, образующими грунтовый поток и слабонаклонную линзу. Питание вод атмосферное, область разгрузки — местные базисы эрозии. Источники нисходящие, воды пресные, сульфатно-хлоридно-гидрокарбонатно-кальциево-магниево - натриевые. Минерализация 40—60 мг/л; жесткость 0,2—0,5 мг-экв/л; pH=5,5s-7,3. Запасы значительные.
Водоносный комплекс терригенно-вулканогенных пород верхнего мела—палеогена содержит трещинные, пластово-трещинные и поровые безнапорные воды. О наличии напорных вод косвенно могут свидетельствовать холодные минерализованные сероводородные источники. Воды гидрокарбонатно-натриевые. Питание атмосферное, разгрузка — в долины рек. Дебит 0,45—2,5 л/с. Воды слабокислые до слабощелочных. По притокам руч. Крутого (правобережье Белой), приуроченным к разрывным нарушениям северо-восточного простирания, отмечено 5 грифонов с дебитом 1,5—5 л/с. Рядом в надмерзлотных водах в составе анионов повышено содержание хлора (подток вод с глубины).
Валижгенско-Елистратовский гидрогеологический массив 4 с широким развитием нижнемеловых вулканогенно-терригенных отложений (Л. А. Анкудинов, 1967 г.) содержит пластовые и пластово-трещинные воды. В нижнем течении руч. Гага (СВ Пенжинской губы) в трещинах песчаников тылакрыльской свиты наблюдаются холодные источники с сероводородным запахом; их дебит 1—1,5 л/с; жесткость 0,25—0,45 мг-экв/л; pH=8,30 s-8,68. В водоносных комплексах и зонах трещиноватости пород ордовика—карбона преобладают безнапорные воды. Напорные сероводородные малодебитные (0,15—1,5 л/с) источники отмечены в верховьях Упупкина. Состав их гидрокарбонатно-кальциевый. Повышенное содержание Са связано с выщелачиванием карбонатных и кар-бонатизированных пород. Минерализация ПО мг/л; жесткость 0,5— 1,5 мг-экв/л; pH=6,0s-7,7 (В. М. Калинин, 1980 г.). Трещиноватые ультраосновные породы раннего мела содержат воды трещинного типа со свободной пьезометрической поверхностью, разгружающиеся в вулканогенно-кремнистые и терригенные образования. Источники нисходящие (0,7—1,6 л/с), хлоридно-гидрокарбонатно-кальциево-магниевые (содержание магния до 20 мг-экв/л); жесткость 2,01—2,81 мг-экв/л; минерализация — до 120 мг/л; pH=7,054-7,95.
Рекинникский гидрогеологический массив 5 не изучен. В нем предполагаются водоносные комплексы меловых терригенно-вулканогенных пород с трещинно-поровыми водами и осадочных пород палеогена с порово-пластово-трещинными водами.
В Парапольском артезианском бассейне 17 водоносный комплекс верхнемеловых-—палеогеновых терригенно-вулканогенных пород из-за различной трещиноватости имеет различную водоносность. Разгружаются воды в четвертичные отложения. По А. Л. Башаркевичу (1981 г.), дебит гидрокарбонатно-кальциевых и гидрокарбонатно-магниевых источников 0,5—1 л/с. Общая минерализация 55—-105 мг/л; общая жесткость 0,32—0,93 мг-экв/л; реакция слабокислая.
В Маметчинском артезианском бассейне 18 водоносный комплекс нижнемеловых терригенно-вулканогенных пород не изучен; воды верхнемеловых — палеогеновых терригенно-вулканогенных пород (В. П. По-хиалайнен, 1971 г.) сульфатно-гидрокарбонатные, кальциево-натриевые.
164
Великореченско-Энычаваямская зона //4 включает несколько гидрогеологических массивов.
Рарыткинский 6 — в трещиноватых терригенных отложениях альба—турона (великореченская свита) с предполагаемыми водами трещинного типа, условия залегания которых определяются многолетней мерзлотой.
Майницкий 7 и Эконайско-Хатырский 8 — в трещиноватых вулканогенно-кремнисто-терригенных юрских и меловых образованиях с предполагаемыми трещинно-пластовыми водоносными комплексами с возможно напорными водами благодаря развитию сплошной мерзлоты. Слабонапорные источники с дебитом 10—20 л/мин, минерализацией •83 мг/л, гидрокарбонатно-сульфатно-магниевым составом вод с рН= =6,5 известны в Майницком массиве (в долине Гытгылвэйрхипельхын) в зоне разлома северо-восточного простирания (А. А. Мануйлов, 1975 г.).
Учхичхильский 9 — охарактеризованный лишь пластово-поровыми водами комплекса рыхлых четвертичных отложений; состав вод гид-рокарбонатно-кальциевый, гидрокарбонатно-натриево-калиевый, суль-фатно-кальциевый; жесткость 0,5—1,5 мг-экв/л; рН = 5,4-ь7,1; минерализация 30,8—98,3 мг/л (до 151,4 мг/л); источники нисходящие с дебитом 0,2—3 л/с.
Гальмоэнанский 10 — выделяемый предположительно в базит-уль-трабазитах позднего мела и палеогена.
Ткаправаямский 11 —-с двумя водоносными комплексами (А. Г. Погожев, 1966 г.); один из них приурочен к вулканитам эоцена (пресные тидрокарбонатно-натриевые и сульфатно-гидрокарбонатно-натриевые воды с запахом сероводорода, дебит источников более 1 л/с), другой — к дислоцированным слоистым (чередуются водопроницаемые и водоупорные горизонты) отложениям олигоцена (пресные гидрокарбонатно-натриевые воды с запахом сероводорода, истекающие спокойно или с небольшим грифоном; дебит источников до нескольких литров в секунду) .
В этой же гидрогеологической зоне выделен ряд артезианских бассейнов.
Великореченский 20 — соответствует впадине, выполненной осадочными отложениями неогена; воды пластовые и пластово-поровые, уль-трапресные (величина pH близка к нейтральной), гидрокарбонатно-кальциевые (А. А. Мануйлов, 1975 г.).
Верхневеликореченский 21 и Емраваамский 22 — приурочены к прогибам, сложенным преимущественно граувакковыми и флишоидными отложениями мела; воды надмерзлотные, гидрокарбонатно-натриевые и гидрокарбонатно-кальциево-натриевые (в зонах сульфидизации — сульфатно-натриево-кальциевые), минерализация 38—600 мг/л; суммарная жесткость 0,2—1,9 мг-экв/л (А. И. Петров, 1978 г.); дебит источников 0,5 л/с.
Укэлаятский 23 — приурочен к флшпоидпым отложениям верхнего мела—палеогена; воды пластовые, гидрокарбонатно-кальциево-натрие-вые (редко сульфатно-гидрокарбонатно-кальциевые); минерализация 30—120 мг/л; общая жесткость 0,5 1,5 мг-экв/л (А. А. Алексеев, 1975. 1976 гг.); возможны напорные воды; дебит источников, выходящих в зонах разломов, 1—2 л/с.
Имланский 26 — также во флишоидных отложениях верхнего мела—палеогена; воды трещинные, пластово-трещинные и поровые, безнапорные, гидрокарбонатно-магниево-натриево-кальциевые; минерализация 28,5—86 мг/л; общая жесткость 0,15—0,65 мг-экв/л; рН = 6,24-7,3; источники нисходящие, дебит 0,5—7 л/с (Л. В. Заботкин, 1980 г.; С. Д. Шелудченко, 1976 г.).
Алганский 19—приурочен к неглубокой мульде, выполненной терригенными отложениями мела; Евьеинваямский 25 — отвечает терри
165
генным отложениям ляпганайской толщи эоцена; Верхнеапукский 24 — соответствует наиболее глубокой части прогиба, выполненного палеогеновыми флишоидными отложениями и неогеновыми вулканогенноосадочными образованиями; эти бассейны выделены предположительно.
Водоносный горизонт зоны спорадического выветривания в сильно трещиноватых и брекчированных мезозойских и кайнозойских интрузивных породах основного и ультраосновного состава содержит трещинные воды со свободной пьезометрической поверхностью. В зонах разломов обводненность повышенная. Разгрузка происходит во вмещающие вулканогенно-терригенные породы верхнего мела. Источники нисходящие, дебит 0,5—5 л/с; воды хлоридно-гидрокарбонатно-кальциево-магниевые; минерализация 108—135 мг/л; жесткость 1,32—2,68 мг-экв/л; pH = 7,2-е 8,5.
Вывенско-Ватынская зона П5 включает в себя следующие гидрогеологические массивы.
Беринговский 12 — сложен вулканогенно-кремнисто-терригенными образованиями верхнего мела с трещинными, пластово-трещинными и трещинно-жильными безнапорными и напорными водами. Характерны сильная расчлененность рельефа, талики, глубокое залегание кровли мерзлоты; дебит источников незначительный. Воды гидрокарбонатно-кальциево-магниевые, гидрокарбонатно-сульфатно-кальциевые, гидро-карбонатно-кальциево-щелочные; минерализация 30—150 мг/л; общая жесткость 0,4—1,6 мг-экв/л (А. А. Алексеев, 1976 г.; А. Б. Цукерник, 1971 г.; А. Л. Башаркевич, 1978 г.). Воды, приуроченные к зонам разломов, — сульфатно-гидрокарбонатно-кальциевые с минерализацией НО—180 мг/л; наибольшая минерализация (450 мг/л) отмечена в водоносных комплексах зон выветривания интрузий (А. А. Алексеев, 1976 г.).
Хахинанско-И втыгинский 13 — с трещинными гидрокарбонатно-кальциевыми водами вулканогенно-осадочных и флишевых отложений верхнего мела—палеогена (дебит источников 1 л/с) и с пластовыми и пластово-трещинными гидрокарбонатно-натриевыми и сульфатно-нат-риевыми водами палеогеновых терригенных и миоценовых угленосных отложений (дебит источников 0,5—5,6 л/с).
Я хтынанско-Хакинский 14 — сложен вулканогенно-терригенными и флишевыми образованиями верхнего мела—палеогена; водоносные комплексы не изучены.
Вывенский 15 — с трещинными и порово-трещинными гидрокарбо-натно-хлоридно-кальциево-магниевыми водами в терригенных отложениях верхнего мела, с зонально-трещинными и трещинными гидрокар-бонатно-кальциево-натриевыми (рН=7,3; минерализация 120 мг/л) водами вулканогенно-осадочных образований верхнего мела и с трещинными и жильно-трещинными гидрокарбонатно-натриевыми водами интрузивных пород (минерализация 104 мг/л; рН = 8).
В этой гидрогеологической зоне выделены два артезианских бассейна.
Авьинско-Тылгинский бассейн 27 приурочен к одноименному синклинорию, содержит напорные и безнапорные воды (гидрокарбонатно-магниево-кальциевые, реже — гидрокарбонатно-натриево-кальциевые и гидрокарбонатно-натриевые) осадочно-вулканогенных образований эоцена—миоцена с дебитом источников до 5 л/с и безнапорные воды рыхлых четвертичных отложений (гидрокарбонатно-магниево-кальциевые, нейтральные или щелочные, со слабой общей минерализацией); водоносный комплекс их мощный и водообильный.
Говенско-Пахачинский бассейн 28 имеет несколько водоносных: комплексов. Водоносный комплекс рыхлых четвертичных отложений:
166
речных долин и побережья заключает мягкие, нейтральные гидрокар-бонатные воды с повышенным содержанием сульфатов и смешанным составом катионов. В морских отложениях наблюдаются источники солоноватых жестких вод (А. А. Мануйлов, 1970 г.), иногда с сероводородным заражением. Комплекс вод в вулканогенно-терригенных и угленосных отложениях эоцена—миоцена из-за процессов метаморфизма углей обогащен азотно-метановой газовой смесью; воды имеют резкий сероводородный запах и повышенное содержание FeO, SiO2, As, НВО2, NH, что исключает их хозяйственное использование (В. И. Сазонов и др., 1976 г.). Источники восходящие; состав вод хлоридно-гидрокар-'бонатно-натриевый и гидрокарбонатно-хлоридно-натриевый с сухим остатком 0,03—7,8 г/л и рН=4-*-6. Дебит 0,7 л/с (Л. А. Анкудинов, 1970 г.).
Скважиной на руч. Базовый (3. А. Абдрахимов, 1966 г.) на глубине 50—80 м подсечен водоносный горизонт с напорными водами; дебит •его 0,2 л/с; вода пресная, бесцветная, с резким запахом сероводорода, гидрокарбонатно-натриевая; жесткость 1,51 мг-экв/л; рН = 7,7. В районе бухты Сомнения скважиной (до 150 м) на глубине 10—140 м вскрыты трещинно-жильные воды (Л. А. Ефремова, 1972 г.). Статический уровень устанавливается в конце лета на 10—15 м выше поверхности земли. Дебит самоизлива — от 0,7 до 4—5 л/с.
АРТЕЗИАНСКИЕ БАССЕЙНЫ КАЙНОЗОЙСКИХ НАЛОЖЕННЫХ ВПАДИН
Артезианские бассейны кайнозойских наложенных впадин расположены в неогеновых преимущественно терригенных слаболитифици-рованных породах с хорошей пористостью и интенсивной трещиноватостью, что обусловливает высокую водопроницаемость. По условиям залегания воды этих бассейнов преимущественно пластовые, поровопластовые, трещинно-пластовые, реже трещинные. Питание инфильтрационное — поверхностными и частично (по трещинам) подземными водами. Источники нисходящие, вода в них хорошего качества. Сведения о гидрогеологических условиях имеются по четырем (из шести) бассейнам.
В Пареньском бассейне 29, по Л. А. Анкудинову (1967 г.), распространены пластовые и пластово-трещинные воды в песчаниках. На морском побережье отмечен источник с дебитом 30—40 л/с; жесткость воды 1,64 мг-экв/л; рН=6,39. В Пареньской впадине, по данным геофизических исследований (ВЭЗ), возможны артезианские воды на глубине 150 м (В. М. Гундобин, 1982 г.).
В Пусторецко-Парапольском бассейне 31 коэффициент фильтрации туфо-терригенных пород меняется от 0,16 до 12,77—16,4 л/сут. Отмечено 8 источников с дебитом 0,5—2,4 л/с и температурой воды 3—5 °C. На участках развития мерзлоты отмечается местный напор. Комплекс водообилен — производительность скважин 5—25 л/с. Воды пресные и соленые с минерализацией 0,3—32,8 г/л; pH = 64-7,8; общая жесткость 0,2—141,68 мг-экв/л. Увеличение солености происходит в результате водообмена с акваторией. Пресные воды — гидрокар бон атно-хлоридно-натриево-кальциевые, соленые — хлоридно-гидрокарбонатно-натриево-магниевые (А. В. Меделяев и др., 1964 г.).
Вывенский бассейн 33, по Э. С. Алексееву (1977 г.), содержит подземные воды трещинно-пластового типа, разгружающиеся в долины ручьев; источники нисходящие, среднедебитные с водой хорошего качества. На левобережье Вывенки вода источников гидрокарбонатно-маг-ниево-кальциевая или гидрокарбонатно-кальциево-натриевая; минера
167
лизация — до 238 мг/л с повышенным содержанием в некоторых пробах ионов SO4. Отмечены сероводородные восходящие источники с дебитом 0,5—6 л/мин и минерализацией 246 мг/л; воды нейтральные или слабокислые гидрокарбонатно-натриево-кальциевые либо суль-фатно-гидрокарбонатно-кальциево-натриевые.
Лпукваямский бассейн 34 заключает пластово-поровые или пластово-трещинные слабонапорные воды в терригенных отложениях неогена. Дебит источников 0,3—0,4 л/с. Воды хорошего качества, гидрокарбо-натно-натриево-калиевые; минерализация 100—210 мг/л; жесткость 0,6—0,85 мг-экв/л; pH=6,84-7,5.
Во всех бассейнах развит водоносный комплекс рыхлых четвертичных отложений, имеющих хорошую водопроводимость. Воды безнапорные со свободной поверхностью. Питание их инфильтрационное с подтоком подземных вод. Режим зависит от климатических факторов. Воды хорошего качества, прозрачные, без цвета, запаха, вкуса, слабоминерализованные, гидрокарбонатно-магниево-кальциевые, нейтральные-или слабощелочные.
ВУЛКАНОГЕННЫЕ СУПЕРБАССЕИНЫ
Вулканогенные супербассейны приурочены к мезозойским и кайнозойским вулканогенным породам с близгоризонтальным залеганием, нередко слагающим вулкано-тектонические отрицательные структуры. Комплекс эффузивов кайнозойского возраста образует отдельные покровы мощностью до 400 м и характеризуется высокой обводненностью. В частности, ручьи, дренирующие эффузивные породы комплекса на междуречье Пенжина—Майн, имеют расход в 5—6 раз больше, чем водотоки, обладающие равными по площади водосборами, но сложенными другими комплексами пород. Некоторые вулканические покровы Корякского нагорья окаймляются крупными наледями, подчеркивающими своим положением высокую водообильность комплекса. Дебиты источников — до нескольких литров в секунду. Вода пресная со смешанным составом анионов. На изученной площади выделено 7 вулканогенных супербассейнов.
Окланский супербассейн 35 приурочен к трещиноватым вулканитам эоцена—миоцена, отличается высокой водообильностью (до 10 л/с); воды трещинные, безнапорные с температурой 4°С, пресные, гидрокар-бонатные со смешанным составом катионов, мягкие (общая жесткость 0,15—0,9 мг-экв/л); pH = 6,45 л- 7,5; минерализация 36—62 мг/л (В. И. Сазонов и др., 1974 г.; В. М. Калинин, 1980 г.). В таликовой зоне воды контактируют с нижней границей распространения толщи многолетнемерзлых пород и обладают напором. Водовмещающие породы отличаются высокими фильтрационными свойствами. Мощность обводненной толщи 32—63,8 м; удельные дебиты 2,19—11,36 л/с; коэффициент фильтрации 7,84—49,03 л/с. Фильтрационные свойства возрастают с приближением к тектоническим нарушениям. Воды гидрокарбонат-ного и гидрокарбонат-хлоридного типа со смешанным составом катионов. С приближением к зоне нарушений возрастает роль сульфат-иона (гидрокарбонат-сульфатные воды со смешанным составом катионов), увеличивается (до 146,4 мг/л) минерализация.
В Автоваамско-Словутненском супербассейне 36 водоносный комплекс в эффузивных эоцен-миоценовых вулканитах, по С. П. Игумен-щеву (1973 г.), содержит трещинные безнапорные сульфатно-гидрокар-бонатно-кальцнево-натриевые с минерализацией 0,02 г/л и гндрокарбо-натно-натриево-кальциевые воды с минерализацией 0, 04 г/л.
Березовско-Великореченский супербассейн 37 соответствует полю эоцен-олигоценовых вулканитов. Здесь широко распространен водонос
168
ный комплекс четвертичных элювиальных отложений. Воды на склонах образуют нисходящие источники с дебитом до 0,5 л/с и температурой до 6 °C. Вода прозрачная, без вкуса и запаха, гидрокарбонатно-натриевая; рН=6,8; жесткость 0,2—1,9 мг-экв/л. Воды, дренирующие вулканиты, — гидрокарбонатно-сульфатно-натриево-калиевые, слабокислые (рН = 6,5); минерализация их 0,04—0,06 г/л; жесткость 0,20— 0,40 мг-экв/л (А. И. Петров, 1975 г.).
Куюльско-Таловский супербассейн 39 отвечает полю вулканитов велолныкской свиты (эоцен—олигоцен) с зонально-трещинными и трещинными водами. На левобережье Уннэйваяма в зонах разломов горными выработками (А. И. Поздеев, 1975 г.) установлены напорные источники пластово-трещинных гидрокарбонатно-натриево-ка лиевых вод с температурой 3—4 °C.
Опухский супербассейн 38 приурочен к вулканитам миоцена. Воды комплекса гидрокарбонатно-щелочные, с низкой минерализацией (29—49 мг/л), жесткость 0,2—0,3 мг-экв/л, pH=7,24-7,75; реже — гид-рокарбонатно-магниевые с минерализацией до 41—114 мг/л, жесткость 0,5—1,1 мг-экв/л (Н. Ф. Савочкин, 1981 г.).
Ветроваямский супербассейн 40 соответствует полю миоценовых и четвертичных вулканитов. Воды хлоридно-сульфатные кальциево-нат-риево-калиевые с минерализацией 69,71 мг/л (А. И. Поздеев, 1975 г.). По данным В. М. Ковалева (1968 г.), выходы пластово-трещинных вод приурочены к основанию разреза вулканитов, где происходит разгрузка, свободная или со слабыми грифонами. Дебит — до 5—6 л/с. Цвет воды голубоватый. Химизм определяется значительным содержанием самородной серы.
Апукско-Пахачинский супербассейн 41 включает водоносный комплекс миоценовых и четвертичных вулканитов. Воды трещинные и трещинно-поровые. Водообильность средняя. Нисходящие источники безнапорных вод тяготеют к эрозионным склонам, дебит 0,2—0,5 л/с. Воды хорошего качества, нейтральные, гидрокарбонатно-натриевые; минерализация 50—70 мг/л; жесткость 0,26—0,41 мг-экв/л (А. Л. Башар-кевич, 1978 г.). С рыхлым чехлом четвертичных элювиально-делювиальных отложений связаны пластово-поровые и пластово-трещинные надмерзлотные воды. Наиболее мощные водоносные горизонты развиты на южных склонах, где отмечены нисходящие источники с дебитом до 30 л/с. Воды гидрокарбонатно-кальциевые.
Зональность подземных вод выражена в наличии гидродинамических зон свободного, замедленного и весьма замедленного водообмена. Зона свободного водообмена охватывает верхнюю часть гидрогеологического разреза территории; она характеризуется тесной связью подземных вод с земной поверхностью и значительной скоростью движения вод. Зона замедленного водообмена свойственна областям развития сплошной мерзлоты, где мощность зоны свободного водообмена ограничена сезонно-талым слоем, а также глубиной подрусловых и подозерных таликов и, как правило, не превышает 3—4 м. На участках сквозных таликов и в районах островной мерзлоты она колеблется от 50—70 м в артезианских бассейнах и до 500 м в гидрогеологических массивах. К этой зоне отнесены подмерзлотные воды артезианских бассейнов в районах сплошной мерзлоты, а также нижние и средние части бассейнов, питание которых осуществляется по таликам или разрывным нарушениям. Зона весьма замедленного водообмена устанавливается в самых нижних горизонтах бассейнов.
В зоне свободного водообмена воды ультрапресные и пресные гид-рокарбонатно-хлоридные натриевые. В зоне замедленного водообмена при постепенном промерзании водоносных комплексов сверху вниз минерализация вод повышается, при этом выпадают в осадок гидрокар
169
бонаты кальция и магния и возрастает роль натрия. Особенности вод зоны весьма замедленного водообмена почти не исследованы.
По гидрохимическим характеристикам выделяются следующие зоны: ультрапресных и пресных гидрокарбонатных кальциевых или натриевых вод, развитых повсеместно; солоноватых хлоридных натриево-кальциевых вод прибрежной полосы; подземных вод с сероводородным запахом в районах распространения угленосных толщ миоцена. Гидро-температурные условия территории практически не изучены. В связи с дальнейшим хозяйственным освоением района необходима постановка специальных гидрогеологических исследований.
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Геологическое развитие территории включает крупные периоды: архейский, протерозойско-среднемезозойский и позднемезозойско-кай-нозойский. Территория располагается в зоне перехода от континента Евразии к северо-западной части Тихого океана. Основная тенденция ее развития — преобразование океанической коры в континентальную (конструктивный тектогенез), прерываемое иногда разрушением коры (тектонической деструкцией) и формированием новообразованных геосинклиналей. В конечном счете в архее, протерозое и фанерозое происходило приращение к континентальному блоку новых территорий. В обозримой геологической истории, начиная с архея, в районе существовали различные геодинамические обстановки, характеризующие всю гамму структур переходной области от континента к океану: шельф, краевые моря, междуговые прогибы и островные дуги различного характера, распознающиеся по набору геологических формаций, тектоническому положению отдельных зон и структурным признакам [2, 46].
Архейская история может быть охарактеризована лишь в самых общих чертах. М. И. Терехов [67] предполагает, что в архее на коре океанического типа в условиях, близких к эвгеосинклинальным, накопились вулканогенно-осадочные и вулканогенные толщи. Последовавшие складчатость, метаморфизм и гранитизация сформировали кристаллический гнейсовый комплекс гранулитовой и амфиболитовой фаций, выступы которого находятся в области Омолонского срединного массива.
К началу рифейской-раннепалеозойской эпохи произошло, вероятно, обособление Омолонского массива, отделившегося по системам разломов северо-западного и северо-восточного простирания от находящейся восточнее области, геосинклинальное развитие которой началось еще в протерозое. В дальнейшем восточная часть Омолонского массива до среднего карбона была областью поднятия. Погружение массива и формирование его чехла (толща Сг—J3) отражали движения в соседней геосинклинали, приведшие к обособлению в пределах массива Гижи-гинского прогиба. Чехол массива по составу пород, степени их диагенеза, мощностям и характеру дислокаций принадлежит к образованиям, промежуточным между платформенными и геосинклинальными.
На месте Тайгоносско-Мургальской и Пенжинско-Анадырской складчатых зон, по мнению Г. Е. Некрасова [42], в протерозое и раннем палеозое существовал слабо дифференцированный прогиб, основание которого имело меланократовый характер, отвечающий океанической стадии развития. В конце раннего палеозоя на месте Таловско-Пекульнейской и Валижгенско-Елистратовской зон чешуйчато-надви-гового строения возникли невулканические островные дуги (Валижген-ско-Елистратовская, Таловско-Майнская, Ваежская), отделившие указанную выше территорию от океана. Начиная с карбона до поздней
171
юры на островодужных поднятиях формировалась морская моласса [39].
В позднем карбоне в осевой части отшнурованного от океана гео-синклиналыюго прогиба (п-ов Тайгонос, а к ЮЗ от района — п-ов Кони) начала формироваться Кони-Тайгоносская вулканическая островодужная зона, расчленившая единый бассейн седиментации на два прогиба [42]. К СВ в бас. Мургаля андезитовый островодужный вулканизм проявился в раннем мелу (Мургальская островодужная зона). Единой вулканической островной дуги здесь в позднем палеозое—мезозое и не существовало, так как Кони-Тайгоносский ее сегмент отделен от Мургальского выступом Омолонского массива, в который упираются структуры Мургальского поднятия. Морская моласса начала формироваться в Тайгоносско-Мургальской зоне с апта (коячанская и рябин-кинская свиты), а континентальная — с альба (ненеитская и кегалин-ская свиты), что совпадает с представлениями В. Ф. Белого (именующего Тайгоносско-Мургальскую зону андезитовой геосинклиналью). По Г. Е. Некрасову [42] и Н. Б. Заборовской [26], орогенный этап здесь начался с поздней юры.
Палеозойско-среднемезозойская история развития Корякской складчатой зоны восстанавливается на основании скудных данных. По мнению М. С. Маркова [35], в удаленных от континентального блока частях бассейнов в среднем и позднем палеозое в относительно глубоководных прогибах накапливались кремнистые отложения и вулканиты основного состава. Их разделяли подводные поднятия, ориентированные, в отличие от Пенжинско-Анадырской складчатой зоны, близширот-но.
С поздней юры в Пенжинско-Анадырской и Корякской зонах начались преобразования, коррелирующиеся с невадско-колымской складчатостью в мезозоидах периферии Тихоокеанского пояса. Во многих местах созданный в раннем мезозое гранитно-метаморфический слой был растянут. В' раздвиговых зонах вскрылось меланократовое основание. В их осевых частях накапливались эвгеосинклинальные образования берриаса (кингивеемская свита Таловско-Майнского поднятия), верхней юры — нижнего мела (Майницкая и Эконайско-Хатырская зоны чешуйчато-надвигового строения Корякской складчатой зоны). По Э. С. Алексееву [5], в Таловско-Майнской зоне обстановка этого времени отвечала условиям краевого моря. В относительном удалении от зоны вулканизма накапливались кремнисто-туфо-терригенные осадки. В валанжине вулканические проявления закончились, и до раннего альба в Таловско-Майнском поднятии накапливалась флишево-олисто-стромовая формация. Обильная офиолитокластика особенно характерна для тылакрыльской свиты.
В результате начавшегося сжатия претерпели глаукофан-зелено-сланцевый метаморфизм кремнисто-вулканогенные образования берриаса, по надвигам были выдвинуты базиты и ультрабазиты. В начале альба сформирована чешуйчато-надвиговая структура Таловско-Пе-кульнейской зоны. Есть основания полагать, что аналогичным образом были образованы Валижгенско-Елистратовская зона чешуйчато-надвигового строения (имеющая торцевое сочленение с Таловско-Пе-кульнейской зоной), а также Майницкая и Эконайско-Хатырская зоны чешуйчато-надвигового строения, для которых характерны чешуи вулканогенно-кремнистых образований, зоны меланжа с ультрабазитами, олистостромовые горизонты. Рифтообразование в Корякской зоне (по аналогии с Пенжинско-Анадырской) развивалось, по всей видимости, на среднемезозойских поднятиях. Последние имели торцевое сочленение со структурами Пенжинско-Анадырской зоны.
Деструкция коры переходного типа в результате ее растяжения и разрушения привела к возникновению с конца юры (или начала мела)
172
позднемезозойско-кайнозойской геосинклинали на ЮВ Пенжинско-Анадырской зоны и в Корякской зоне. Сходство истории развития этих зон в палеозое и мезозое определяет правомерность их объединения в единую складчатую систему. Нельзя не согласиться и с Г. Е. Некрасовым [42], объединяющим структуры Тайгоноса и СЗ Камчатки в единую систему, развивавшуюся в позднем палеозое—мезозое по типу двойной островной дуги. Перечисленные соображения были положены в основу при выделении единой Кони-Тайгоносско-Корякской складчатой системы. Составляющие эту систему складчатые зоны наряду с принципиальными чертами сходства имели и различия. Неодновременно в них началось формирование морской молассы, т. е. становление гранитнометаморфического слоя. В Тайгоносско-Мургальской зоне молассы появились в апте, в Пенжинско-Анадырской — в позднем альбе, в Корякской— в Маастрихте.
С орогенными позднемезозойско-кайнозойскими движениями в Пен-.жинско-Анадырской зоне связано развитие междуговых прогибов (Пенжинского и Маметчинского), а западнее — формирование вулкано-плутонических ассоциаций ОЧВП — комплексов, являющихся показателями становления гранитно-метаморфического слоя в мезозоидах Северо-Востока СССР [66]. На ЮВ Пенжинско-Анадырской зоны в это время выходила на поверхность палеосейсмофокальная зона, ответственная за становление ОЧВП в Пенжинском его секторе и разделяющая территории, на которых к концу мелового периода обособились Пенжинско-Анадырская и Корякская складчатые зоны и Олюторско-Камчатская складчатая система. Значение этого раздела как фрагмента протяженной шовной структуры подчеркнула В. К. Дмитриева [22]. С Валижгенско-Елистратовской островодужной зоной, вероятно, также была сопряжена собственная палеосейсмофокальная зона.
На территории Корякской складчатой зоны после формирования в раздвигах эвгеосинклинальных комплексов поздней юры — раннего мела произошло их закрытие; на месте раздвигов возникли поднятия, на которых шло накопление туфогенно-осадочных (готеривский век) и терригенных (тамватнейское время) толщ, т. е. происходили события, последовательность которых во многом соответствовала процессам в Пенжинско-Анадырской зоне. К концу мелового периода в результате взаимосвязанности процессов роста подводных поднятий, осадконакопления и формирования меланжа [2] была в основном создана структура Майницкой и Эконайско-Хатырской зон чешуйчато-надвигового строения, которые, как и подобные структуры Пенжинско-Анадырской складчатой зоны, претерпели сложные преобразования, дважды (в палеозое и мезозое) прошли островодужную стадию развития. По мнению А. А. Александрова [2], Великореченский и Алганский прогибы в меловое время представляли собой краевое море, отшнурованное от океана Майницким вулканическим поднятием.
По мнению авторов, эти реконструкции могут быть дополнены представлениями о существовании в Корякской зоне еще одного поднятия, которое располагалось на месте Эконайско-Хатырской зоны чешуйчато-надвигового строения. В этой связи Емраваамский и Алькатваамский прогибы могут рассматриваться как междуговые. Таким образом, в позднемеловую эпоху на территории Корякской зоны в пределах района, по-видимому, существовала система островных дуг, имевшая торцевое сочленение с островодужной системой Пенжинско-Анадырской зоны. С развитием этой системы в регионе следует связывать заложение разломов северо-западной и близширотной ориентировки.
Не ясна природа Учхичхильского поднятия. Исходя из данных о глубинном его строении можно предположить присутствие здесь фрагмента континентальной коры, так как мощность ее здесь такая же, как на Омолонской массиве, а меридиональные структуры дисконформ-
173
ны окружающим территориям. В меловое время мощность накапливавшихся здесь осадков была несколько меньше, чем в соседних прогибах. В маастрихтском веке формировались морская моласса импенвеемскойг свиты и угленосные отложения рарыткинской свиты, ознаменовавшие начало орогенного этапа развития. С движениями этого времени связано внедрение интрузий гранодиоритовой формации.
На территории Олюторско-Камчатской складчатой системы интенсивное осадконакопление, подводный вулканизм и специфический интрузивный магматизм начались в конце мела и продолжались в палеогене. В. К. Ротман [58] подчеркнул сходство Олюторской и Камчатской ее частей, которые наряду с другими территориями он объединил в Периокеанический пояс. В конце мела—начале палеогена одновременно формировались миогеосинклинальные (Корякско-Западно-Камчатская зона) и эвгеосинклинальные (Олюторско-Восточно-Кам-чатская зона) образования. Планктонные фораминиферы и радиолярии указывают на океанический характер бассейна, в котором образовалась вулканогенно-кремнистая ватынская серия (сантон—кампан). Энычай-Укэлаятский прогиб, возникший в это время на обрамлении Пенжинско-Анадырской и Корякской зон, заполнялся флишем до середины палеоцена. Вальэнскую свиту (PJ и ляпганайскую толщу (Р2) относят к морской молассе.
С движениями на рубеже геосинклинального и орогенного этапов развития в Корякско-Западно-Камчатской зоне связана активизация магматической деятельности в Корякской, Пенжинско-Анадырской зонах и ОЧВП. Вдоль глубинных разломов в эоцене—олигоцене сформировались вулканиты Оклано-Пенжинского и Западно-Камчатско-Корякского поясов. С ними ассоциируют субвулканические тела, а также эоценовые и олигоценовые малые интрузии диоритов, гранодиоритов, гранит-порфиров.
Формирование флишевого прогиба в Корякско-Западно-Камчатской зоне совпадает со становлением в Олюторско-Восточно-Камчатской зоне вулканогенных островодужных поднятий — Беринговского, Хахинанско-Ивтыгинского и Пылгинского, местоположение которых определяется положением антиклинориев. Они выполнены базальто-турбидитовой формацией (ачайваямская, хакинская, инетываямская и ив-тыгинская свиты), характеризующей начало развития островодужных серий, и иночвиваямской и говенской свитами, состав которых (осадочно-вулканогенные образования с большим количеством андезитов и туфов) указывает на более позднюю стадию развития островодужных зон, в плане образующих замкнутую эллиптическую систему. Пылгинская ее часть имеет торцевое сочленение с Хахинанско-Ивтыгинской и Бе-ринговской. Флишевая формация эоцена—олигоцена выполняла склоны поднятий и сопряженные прогибы, т. е. формировалась одновременно с островодужными сериями. С областью распространения эвгеосинкли-нальных образований Олюторско-Восточно-Камчатской зоны ассоциирует Ватынский габбро-гипербазнтовый пояс позднего мела.
Неотектонический этап развития Олюторско-Камчатской системы ознаменовался накоплением в приразломных прогибах морской и прибрежно-морской молассы (пахачинская свита и корфовская серия), а также формированием окраинно-океанического неоген-четвертичного вулканического пояса и внедрением миоценовых гранитоидов (малые интрузии). С переходом к орогену следует связывать и движения, в результате которых произошло надвигание вулканогенно-кремнистых образований ватынской серии на мел-палеогеновый флиш Энычай-Укэла-ятского прогиба, а также развитие надвигов, возникших в процессе роста островодужных поднятий. Для участков сочленения поднятий и прогибов характерны различно ориентированные системы надвигов. В других складчатых зонах в это время обновились системы разломов
174
северо-западного и северо-восточного простирания, внедрились ранне-и позднемиоценовые интрузии, преимущественно гранодиоритового состава.
Наложенные неогеновые и четвертичные впадины образовались вдоль зон глубинных разломов и на территориях других складчатых зон в связи с развитием окраинно-континентальной рифтовой системы на северо-востоке Азии [50]. Они выполнены континентальными или прибрежно-морскими отложениями. В четвертичный период рассматриваемая территория неоднократно подвергалась оледенению. Ледники «ползали непосредственно в море или выходили в пределы прилегающих низменностей.
ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ
Лист Р-58, 59 охватывает значительную (более 280 тыс. км2) территорию зоны перехода континент—океан. В ее пределы входят юго-западная часть Корякского нагорья, часть ОЧВП и Омолонского массива (с его чехлом). Эта территория экономически слабо освоена, ио по геологическим предпосылкам и выявленным за последние 15—20 лет проявлениям рудного и нерудного сырья она выдвигается в число перспективных для развития горнорудной промышленности. Большая часть территории покрыта геологической съемкой среднего масштаба, а часть и крупномасштабной, на отдельных участках ее проведен большой объем научно-исследовательских геологических работ, материалы которых были использованы при составлении публикуемой геологической карты и объяснительной записки к ней.
В работе обобщены все новейшие материалы по стратиграфии, магматическим образованиям, тектонике, геоморфологии, гидрогеологии и др. По некоторым вопросам получены новые данные: в ОЧВП дополнительные сборы остатков флоры позволили увязать составленные с промежутками в 12 лет среднемасштабные геологические карты; в бас. Энычаваяма и Ванэтата установлено соотношение вулканогеннокремнистых и терригенных толщ, получена радиологическая и петрохимическая характеристика вулканитов.
В связи с тем что среднемасштабное геологическое картирование территории продолжается 20 лет и еще не завершено, авторы испытали большие трудности в обобщении и увязке геологического материала. Многие вопросы стратиграфии, магматизма и тектоники остаются нерешенными, что неоднократно отмечалось в тексте. Сушествует много пробелов в геологических знаниях. Отметим наиболее существенные из них. Недостаточно изучены архейские и условно выделенные протерозойские образования. Они заслуживают продолжения радиологического и палеонтологического, а также геохимического исследования для уточнения их возраста и особенностей минерагенической специализации. В дальнейшем расчленении и палеооитологическом обосновании нуждаются ордовикско-силурийские, девонские, на отдельных участках каменноугольные и пермские образования, а также отложения триаса и юры.
Но самым сложным вопросом стратиграфии и тектоники Корякского нагорья является соотношение вулканогенно-кремнистых и осадочных терригенных толщ (юрско-меловых, меловых и палеогеновых). По мнению авторов, для решения его необходимо комплексное доизу-чение территории (в первую очередь ключевых участков) специалистами в области картирования, стратиграфии, палеонтологии, тектоники с применением аэрофотоматериалов и космических снимков. Появившиеся в последние годы данные об аллохтонном залегании вулканогеннокремнистых образований и о сложном чешуйчато-надвиговом строении
176
территории требуют уточнения структурного плана на участках их развития.
Особенно широко в регионе распространены меловые отложения различных генетических типов, принадлежащие всем ярусам меловой системы. Единой стратиграфической шкалы их для всей территории нет. Одновозрастные отложения датируются то по общей, то по местным стратиграфическим шкалам. Многие подразделения нуждаются в дополнительном палеонтологическом обосновании. В первую очередь это касается терригенных флишоидных отложений центральной части территории, ранее относившихся к аяонской и тавенской свитам верхнего мела. На участках стратотипического разреза их были собраны палеонтологические материалы, позволившие выделить вальэнскую свиту и ляпганайскую толщу палеогена .На других участках были получены материалы, позволяющие датировать флишоидные отложения поздним мелом—палеогеном.
Слабо палеонтологически обоснованы верхнемеловые и мел-палео-теновые вулканогенно-осадочные отложения в хр. Малиновского. Анализируя геологический материал, авторам удалось на некоторых участках расчленить бывшую вочвинскую свиту, ранее относившуюся к оли-гоцсиу и не включенную ни в меловую, ни в палеогеновую части новой легенды Корякской серии листов. Нижняя часть ее отнесена к мелу— палеогену, верхняя — к ивтыгинской свите палеоцена.
Стратиграфия вулканитов ОЧВП различными исследователями (В. Ф. Белый, Н. И. Филатова и др.) трактуется по-разному. По мнению авторов, необходимы картирование вулканоструктур, выяснение соотношений между ними и дополнительные сборы флористических остатков. Нуждается в уточнении возраст и более молодых вулканогенных поясов. Как правило, палеонтологического материала для их датировки недостаточно, а имеющиеся радиогеохронологические данные (калий-аргоновый метод) обычно расходятся с палеонтологическими. Выяснение возраста вулканитов особенно важно для уточнения возраста связанного с вулканитами оруденения.
В дополнительном изучении нуждаются и неогеновые отложения; до сих пор у палеонтологов нет единого мнения о расчленении миоцена; несмотря на многочисленные сборы органических остатков, все толщи миоцена индексируются по местной стратиграфической шкале. Зачастую, особенно для палеогена и неогена, палентологи, микропа-.леонтологи и палеофитологи дают разные заключения о возрасте от-.ложений, вмещающих органические остатки.
Материал по четвертичным отложениям показал, что в среднечетвертичную пору долинно-полупокровному оледенению подвергся СЗ района; в позднечетвертичную пору вся территория (за исключением Пенжинского и Парапольского долов) подверглась горно-долинному оледенению (две стадии, соответствующие зырянскому и сартанскому времени). Морские отложения изучены слабо.
Возраст гранитоидных интрузий также зачастую недостаточно обоснован. Особенно это касается малых тел гранодиорит-диоритового состава в центральной части территории. Особая проблема связана с ультрабазитами. Существуют крайние точки зрения на природу гипербазитов; по одной из них гипербазиты представляют собой магматические образования, возникшие во время прогибания геосинклиналей, закладывавшихся на коре океанического типа; по другой — шарьированные выступы древней океанической коры, и радиологический возраст отражает не время формирования гипербазитов, а время шарьирования.
Чрезвычайно сложно и требует дальнейшего изучения строение верхнеюрских—нижнемеловых образований в бас. Ваеги, Мукарыляна, Березовой, в междуречье Великая—Хатырка, в бас. Пикасьваяма и Опухи и взаимоотношение их с более древними толщами. Проблема
12 Зак. 362
177
тично положение палеозойских толщ в зонах чешуйчато-надвигового строения. Неясно и направление движения тектонических покровов, так как нередко зоны надвигов осложнены более поздними крутопадающими разломами. Прослеживание надвиговых зон и палинспастические реконструкции — дело следующего этапа изучения территории. Требует дополнительного изучения Ваежское поднятие, на его строение у разных исследователей существуют весьма противоречивые взгляды.
С учетом новых геологических данных проведено тектоническое рай* онирование территории. Подчеркнута большая роль зон чешуйчато-надвигового строения, среди которых Валижгенско-Елистратовская зона выделяется впервые. Отмечено торцевое сочленение Валижгенско-Елистратовской и Таловско-Пекульнейской, а также Эконайско-Хатыр-ской и Таловско-Пекульнейской зон. Уточнены границы складчатых областей, систем и зон. Предпринята попытка воссоздания геодинамиче-ских обстановок в палеозое, мезозое и кайнозое; намечены положения древних островных дуг, междуговых прогибов и краевых морей.
Специальные гидрогеологические исследования по всей территории не проводились. Анализ материалов, полученных при среднемасштабной геологической съемке, позволил определить общие закономерности химического состава вод, зоны свободного водообмена, водообильность пород водоносных комплексов и зон трещиноватости.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Авдейко Г. П. Нижнемеловые отложения севера Тихоокеанского кольца. М., Наука, 1968. 136 с.
2. Александров А. А. Покровные и чешуйчатые структуры в Корякском нагорье. М, Наука, 1978. 122 с.
3. Александров А. А., Богданов И. А., Паланджян С. А., Чехович В. Д. О тектонике северной части Олюторской зоны Корякского нагорья.— Геотектоника, 1980, № 3, с. 111—121.
4. Алексеев Э. С. Основные черты развития и структур южной части Корякского нагорья.— Геотектоника, 1979, № 1, с. 85—95.
5. Алексеев Э. С. Куюльский серпентинитовый меланж и структура Таловско-Майнской зоны (Корякское нагорье).— Геотектоника, 1981, № 1, с. 105—120.
6. Алексеев Э. С. Офиолитовый комплекс южной части Корякского нагорья,-— Геотектоника, 1982, № 4, с. 87-—98.
7. Альпинотипные гипербазиты Анадырско-Корякской складчатой системы/Пи-нус Г. В., Белинский В. В., Леснов Ф. П. и др. Новосибирск, 1973. 319 с.
8. Афанасьева Н. С., Гладенков Ю. Б., Серова М. Я. Новые данные о расчленении и возрасте третичных отложений центральной части Пенжинского прогиба (Корякское нагорье).— Сов. геология, 1974, № 1, с. 53—67.
9. Белый В. Ф. Стратиграфия и структуры Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М., Наука, 1977. 170 с.
10. Белый В. Ф., Колясников Ю. А., Красный Л. Л. Ордовикские отложения Пенжинского хребта (Корякское нагорье).— Докл. АН СССР, 1981, № 6, т. 259, с. 1416— 1419.
11. Белый В. Ф. Структурно-формационная карта Охотско-Чукотского вулканогенного пояса масштаба 1 : 1 000 000. Объяснительная записка. Магадан, 1981. 57 с.
12. Борисова 3. К-, Стефанович Е. И. Стратиграфия плейстоценовых отложений бассейна р. Пенжины и северного побережья Пенжинской губы.— В кн.: Четвертичные отложения Востока СССР. Вып. 3. Магадан, 1982, с. 3—5.
13. Верещагин В. И. Меловая система Дальнего Востока. Л., Недра, 1977. 207 с.
14. Волобуева В. И., Красный Л. Л. Маастрихт-неогеновые отложения восточной части Корякского нагорья. М., Наука, 1979. 82 с.
15. Геология и полезные ископаемые Корякского нагорья. Л., Недра, 1965. 341 с.
16. Геология Корякского нагорья. М., Гос. науч.-техн. изд-во лит. по горн, делу, 1963. 212 с.
17. Геология СССР. Т. XXXI. Камчатка, Курильские и Командорские острова. Ч. 1. Геологическое описание. М., Недра, 1964. 733 с.
18. Геология СССР. Т. XXX. Северо-Восток СССР. Геологическое описание. Кн. 1. М., Недра, 1970. 547 с.
19. Геология Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана. Т. 2. Л., Недра, 1978. 248 с.
20. Гидрогеология СССР. Т. XXVI. Северо-Восток СССР. М., Недра, 1972. 296 с.
21. Девятилова А. Д. Биостратиграфия и корреляция морских эоценовых отложений восточного побережья Пенжинской губы.— В кн.: Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР, № 25. Магадан, 1980, с. 22—30.
22. Дмитриева В. К. Типы шовных структур в Корякско-Камчатской складчатой области,—Бюл. МОИП, отд. геол., 1982, т. 57, вып. 5, с. 3—И.
23. Жамойда А. И. и др. О возрасте кремнисто-вулканогенных толщ Корякского нагорья по данным изучения радиолярий.— В кн.: Материалы по геологии Дальнего Востока и Забайкалья. Нов. сер. Л., 1963, т. 81, с. 75—103.
24. Жамойда А. И. Биостратиграфия мезозойских кремнистых толщ Востока СССР (на основе изучения радиолярий). Л., Недра, 1972. 243 с.
25. Жуланова И. А. Тектоника и история формирования метаморфических комплексов северной части п-ова Тайгонос.— Геотектоника, 1974, № 1, с. 15—20.
12*
179
26. Заборовская Н. Б. Внутренняя зона Охотско-Чукотского пояса на Тайгоносе. М., Наука, 1978. 199 с.
27. Зинкевич. В. П., Захаров В. А., Розенблюм И. С. Стратиграфия палеогеновых эффузивов Корякского нагорья,— В кн.: Кайнозой Северо-Востока СССР (тезисы докл. межвед. стратигр. совещ.). Магадан, 1975, с. 108—ПО.
28. Зинкевич В. П. Формации и этапы тектонического развития севера Корякского нагорья. М., Наука, 1981. НО с.
29. Иванов О. Н. Метаморфические породы северо-восточной части Корякского нагорья.— В кн.: Минералогия, петрография и геохимия изверженных и осадочных пород Северо-Востока СССР. Магадан, 1978, с. 47—55.
30. Казинцова Л. И. Меловые радиолярии Корякского нагорья — Сов. геология, 1979, № 4, с. 81—85.
31. Кайгородцев Г. Г. К тектонике бассейна р. Анадырь.— В кн.: Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Вып. 15. Магадан, 1961, с. 156—162.
32. Кайнозой Дальневосточных районов СССР. Сб. трудов ВНИГРИ. Л., 1978. 169 с.
33. Котляр И. И., Белый В. Ф., Шилов А. П. Петрохимия магматических формаций Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М., Наука, 1981. 223 с.
34. Лившиц И. Л. Два этапа регионального метаморфизма пород северной части п-ова Тайгонос.— Докл. АН СССР, 1972, № 6, т. 205, с. 432—436.
35. Марков М. С., Пущаровский Ю. М., Тильман С. М. и др. Тектоника Востока Азии и Дальневосточных морей.— Геотектоника, 1970, № 1, с. 3—21.
36. Марковский Б. А., Ротман В. К. О позднемеловой геосинклинальной вулканогенно-осадочной формации северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса—Изв. АН СССР, сер. геол., 1969, № 6, с. 18—35.
37. Марковский Б. А., Ротман В. К- Геология и петрология ультраосновного вулканизма. Л., Недра, 1981. 247 с.
38. Мезозой Северо-Востока СССР. Тезисы докл. межвед. стратигр. совещ. Магадан, 1975. 151 с.
39. Мигович И..М., Похиалайнен В. П. Тектоническое развитие Пенжинско-Анадырской складчатой зоны— В кн.: Мезозойский тектогенез. Материалы VII сессии Науч, совета по тектонике Сибири и Дальнего Востока. Магадан, 1971, с. 196—201.
40. Митрофанов Н. П. Ватынский тектонический покров в Центрально-Корякской складчатой зоне.— Геология и геофизика, 1977, № 4, с. 144—149.
41. Митрофанов Н. И., Шелудченко С. Д. О возрасте терригенных отложений на юго-западе Центрально-Корякской складчатой зоны.— Геология и геофизика, 1981, Ms 4, с. 123—130.
42. Некрасов Г. Е. Тектоника и магматизм Тайгоноса и северо-западной части Камчатки. Тр. ГИН АН СССР, вып. 280. М., Наука, 1976. 159 с.
43. Николаевский А. А. Глубинное строение Охотско-Чукотского вулканогенного пояса.— В кн.: Региональные геофизические исследования в Сибири. Новосибирск, Наука, 1967, с. 137—148.
44. Новейшие отложения и палеогеография плейстоцена Чукотки. М., Наука, 1980, 295 с.
45. Опорный разрез маастрихтских отложений центральной части Корякского нагорья. Сб. статей НИИГА. Л., 1971. 124 с.
46. Очерки тектоники Корякского нагорья. М., Наука, 1982. 220 с.
47. Пейве А. А. Офиолиты Корякского хребта.—- Геотектоника, 1982, № 1, с. 102—113.
48. Пейве А. В., Яншин А. Л., Зоненшайн Л. П. и др. Становление континентальной коры Северной Евразии (в связи с составлением новой тектонической карты).—Геотектоника, 1976, № 5, с. 6—23.
49. Пергамент М. А. Стратиграфия верхнемеловых отложений Северо-Западной Камчатки (Пенжинский район). Тр. ГИН АН СССР, 1961, вып. 39. 146 с.
50. Песков Е. Г., Мигович И. М. Окраинно-континентальная рифтовая система на северо-востоке Азии.— Геология и геофизика, 1980, № 2, с. 3—10.
51. Постановления Межведомственного стратиграфического комитета и его постоянных комиссий. Вып. 17. Л., 1977. 87 с.
52. Похиалайнен В. П. Сравнительная характеристика некоторых разрезов нео-кома Анадырско-Корякской складчатой области.— Тр. Сев.-Вост. комплексн. науч.-ис-след. ин-та ДВНЦ, 1970, вып. 37, с. 120—141.
53. Решения 2-го Межведомственного регионального стратиграфического совещания по мелу, палеогену и неогену Корякского нагорья, Камчатки, Командорских островов и Сахалина. Петропавловск-Камчатский, 1974 г. Петропавловск-Камчатский, 1982. 131 с.
54. Решения 2-го Межведомственного регионального совещания по докембрию и фанерозою Северо-Востока СССР. Магадан, 1975 г. Магадан, 1978. 192 с.
55. Розенкранц А. А., Климов В. Н„ Ковалева В. В. и др. Интерпретация космофотоснимков и геофизических материалов.—Разведка и охрана недр, 1978, № 8, с. 12—17.
180
56. Розенкранц А. А., Ковалева В. В., Смеловская М. М. О происхождении и развитии Срединного вулканического пояса Камчатки.— В кн.: Проблемы палеовулканологии Дальнего Востока. Владивосток, 1970, с. 41—43.
57. Ротман В. К-, Марковский Б. А. О геосипклинальных щелочных базальтах северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса.— Докл. АН СССР, 1965, т. 165, № 1, с. 163—166.
58. Ратман В. К. Общие черты магматизма внутренней части северо-западного сектора Тихоокеанского подвижного пояса.— Сов. геология, 1971, № 10, с. 42—53.
59. Серова М. Я. Новые данные о возрасте вулканогенно-осадочных толщ юго-западной части Корякского нагорья (п-ов Говена).— Докл. АН СССР, 1969, т. 185, № 2, с. 412—415.
60. Соловьев В. В. Структуры центрального типа территории СССР по данным геолого-морфологического анализа. Л., 1978. 111 с.
61. Стратиграфия и литология меловых, палеогеновых и неогеновых отложений Корякско-Анадырской области. Сб. статей НИИГА, Л., 1974. 102 с.
62. Стратиграфический словарь СССР. Карбон, пермь. Л., Недра, 1977. 535 с.
63. Стратиграфический словарь СССР. Триас, юра, мел. Л., Недра, 1979. 591 с.
64. Стратиграфический словарь СССР. Палеоген, неоген, четвертичная система.. Л., Недра, 1982. 616 с.
65. Тарасенко Т. В., Мельникова С. А., Серова М. Я- Расчленение и обоснование возраста верхнемеловых н нижнепалеогеновых отложений хребта Майни-Какыйнэ.— Изв. АН СССР, сер. геол., 1970, № 11, с. 139—146.
66. Тектоника континентальных окраин Северо-Запада Тихого океана. М., Наука, 1980. 285 с.
67. Терехов М. И. Стратиграфия и тектоника южной части Омолонского массива. М., Наука, 1979. 114 с.
68. Филатова Н. И., Дворянкин А. И. Эволюция вулканизма центральной части Охотско-Чукотского вулканического пояса.— Изв. АН СССР, сер. геол., 1974, № И, с. 51—68.
69. Филатова Н. И., Лебедев Е. Л., Дворянкин А. И., Цукерник А. Б. Стратиграфия меловых отложений Охотско-Чукотского вулканического пояса (бассейны рек Пенжины, Еропола, Анадыря).— Бюл. МОИП, отд. геол., 1977, № 2, с. 67—82.
70. Филатова И. И., Маженштейн Ф. А., Кузнецова И. А., Смеловская М. М. Структура зоны сочленения Верхояно-Чукотской и Корякско-Камчатской областей по данным «Метеора-25».— Геотектоника, 1980, № 5, с. 105—118-
71. Филатова Н. И., Лебедев Е. Л. Сенонские отложения Охотско-Чукотского вулканогенного пояса.— Изв. АН СССР, сер. геол., 1982, № 10, с. 111-—114.
72. Цветков Л. Д., Невретдинов Эр. Б. О выделении силурийских и протерозойских отложений на Ваежском поднятии (Корякское нагорье).— Изв. АН СССР, сер. геол., 1973, № 9, с. 139—142.
73. Цветков Л. Д. Докембрий и палеозой Ваежского поднятия.— В кн.: Докембрий и палеозой Северо-Востока СССР. Магадан, 1974, с. 183—184.
74. Челебаева А. И. Миоценовые флоры Восточной Камчатки. М., Наука, 1978. 153 с.
75. Чехов А. Д., Александров А. А. Офиолитовые аллохтоны Пенжинского кряжа.— Геотектоника, 1982, № 2, с. 100—106.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение. В. В. Ковалева..................................................3
Стратиграфия..............................................................7
Архей. М. М. Смеловская..............................................—
Протерозой. М. М. Смеловская.........................................8
Ордовикская—силурийская системы. М. И. Полещук.......................9
Девонская система. М. М. Смеловская..................................—
Девонская—каменноугольная системы. М. М. Смеловская.................10
Каменноугольная система. В. В. Ковалева..............................—
Каменноугольная—пермская системы. В. В. Ковалева....................15
Пермская система. В. В. Ковалева....................................17
Верхнепалеозойские (?) образования нерасчлененные. М. М. Смеловская 19 Палеозойские (?) образования нерасчлененные. М. М. Смеловская . . —
Триасовая система. В. В. Ковалева. М. М. Смеловская.................20
Юрская система. М. М. Смеловская....................................25
Юрская—меловая системы. М. М. Смеловская............................29
Меловая система. В. В. Ковалева, М. И. Полещук, М. М. Смеловская 32
Меловая—палеогеновая системы. М. И. Полещук, М. М. Смеловская . . 68
Палеогеновая система. М. М. Смеловская, М. И. Полещук...............71
Неогеновая система. М. М. Смеловская, М. И. Полещук.................94
Четвертичная система. А. С. Корольков, М. И. Полещук...............106
Интрузивные образования. М. М. Смеловская, М. И. Полещук................117
Позднеюрские—раннемеловые интрузии...................................—
Раннемеловые интрузии................................................—
Позднемеловые интрузии.............................................123
Эоценовые интрузии.................................................127
Олигоценовые интрузии............................................. 129
Миоценовые интрузии . 133
Четвертичные субвулканические образования..........................136
Тектоника. А. А. Розенкранц, В. Н. Климов...............................137
Омолонский срединный массив..........................................—
Корякско-Камчатская складчатая область.............................139
Неотектонические структуры.........................................150
Вулканогенные пояса................................................151
Разрывные нарушения................................................152
Геоморфология. А. С. Корольков..........................................156
Вулканический рельеф.................................................—
Выработанный рельеф..................................................—
Аккумулятивный рельеф..............................................158
Гидрогеология. А. С. Корольков..........................................161
Охотско-Чукотская гидрогеологическая область.........................—
Корякская гидрогеологическая область...............................163
Артезианские бассейны кайнозойских наложенных впадин...............167
Вулканогенные супербассейны........................................168
История геологического развития. А. А. Розенкранц.......................171
Основные выводы. В. В. Ковалева.........................................176
Список литературы.......................................................179
182
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТА СССР
Масштаб 1 : 1 000 000
(новая серия)
ОБЪЯСНИТЕЛЬНАЯ ЗАПИСКА
Лист Р-58, 59 — Каменское
Редактор Л. Г. Ермолаева Технический редактор А. А. Иванова Корректор Т. Ю. Фридлянд
Сдано в набор 03.07.85 г. Подписано в печать 30.XII.85. М-28424.
Формат 70xl08*/i6- Бумага тин. № 1. Гарнитура литературная.
Печать высокая. Печ. л. 11*/24-2 вкл. Усл. печ. л. 16,23. Уч.-изд. л. 17.93.
Тираж 200 экз. Заказ № 362. Цена I р. 80 к.
Ленинградская картографическая фабрика ВСЕГЕИ
183