МЕЛОВОЕ ПОЛЕ ОСТРОВА САХАЛИН

16

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение

Высшего профессионального образования

«САХАЛИНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

Технический нефтегазовый институт

Кафедра геологии и природопользования

УТВЕРЖДАЮ

Заведующий кафедрой геологии и

природопользования

______________________В. А. Мелкий

«____»_________________ 20__г.

КУРСОВАЯ РАБОТА

На тему

МЕЛОВОЕ ПОЛЕ ОСТРОВА САХАЛИН.

Автор работы _______________/___________________А. А. Останков

(подпись/ дата)

Научный руководитель _____________/_______________С. М. Первухин

(подпись/ дата)

Южно-Сахалинск, 2014 г.

Содержание

Введение:	3
ГЛАВА 1. ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ МЕЛОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ О. САХАЛИН	4
ГЛАВА 2. СТРАТИГРАФИЯ МЕЛОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ О. САХАЛИН И СВЯЗАННЫЕ С НЕЙ РУКОВОДЯЩИЕ ФОРМЫ ИСКОПАЕМОЙ ФАУНЫ	8
2.1 Меловая система	8
2.2 Полуостров Шмидта	10
2.3 Восточно-Сахалинские горы	12
2.4 Главное меловое поле о-ва Сахалин (Западно-Сахалинские горы)	18
ГЛАВА 3. ОСОБЕННОСТИ ПАЛЕОГЕОГРАФИИ О. САХАЛИН	22
ЗАКЛЮЧЕНИЕ	27
СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ	28
ПРИЛОЖЕНИЯ	31

Введение

Актуальность исследуемой темы обусловлена тем, что меловая система острова Сахалин исследована достаточно слабо. Тщательное ее изучение, сбор и обобщение уже имеющихся данных поможет составить более детальную картину геологического строения острова, а в дальнейшем – поиск полезных ископаемых.

Целью данной работы является изучение меловых отложений острова Сахалин, их структуры, руководящих ископаемых форм и палеогеографических обстановок конца мезозойской эры.

Задачи:

1. Выявить основные особенности истории изучения меловых отложений острова Сахалин.
2. Изучить особенности стратиграфии меловых отложении и связанные с ними руководящие формы ископаемых фауны.
3. Ознакомиться с особенностями палеогеографии мела о. Сахалин.

Объект исследования – меловые отложения острова Сахалин.
Предмет исследования – структура отложений и ископаемые остатки меловой фауны.

Степень изученности темы достаточно слабая, и в основном вся информация по меловым отложениям черпается из опорного Найбинского разреза, который интенсивно изучался в 1963 – 1964 годах, а также в последующем дополнялся другими исследованиями.

Новизна исследования – обобщение, сбор данных по фаунистическому составу меловых отложений и их стратиграфии.

Практическая значимость работы – на основе собранного материала, а в дальнейшем создать иллюстрированный определитель меловой фауны о. Сахалин.

1 ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ МЕЛОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ О. САХАЛИН

Впервые меловые отложения были обнаружены на мысе Жонкиер в результате работ Сибирской экспедиции Русского географического общества, проводившихся в 1861 – 1862 годах. Затем И.А Лопатиным они были открыты на восточном побережье острова, на мысах Рымник и Терпения и в долине реки Найбы. Д. Л. Иванов обнаружил их на полуострове Крильон. Палеонтологические материалы были обработаны и опубликованы в монографиях Ф.Б Шмидта, впервые разделившего мел Дальнего Востока на местные ярусы, значение которых сохранилось до наших дней[1, 2, 3].

В южной части Сахалина в 1905 – 1945 годах геологические исследования проводились японскими геологами. В бассейне реки Найбы меловые отложения вначале изучались попутно в связи с поисково – разведочными работами на уголь, и нефть, а также при разведке Лопатинского угольного месторождения (палеоген). М. Кавасаки, Т. Курода, Я. Оцуки и другие собрали коллекции меловых моллюсков, которые привлекли внимание японских палеонтологов. Специальные биостратиграфические исследования проводил С. Шимидзу в 1932 году, схема которого была использована К. Уватоко и послужила основой для многих геологических исследований[1, 4, 5, 6].

Большое значение имела также работа М. Кавада, который собрал большую коллекцию окаменелостей (аммонитов, иноцерамидов и др.), впоследствииобработаннуюТ. Мацумото. В1934 году описание верхней части мелового разреза по реке Найбе было проведено М. Кавасаки. Но наиболее полное изучение было сделано Т. Мацумото. Он собрал послойно и изучил огромную коллекцию фауны. Его исследования легли в основу стратиграфической схемы меловых отложений района реки Найбы и прилегающей к нему территории как Сахалина, так и Хоккайдо [1, 5, 7].

Из верхнемеловых отложений происходит наиболее древнее и самое известное ископаемое позвоночное Сахалина – ниппонозавр (Nipponosaurus sachaliensis Nagao, 1936). Неполный скелет этого ящера был обнаружен в ноябре 1934 года при строительстве госпиталя на территории Кавакамских угольных копей, которые разрабатывала кампания «Мицуи ». Ныне место находки расположено в пределах села Синегорск. Научное описание материалов выполнил Такуми Нагао, профессор Хоккайдского императорского университета. Летом 1937 года он во главе специальной экспедиции прибыл для дополнительных сборов на местонахождение, где обнаружил элементы передних конечностей, правую голень, правый и левый голеностопы той же особи [8, 9].

Первоначально возраст пород, в которых залегали остатки Ниппонозавра, был датирован сеноном (интервал от начала коньякского до конца маастрихского яруса); позднее произошло уточнение. Костеносные породы сопоставили либо с верхней частью группы йезо, что отвечает сантону – нижнему кампану, либо с нижней частью красноярковской свиты, датируемой кампаном [8, 10].

Ниппонозавр принадлежит к отряду птицетазовых динозавров (Ornithischia), инфотряду орнитопод (Ornithopoda) и семейству гадрозаврид (Hadrosauridae) или гадрозавров[8, 9, 10].

А.А. Капица изучал верхнемеловые отложения Сахалина и попутно их стратиграфию в бассейне реки Найбы. Он выявил здесь айнусский ярус, дичунскую и пилевскую свиты гиляцкого яруса, нижнюю и верхнюю красноярковскую свиты ороченского яруса[1, 11].

Найбинский разрез как опорный наиболее интенсивно изучался в 1963 – 1964 годах. Когда под общим руководством и при непосредственном участии В.Н. Верещагина в бассейне р. Найбы работала объединенная группа геологов ВСЕГЕИ и ПГО Сахалингеология. В нее входили В.С. Будрин, Л.В. Василенко, М.Н Давыдов, Т.Д. Зонова, Л.И. Казинцова, Ю.Г. Миролюбов, Б.А. Сальников, Н.Б Сальникова, Н.В. Старкова, Ю.И. Тихомилов. Одновременно разрез изучался сотрудниками Сахалинского отделения ВНИГРИ Н.И. Бабаевой, И.А. Тепловым, Т.В. Туренко и А.И. Уткиной [1, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20].

Особая роль в изучении Найбинского опорного разреза принадлежит Владимиру Николаевичу Верещагину. Еще в 50 – е годы он выдвинул Найбинский разрез в качестве опорного для верхнего мела севера Тихоокеанской палеогеографической области (ТПО), организовал его изучение, сам участвовал в полевых работах и обработке собранных коллекций, на основе которых разработал стратиграфию этого района [1, 12, 13].

Его исследования легли в основу биостратиграфического расчленения не только бассейна реки Найбы, но и всего востока СССР, что было отражено в специальных публикациях, а также в решениях стратиграфических совещаний. В изучении опорного разреза задачи исследователей были различны [1, 12, 13].

Литологическое описание разреза было сделано Б.А. Сальниковым и Ю.И. Тихомировым. Петрографическое описание пород составила А.И. Уткина, физические свойства пород исследовал и описал И.А. Теплов. Перед этими исследователями стояла задача разработки наиболее дробной разбивки меловых отложений на основе литолого-петрографического фактора (пачки, слои).Задача второй группы исследователей сводилась к расчленению меловых толщ разреза на основе биостратиграфического фактора  – прослеживания вертикального и пространственного распространения органических остатков. Изучая разрезы совместно с первой группой, вторая занималась детальным сбором макрофауны и послойным отбором образцов на микрофауну [1, 21, 22].

Наиболее детальное расчленение разреза дала группа иноцерамид, многие виды которой обычно встречаются в различных типах фаций и служат важным инструментом при межрегиональной корреляции в пределах восточных окраин бывшей Советской Азии и далеко за ее пределами. Их изучением занималась Т.Д. Зонова (ВСЕГЕИ). Биостратиграфическое расчленение позволили сделать и прочие двустворчатые моллюски, исследованием которых занимались Н.Б. Сальникова (ВСЕГЕИ) [1,14, 15, 16, 17].

Не менее важной являлась и группа аммонитов, отдельные редко встречающиеся представители которой играют исключительную роль для глобальных корреляций. Изучение их осуществлял Ю.Г. Миролюбов (ВСЕГЕИ). Т.В. Туренко на основе изучения фораминифер, выделила 11 стратонов по бентосным фораминиферам. Л.И. Казинцова (ВСЕГЕИ) установила характерные комплексы радиолярий для отдельных интервалов разреза. Исследование спорово-пыльцевых комплексов было начато в 1964 – 1966 годах в лаборатории Сахалинского отделения ВНИГРИ В.С. Будриным (1969 – 1973). Впоследствии, в 80-х годах эти работы были продолжены Н.И. Комаровой (ВСЕГЕИ) [1,18, 19, 20, 23].

После распада СССР в 1991 году исследование мелового поля Сахалина пошло на спад. Больший приоритет отдавался исследованию палеоген – неогеновых отложений с целью разведки и поиска газовых и нефтяных месторождений.

2 СТРАТИГРАФИЯМЕЛОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙО. САХАЛИНИСВЯЗАННЫЕ С НЕЙРУКОВОДЯЩИЕ ФОРМЫ ИСКОПАЕМОЙ ФАУНЫ.

2.1 Меловая система.

В пределах Сахалина, примерно на 1/3 его площади, обнажаютсямеловые, главным образом верхнемеловые, отложения; вероятно, и наглубине, под чехлом неогеновых и палеогеновых отложений, также распространены главным образом верхнемеловые отложения. Фаунистически охарактеризованные верхнемеловые морские отложения буровымискважинами обнаружены в Северо-Сахалинской низменности, вблизиг. Охи (к северу и к западу от него), а также на юге Тонино-Анивскогополуострова и в других местах под неогеновыми отложениями, а в районе пос. Красногорск под палеогеновыми (рис. 4) [1, 24].

Наиболее крупной и лучше изученной являетсяплощадь, получившая название Главного мелового поля Сахалина,расположенная в пределах Западно-Сахалинских гор. Она представляетсобой узкую, вытянутую площадь почти непрерывного распространениямеловых отложений от мыса Хоэ на севере до мыса Крильонна юге, приуроченную главным образом к Западно-Сахалинским горам,их склонам и подножиям. Обособленно от этого поля на Тонино-Анивском полуострове располагаются сравнительно небольшие площадиразвития меловых отложений. Третья очень крупная площадь распространениямеловых отложений находится в Восточно-Сахалинских горах.И, наконец, на крайнем севере Сахалина, на п-ове Шмидта, расположеначетвертая площадь развития мела, возможно непосредственносвязанная с меловыми образованиями, погребенными под покровом неогеновыхотложений в пределах Северо-Сахалинской низменности.(рис 5) [1, 24].

2.2 Полуостров Шмидта

Меловые отложения п-ова Шмидта слагают большое поле распространения в Восточном хребте и выходят отдельными разрозненными площадями в Западном хребте. В настоящее время здесь выделяются тойская, томинская и славянская свиты (рис. 6), которые еще недостаточно точно коррелируются со свитами других регионов Сахалина. Они представлены толщей мощностью до 4500 мсущественно глинисто-песчаного состава. Найденные здесь остатки иноцерамов и аммонитов позволяют считать их возраст примерно сеноманским и отчасти туронским [1, 24].

В пределах п-ова Шмидта верхнемеловые отложения слагают Восточный

хребет, горную группу Три Брата и наиболее возвышенные участки Западного хребта. На мысе Марии выделяются нерасчлененные меловые образования [1, 24].

Тойская свита распространена в северной части Восточного хребта

и в верховье р. Валовской. Наиболее хорошо она обнажена на побережьезалива Северного, вблизи устья р. Той. Свита состоитиз черных и темно-серых рассланцованных аргиллитов и алевролитов,с многочисленными тонкими (0,5 –2 см) пропластками серых мелкозернистых полимиктовых песчаников и редких маломощных (до 0,1 м) прослоевсерых окремненных алевролитов. Мощность свиты (без нижних слоев) на севере Восточного хребтадо 700 м. [24]

В свите кроме Inoceramus cf. Yabei Nag. Et Mai. в верхней ее части найдены Inoceramus ex gr. crippsimant. и cf. pictus neocaledonicus Yeannet. Первыйхарактерен для айской свиты Южного Сахалина – зона Inoceramus dunveganensis aiensis и Японии – зона Inoceramus aff. crippsi. По возрасту тойская свита сопоставляется с айской свитой Южного Сахалина [5, 15, 24].

Томинская свита – распространена в Восточном хребте и на его западных отрогах. Она разделяется на 3 подсвиты: верхнетоминская, нижнетоминская и среднетоминская. В томинской свите найдены многочисленные остатки иноцерамов. В нижнетоминской подсвите около мыса Бакланьего обнаружены: Inoceramus represses Zоn., I. Gradilis Рerg., ex gr. Tenuis Mant , в верховье p. Орлиной – Inoceramus cf. Repressius Zоn. [15, 16, 24].

В среднетоминской подсвите на мысе Елизаветы найдены: Inoceramus cf.

Repressius Zon., cf. Yabei Nag. et Mat., а в верхнетоминской подсвите –Inoceramus nipponicus Nag. et Mat., I. Pressulus Zon., I. cf. Tenuis Mant. и обломки аммонита Anagaud ryceras cf. Sacya Forbes. Приведенные выше остатки фауны позволяют сопоставить эти отложения с зоной Inoceramus nipponicus или с зоной Inoceramus pressulus Южного Сахалина. Возраст томинской свиты определяется как позднесеноманский, а ее аналогом на Южном Сахалине

является найбинская свита [5, 15, 24].

Славянская свита распространена в пределах горной группы Три Брата, в верховьях рек Водопадной, Конги и Шонги и по притокам р. Пильво. Средняя мощность свиты около 1200 м. Она сложена серыми, желтовато- и зеленовато-серыми полимиктовыми и туфогенными песчаниками, серыми алевролитами и гравелитами, темно-серыми дацитовыми порфирами, их туфами и андезито-базальтовыми порфиритами, реже серыми и светло-серыми органогенно-обломочными известняками [24].

В песчаниках и алевролитах по рекам Водопадной и Шонги Е. М. Смеховым и Н. С. Ерофеевым в 1934 – 1936 гг. собраны: Nilssoniaalas kana Holl., N. Sachalinensis Krysht., N. Serotina Heer , Cephalotaxopsis intermedia Holl., Sequoiasp., Magnolia tennifolia Lesq., Viburnummul tinervum Heer, Phyllites sp. (определения A. H. Криштофовича и А. И. Поярковой).Г. С. Ведерниковым и В. П. Мытаревым там же и по руч. Лунномув 1965 г. обнаружены: Asplenium dicksonianum Heer, Protophyllocladus polymorphus (Lesq.) Berry, Thujacretacea (Newb.) Heer, Metasequoia cuneata (Newb.) Chaney, Populus sp., Elatocladus sp., Protophyllum sp., Menispermites sp., которые, помнению В. А. Вахрамеева сходны с флорами из арковской и жонкьерской свит Среднего Сахалина (район Александровска и южнее), имеющих соответственно коньякскийи сантон-раннекампанский возраст. Славянская свита, таким образом, может быть сопоставлена по возрасту со средней и верхней подсвитами быковской свиты Южного Сахалина [3, 25].

2.3 Восточно-Сахалинские горы

Верхнемеловые отложения слагают восточную часть Восточно-Сахалинских гор и п-ов Терпения, протягиваясь вдоль берега Охотского моря от мыса Терпения до р. Пурш-Пурш широкой полосой (до 20 – 25 км) почти на 250 км. Их присутствие возможно и в осевой части Восточно-Сахалинских гор, где они, видимо, не отделяются от юрских – нижнемеловых отложений, имеющих близкий формационный облик [1, 24].

Верхнемеловые отложения Восточно-Сахалинских гор по составу и условиям образования резко отличаются от синхронных им отложений других районов Сахалина, прежде всего широким развитием известково-кремнистых и вулканогенных пород. Происхождение их, очевидно, в значительной степени связано с эвгеосинклинальными условиями. [1, 24].

В настоящее время верхнемеловые отложения Восточно-Сахалинских гор включают снизу вверх: богатинскую, ракитинскую и березовскую свиты. На южном окончании Центрального хребта и на п-ове Терпения березовской свите соответствует котиковская серия, в состав которой снизу вверх входят: учирская, заслоновская, туровская и ольдонская свиты [24].

Рымнинская серия

Название богатинской свиты для толщи вулканогенно-кремнистых пород бассейна р. Богатой было предложено в 1954 г. К. Ф. Рахмановым. Позже А. А. Капица рассматривал ее как бошняковскую свиту маастрихт-датского возраста. А. С. Шуваев в 1967 г. включил в ее состав вулканогенно-кремнистые образования мыса Беллинсгаузена и устья р. Учир, охарактеризованные остатками Inoceramus ex gr. schmidti, Mich. По мнению Ю. М. Ковтуновича, эти отложения занимают более высокое стратиграфическое положение [1, 24].

Богатинская свита распространена в юго-восточной части Восточно-Сахалинских гор, главным образом в бассейнах рек Богатой, Мелкой и в верховьях левых притоков р. Рукутамы [1].

Мощность богатинской свиты не превышает 1200 м .На основании того, что данная свита согласно перекрывается ракитинской свитой, охарактеризованной остатками радиально-ребристых иноцерамов, возраст ее, по-видимому, антон-раннекампанский. В Западно-Сахалинских горах ей скорее всего соответствует верхняя часть быковской свиты [24].

Ракитинская свита выделена в 1960 г. Ю. М. Ковтуновичем. Название дано по р. Раките, левому притоку р. Пионерской.Свита распространена в верховьях рек Голяной, Длинной, Форели, Складской, Пионерской, Колокол, Зловещей и среднем течении р. Мелкой [24].

Мощность ракитинской свиты достигает 1400 м. Возраст, вероятнее всего, раннекампанский. Основанием для этого служат в первую очередь остатки крупных, по-видимому, радиально-ребристых иноцерамов очень плохой сохранности. Кроме того, в кремнистых алевролитах, яшмах и радиоляритах свиты А. И. Жамойда определены радиолярии: Cenosphaera aff. Sphaerozoica Zham., с. cf. Sphaeroconus Rust., Thecosphaera cf. Votschvinensis Lipm., Cromyosphaera cf. Vivenkensi sLipm., Dictyomitra cf. Multicostata Zillel, D. cf. Bolbacephala .Zham., Saturnalis sp. nov., Lithomitracf. Capitoidea Zham., Phacodiscu s (?) sp. Cenellipsis sp. и др. В известняках ракитинской свиты установлены также редкие фораминиферы, скопления устриц и гастропод [1, 24].

Березовская свита (по р. Березовке) объединяет терригенные, известково-кремнистые и вулканогенные образования, в нижней части которых найдены скопления остатков Inoceramus ex gr. schmidti Mich, и гигантских пателл Patella (Helcion) gigantean Schmidt. Распространена она в северовосточной части Восточно-Сахалинских гор, к северу от устья р. Березовки, где образует две субпараллельные полосы северо-западного простирания шириной до 8 –10 кмкаждая. Мощность свиты в среднем составляет 3000 м [3, 24].

В основании березовской свиты, главным образом в алевролитах, В. П. Клюевыми Ю. М. Ковтуновичем собраны: Inoceramus ex gr.schmidti Mich., I. cf. Sachalinensis Sok., I. cf. Balticus Boehm., Patella (Helcion) gigantean Schmidt var. Depressa Schmidt , P. (Helcion) gigantean Schmidt var. Centralis Schmidt , Anomia sp., Pachydiscus sp., позволяющие датировать слои с фауной поздним кампаном. Березовской свите в южной части Восточно-Сахалинских гор соответствует котиковская серия, в Западно-Сахалинских горах – красноярковская свита [3, 24].

Котиковская серия

Котиковская серия почти целиком слагает п-ов Терпения и юго-восточную часть Восточно-Сахалинских гор к югу от широты устья р. Березовки. В настоящее время котиковская серия включает снизу вверх: учирскую, заслоновскую, туровскую и ольдонскую свиты. Возраст серии определяется в пределах от позднего кампана до Маастрихтаи, возможно, датского яруса. Котиковская серия сопоставляется с березовской свитой северо-восточной части Восточно-Сахалинских гор, синхронна красноярковской и, возможно, бошняковской свитам Западно-Сахалинских гор [24].

Учирская свита (по р. Учир на п-ове Терпения) выделена в 1968 г. А. С. Шуваевым в объеме нижнего вулканогенного горизонта березовской свиты Ю. М. Ковтуновича [24, 26].

В кремнистых алевролитах и туфопесчаниках учирской свиты Ю. М. Ковтуновичем и В. Т. Шейко собраны: Inoceramus ex gr. schmidti Mich., I. ex gr. sachalinensis Sok., Patella (Helcion) gigantean schmidt, Anomya sp., остатки устриц, кардид и одиночных кораллов.

Среди радиолярий А. И. Жамойда определены Thecosphaera cf. Votschvinensis Lipm. В этих же образованиях Ф. Сайто обнаружены Еираchydiscus aff. Haradai Jimbo.

На основании приведенных органических остатков учирская свита относится к верхнему кампану [3, 24, 26].

Заслоновская свита (по р. Заслонова) выделена в 1961 г. Ю. М. Ковтуновичем. Распространена в бассейнах рек Песковской, Нерпичьей, Суринки, Вестовой, Быстрой, Заслонова. В свите, главным образом в мергелистых конкрециях, Ю. М. Ковтуновичем и Т. Д. Зоновой в разное время обнаружены хорошо сохранившиеся остатки пелеципод, гастропод, одиночных кораллов и ракообразных. В 1967 г. А. С. Шуваевым несколько севернее пос. Котиково собраны Parallelodon (Nanonavis) cf. sachalinensis Schmidt, Acilasp., Gaudryceras sp. На основании приведенных органических остатков заслоновская свита может быть отнесена к позднемукампану – маастрихтуи сопоставлена с нижней и средней частями красноярковской свиты Западно-Сахалинских гор [3, 24, 26, 27].

Туровская свита (по р. Туровке) объединяет пачку грубообломочных пород, выделенную в 1961 г. Ю. М. Ковтуновичем. Туровскаясвита распространена в юго-восточной части Восточно-Сахалинских гор, южнее р. Нерпичьей, и обычно слагает водораздельные хребты и прибрежные гряды [24, 26]

На мысе Буденновском в алевролитах и аргиллитах туровской свиты А. С. Шуваевым в 1966 г. обнаружены (определения В. А. Вахрамеева): Nilssoniayukonensis Holl., Metasequoiadisticha (Heer) Miki. M. Cuneata (Newb.) Сhaney, Glyptostrobuseuropaeus (Brongn.) Heer, Corylus aff. Insignis Heer, Magnolia sp., Ginkgo sp. В верхней части туровской свиты, несколько севернее пос. Котиково, в мергелистых конкрециях Ю. М. Ковтуновичем собраны: Gaudryceras cf. tenuiliratum Yabe var. intermedia Yabe, G. cf. tenuiliratum Yabe var. orhata Yabe, Acila sp. Вышеперечисленные органические остатки позволяют отнести Туровскую свиту к верхам кампана или к маастрихту. В Западно-Сахалинских горах ей, видимо, соответствует средняя часть красноярковской свиты [3, 24, 26, 27].

Ольдонская свита (по р. Ольдон) выделена в 1960 г. Ю. М. Ковтуновичем. Ольдонская свита распространена в бассейнах рек Долгой, Котиковой, Учир, Суринки, Ольдона, Валуйки, Кряжовки, а также на п-ове Терпения к востоку от долготы мыса Буденновского. Мощность свиты оценивается примерно в 2000 м.[3, 24, 26].

В мергелистых конкрециях ольдонской свиты восточнее пос. Котиково и вблизи мыса Жуковского Ю. М. Ковтуновичем собраны Нуроphylloceras ex gr. subramosutn Shim., Parallelodon sp., Nucuta sp., Acila sp., остатки белемнитид, развернутых аммонитов, ракообразных и наутилоидей. Приблизительно в этих же слоях А. С. Шуваевым найден аммонит Pachydiscus aff. gollevillensis Orb. По мнению В. Н. Верещагина, слои с этим аммонитом относятся к зоне Pachydiscus gollevillensis, P. subcompressus, самой верхней зоне мела Тихоокеанской биогеографической области, т. е. примерно к позднему Маастрихту. В Западно-Сахалинских горах ольдонской свите, вероятно, соответствуют верхи нижней подсвиты и верхняя часть красноярковской свиты [3, 24, 26, 27].

2.4 Главное меловое поле о-ва Сахалин (Западно-Сахалинские горы)

Выше были рассмотрены меловые отложения, распространенные в различных частях о. Сахалин. Как можно заметить, наиболее полно меловые отложения, главным образом верхнемеловые, представлены в пределах Главного мелового поля, т. е. в Западно-Сахалинских горах[1, 24].

Они также наилучше охарактеризованы палеонтологически и поэтому их разрез рассматривается как опорный или как эталон (Найбинский разрез), пригодный для сравнения не только с разрезами других районов Сахалина, но также и с разрезами большинства районов советского Дальнего Востока и окружающих зарубежных стран [1, 24].

Здесь устанавливаются нетолько зоны, но и ярусы севера Тихоокеанской биогеографической области (Верещагин). На севере острова в пределах даже главного мелового поля часть морских отложений замещается континентальными угленосными толщами и поэтому этот разрез не рассматривается как эталонный или опорный. [1, 13,24].

На юге меловые отложения расчленяются на следующие стратиграфические подразделения (снизу вверх): айская и найбинская свиты, быковская свита и красноярковская свита[1, 24].

Айская свита занимает восточную часть поля меловых отложений. Она протягивается от р. Ай к р. Лебяжьей. Сложена алевролитами, туфами и туфитами. Мощность составляет 500 – 1000 м. В данной свите из аммонидей найдены Cleoniceras (?) sp., Orbitoliria sp.Из иноцерамидов найдены остатки Inoceramus dunveganensis aiensis. Исходя из этих ископаемых форм, данная свита относится к альбскому ярусу[1, 24].

Найбинская свита распространяется к западу от площади развития айской свиты, протягивается с севера на юг от р. Ай к р. Лебяжьей и к восточной окраине пос. Быков. Для найбинской свиты характерно чередование песчаниковых и алевролитных пачек. В некоторых местах отмечается наличие конгломератов. Мощность свиты (включая все подсвиты) составляет около 2000 м. [1].

Для средней и верхней частей найбинской свиты особенно характерны остатки, встречающиеся в больших количествах: Inoceramus nipponicus Nag. et Мat., I. Pressulus Zопоvа, I. gradilis Perg., Parajubertell akawakitanum Mat., Anagaudryceras sacya Forbes, Turrilites cf. Costatus Lam., Acanthocera shippocostanum Sоw., Mikasaitesor bicularis Mat., Desmoceras (Pseudouligella) yaponicus Mat., Marschallites sp. Эти слои получили название зоны Inoceramus nipponicus. Ярус данной свиты можно определить как верхнеальбский, нижнесеноманский [1, 4, 5,24].

Быковская свита широкой полосой протягивается от пос. Быкова на север в бассейны рек Лебяжья и Ай. Породы ее легко разрушаются, поэтому дают пониженный рельеф. Свита сложена однородными аргиллитами и глинистыми алевролитами. Мощность свиты изменяется в пределах 1900 – 2700 м. [1, 24].

В составе нижней подсвиты быковской свиты выделяются три фаунистических горизонта. В первой пачке свиты обнаружены: Desmoceras (Pseudouhligella) japonicas Mat., Anagaudryceras sacya Forbes, Hypophylloceras ex gr. ramosum Meek, Epigon icerasepigonum Kossmat, Inoceramus concentricus Park. var. сostatus Nag. et. Mat. В четвертой пачке выделяется горизонт с Scalaritesscalare Yabe, Scaphites pseudoplanus Yabe, Sp. Puerqulus Yabe var. teshioensis Yabe, Gaudrycer astenuiliratum Yabe var. ornate Yabe, Hypophylloceras ex gr. ramosum Meek, Epigonicerasepigonum Коssmat, Inoceramus concentricus Park. var. costatus Nag. et. Mat, Inoceramus iburiensis Nag. et. Mat.,I. hobetsensis Nag. et Mat.Ярус свиты переходит от верхнесеноманского до нижнекампанского [1, 4, 5,24].

Красноярковская свита является верхним членом найбинского разреза. На юге она слагает водораздел рек Шадринки и Рогули. Северная полоса ее выходов пересекается реками Краснояркой и Сеймом. Свита сложена относительно устойчивыми к выветриванию породами. Среди них преобладают туффиты песчаной и алевролитной размерности, песчаники и глинисто – алевролитные породы. Общая мощность свиты составляет 800 – 900 м. [1, 24].

Красноярковская свита включает в себя три характерных комплекса фауны. В нижней части свиты (в нижней ее подсвите) в Быковском районе содержатся остатки обширной группы радиально-ребристыхиноцерамов: Inoceramus schmidti Mich., I. sachalinensis Sоk., I. orientalis Sоk., I. aff. patootensis Lоr., Anomiasp., а также аммониты: Hypophylloceras ex gr. ramosum Meek, Phyllopachycer asezoense Yоk., Ryugas ellaryugasense Mat., Pseudoxybel ocerasqua drinodosum Jimbo , Pachydiscus sp., Canadoceras kossmati Mat., C. Misticum Yabe, Menuites rotalinoides Yabe и гастроподы Patella (Helcion) gtgahtea Schmidt var. depressa Schmidt, P. (Helcion) gigantean Schmidt var. nasuta Schmidt, P. (Helcion) gigantean Schmidt var. centralis Schmidt [3, 4, 5, 24].

3 ОСОБЕННОСТИ ПАЛЕОГЕОГРАФИИ О. САХАЛИН

Начиная с перми 250 МА на территории нынешнего Сахалина располагался глубоководный океанпра-Тихоокеанский, на дне которого на океаническом типе земной коры формировалась типичная офиолитовая формация. Западнее располагался постепенно наращивавшийся складчатыми поясами –полеозоидами и мезозоидами Азиатский докембрийский материк с

континентальным типом коры. В результате этого общего процесса в конце раннего мела – аптский-альбский (100МА) произошло наращивание восточной окраины Азиатского континента мезозоидами Сихотэ-Алиня, восточнее которых на месте нынешнего Татарского пролива и западной половины Сахалина протянулась сравнительно широкая шельфовая полоса с переуглубленным шельфом вдоль восточного края этой полосы, с постепенным переходом к западу в мелководный шельф и далее в прибрежную, местами заболачивающуюся низменность вдоль побережья Азии [28, 29, 30, 31].

На месте восточной половины Сахалина продолжали сохраняться глубоководные океанические условия осадконакопления. Такая обстановка продержалась до конца позднего мела, до фазы складчатости 60-70 МА, в результате которой на месте восточной половины современного Сахалина возникла система в виде продолжающих друг друга субмеридиональной цепочки высоких горно-антиклинорных сооружений, ставших наряду с Сихотэ-Алинем основной областью сноса – поставщиками обломочного материала по обе стороны от этих гор, в особенности на низменно-заболачивающуюся равнину между этими горами и Сихотэ-Алинем наместе современного Татарского пролива и западной половины Сахалина [28, 29, 30, 31].

 Возникшая вдоль восточного побережья Сахалина субмеридиональная цепочка из трех горно-антиклинорных сооружений Сусунайско-Анивского на юге, Восточно-Сахалинского в центральной части и Шмидтовского на севере, по всей видимости не причленилась к Сихотэ-Алиню, а с самого начала и во все последующее палеоген-неогеновое время отделялась продольно-субмеридиональной системой прогибов, то есть изначально обособлялась, хотя в отдельные моменты и соединялась с Сихотэ-Алинем сухопутными мостами, превращаясь из островов в полуострова [28, 29, 30, 31].

Существовавший к тому времени Палеоамур пересекал север Сихотэ-Алиня, сгружая грубообломочный материал не только в южном (между Сихотэ-Алинем о т Сахалином), но и в восточном направлении в понижение, разделявшее Восточно-Сахалинское и Шмидтовское горные сооружения. Если в начале палеогена такой структурный план распределения областей сноса и осадконакопления на месте Сахалина носит предположительный характер, то во время трех морских трансгрессий –в олигоцене, раннем и позднем миоцене –все три возникших в конце мела горные области сноса восточной половины Сахалина превращались в невысокие, обособленные друг от друга острова, разделенные между собой и с окраиной Азиатского материка на месте Сихотэ-Алиня достаточно глубоководным морским бассейном [28, 29, 30, 31].

Во время разделявших эти трансгрессии двух регрессий –на границе палеогена и неогена и в среднем миоцене –восточная половина Сахалина испытывала общее дифференцированное поднятие и острова, отвечавшие наиболее высоким, присводовым частям былых горно-антиклинорных сооружений объединялись в единую область сноса, отделенную или связанную с Сихотэ-Алинем мостом на широте мыса Погиби [28, 29, 30, 31].

Важной особенностью палеоген-неогеновой истории геологического развития Сахалина, помимо опускания его территории во время трансгрессий и дифференцированного поднятия во время регрессий моря, является отчетливо выраженное изменение во времени простирания и взаимоотношения между составляющими Сахалин горно-антиклинорными сооружениями, возникшими в конце мела в восточной части острова: смена простираний с субмеридионального и цепочечно-эшелонного взаимного расположения в начале палеогена на север-северо-западное и кулисообразное взаиморасположение к концу неогена [28, 29, 30, 31].

Итак, история геологического развития Сахалина фазы складчатости 60-70 МА с фиксистской позиции отчетливо делится на две стадии: не дифференцированную глубоководно-океаническую (эвгеосинклинальную) на коре океанического типа, интенсивно дифференцированную пресноводно-прибрежно-глубоководную морскую островодужную на коре субконтинентального типа. В конце неогена (плиоцен) –начале четвертичного периода в результате проявления так называемой сахалинской фазы складчатости произошла радикальная перестройка прежнего структурного плана Сахалина: видоизменение и усложнение трех древних реликтовых горно-антиклинорных сооружений в восточной половине Сахалина и образование новых молодых горно-антиклинорных сооружений вдоль всей западной половины острова (Западно-Сахалинский антиклинорий) и вдоль северо-восточного побережья на севере Сахалина (Северо-Восточный антиклинорий). С образованием Западно-Сахалинского горно-антиклинорного сооружения произошла инверсия восточного крыла системы прогибов, разделявших горно-антиклинорные сооружения Сихотэ-Алиня и восточной половины Сахалина на месте нынешнего Татарского пролива и северной части Японского моря. Субгоризонтальные силы сжатия, сопровождавшие сахалинскую фазу складчатости, привели к консолидации и сплочению древних реликтовых горно-антиклинорных структур восточной половины Сахалина с молодыми новообразованными горно-антиклинорными структурами в единую структуру современного Сахалинского мегактиклинория, а вместе с Хоккайдо –в общую структуру современной Хоккайдо-Сахалинской складчатой области с континентальным типом коры [28, 29, 30, 31].

Субгоризонтальные силы растяжения, сопровождавшие сахалинскую фазу складчатости 1МА, привели к раскрытию возникших ранее прото-Японского и прото-Охотского окраинных морей с рифтогенными глубоководными котловинами и впадинами с новообразованной субокеанической корой. Сахалин с прилегающими акваториями Японского и Охотского окраинных морей –яркий пример противоположного действия конструктивных и деструктивных сил современной геодинамики земной коры [28, 29, 30, 31].

Заключение

Таким образом, выполнение поставленных исследовательских задач позволило получить следующие основные результаты исследования, а именно:

1. Выявлены основные особенности истории изучения меловых отложений острова Сахалин. Они заключаются в поэтапном их изучении. Сперва меловое поле изучалось горными инженерами Российского Имперского географического общества. После Портсмудского договора, отложения изучались на севере и на юге Сахалина. На севере острова меловое поле изучалось советскими геологами, а на юге японскими. После советско-японской войны все отложения на Сахалине изучались советскими геологами.
2. Изучены особенности стратиграфии меловых отложений и связанные с ней руководящие формы ископаемой фауны. Меловые отложения Сахалина разделены на 4 основные группы, а именно:
   1. Меловое поле п-ова Шмидта
   2. Меловое поле Восточно-Сахалинских гор
   3. Главное меловое поле
   4. Меловое поле п-ова Тонино-Анивский

Эти группы различаются по стратиграфии. Каждой группе соответствует свой набор свит. В свою очередь каждой свите соответствует свой уникальный набор руководящих форм, по которым можно определить примерный возраст.

1. Ознакомление с особенностями палеогеографии о. Сахалин в эпоху мела. Начиная с середины мела начал формироваться о. Сахалин. Это произошло при воздымании из океана Восточно-Сахалинских гор и Тонино-Анивского хребта. Это послужило началом к дальнейшему геологическому строению острова.

Список используемых источников

1. Пояркова, З. Н. Опорный разрез меловых отложений острова Сахалин (найбинский разрез) Издательство «Наука», 1987, Ст. 8 – 16
2. Лопатин И. А. Рапорт горного инженера Лопатина генерал-губернатору Восточной Сибири // Горный журнал, 1870, кн. 10, ч. 4 с. 47 – 72
3. Шмидт Ф. Б. Окаменелости меловой формации с острова Сахалина // Тр. Сибирская экспедиция императорского русского географического общества. Физическое отделение, т. 3 вып. 1, СПб, 1873, с. 1 – 14
4. Matsumoto T. and Noda M. Acanthoceratid ammonite from Sakhalin. // Bull. Nat. Sci. Mus. Tokyo, 1966, vol. 9 № 1, p. 43 – 56.
5. Matsumoto T. and Muramoto K. Further notes on Vascoceratid ammonites from Hokkaido (Studies of the Cretaceous ammonites from Hokkaido and Saghalien – XXXIV). // Trans. Proc. Palaeont. Soc. Japan. New. Ser., 1978, № 109, p. 280 – 292.
6. Matsumoto T. Selected Cretaceous leading Ammonites in Hokkaido and Saghalien. // The Cretaceous System in the Japanese Islands. Appendix. 1954, p. 1 – 81.
7. Kawada M. On some new species of ammonites from Naibuchi District, south Saghalien // Geol. Soc. Tokyo, 1929, p. 1 – 38.
8. Злобин Т. К. Ученые записки СахГУ // Сборник научных статей, выпуск VII, Южно-Сахалинск, 2008, http://sakhgu.ru/file/844/SN-7-2008.pdf
9. Nagao T. On the limb-bones of Nipponosaurus sachaliensis Nagao, a Japanese hadrosaurian dinosaur. // Annotationes Zoologicae Japonenses. 1938. V. 17. № 3 – 4, p. 311 – 317
10. Suzuki D., Weishampel D. B., Minoura N. Nipponosaurus sachaliensis (Dinosauria; Ornothopoda): Anatomy and systematic position withn Hadrosauridae // Journal of Vertebrate Paleontology. 2004. V. 24. – № 1. 145 – 164
11. Капица А. А. Краткий очерк меловых образований Сахалина // Материалы совещ. по разработке, унифицированию, стратиграфии схем Сахалина, Камчатки, Курильских и Командорских островов. М., 1961б, с. 49 – 57.
12. Верещагин В. Н. Меловая система Дальнего Востока // Тр. ВСЕГЕИ. Нов. Сер., 1977, т. 242, с 1 – 208.
13. Верещагин В. Н., Сальников Б. А. О принципах и методах изучения опорных стратиграфических разрезов на примере стратотипического разреза верхнего мела Тихоокеанской
14. Зонова Т. Д. Зонльное деление меловых отложений о. Сахалин по иноцерамам. // Стратиграфия и литология меловых, палеогеновых и неогеновых отложений Корякско-Анадырской области. Л., 1974, с. 82 – 91.
15. Зонова Т. Д. О новых позднемеловых иноцерамах о. Сахалин. // Тр. ВСЕГЕИ. Нов.сер., 1965, т. 115. с. 188 – 197.
16. Зонова Т. Д. Новые позднемеловые иноцерамы Сахалина и Корякского нагорья. // Новые роды и виды древних растений и беспозвоночных СССР. Л., 1980, с. 143 – 146.
17. Сальникова Н. Б. Маастрихтские двустворкиМакаровского района Сахалина. // Ископаемые моллюски Дальнего Востока и их стратиграфическое значение. Владивосток, 1980, с. 19 – 32.
18. Казинцова Л. И. Сеноманские радиолярии Западно-Сахалинских гор. // Систематика, эволюция и стратиграфическое значение радиолярий. М., 1981, с. 88 – 91.
19. Казинцова Л. И. Кампанские радиолярии Западно-Сахалинских гор. // Ископаемые и современные радиолярии. Л., 1979, с. 93 – 100.
20. Будрин В. С. Палеонтологическая характеристика опорного разреза верхнемеловых отложений в юассейне реки Найбы на Южном Сахалине. // Докл. АН СССР, 1969, т. 186, № 3, с. 650 – 653.
21. Теплов И. А. Боюклинские (нижнемеловые) слои в центральной части Сахалина // Геология и нефтегазоносность Сахалина. Л., 1963, с. 227 – 228.
22. Сальников Б. А., Туренко Т. В., Сальникова Н. Б. // Нижнемеловые отложения Сахалина. Тихоок. геол., 1984, № 5, с. 34 – 37.
23. Будрин В. С., Громова Н. С. О возрасте пограничных отложений мела и палеогена на Сахалине // Палеонтологический метод в стратиграфии. Л., 1973, с. 135 – 144.
24. В. Н. Верещагин.Геология СССР. Том XXXIII. Остров Сахалин. Геологическое описание. М. Изд-во «Недра», 1970.
25. Криштофорович А. Н. Меловя флора Сахалина, Мгачи и Половинка // Тр. ДВФ АН СССР. Сер.геол., 1937, т. 2, с. 1 – 103.
26. Ковтунович Ю. М. О взаимоотношении верхнего мела и палеогена Сахалина // Биостратиграфия, фауна и флора кайнозоя северо-западной части Тихоокеанского пожвижного пояса. М., 1969, с. 50 – 57.
27. Шуваев А. С. Новые данные по стратиграфии меловых отложений Восточно-Сахалинских гор // Сб. статей по геол. и гидрогеол. Вып. 5 М., 1965, с. 18 – 24.
28. Мельников О. А. О механизме образования островных дуг северо-запада Тихого океана // Тихоокеанская геология. 1988. № 3. С. 9 – 13.
29. Мельников О. А. Геологические формации Хоккайдо-Сахалинской складчатой области. Владивосток, 1988. 214 с.
30. Мельников О. А. Остров Сахалин: его геологическое прошлое, настоящее и вероятное будущее, http://sakhalinmuseum.ru/ufile/29_Vestnik-p262-273.pdf
31. Мельников О. А. Динамическая модель земной коры и ее вероятный механизм // Восточно-Азиатские островные системы: Тектоника и вулканизм. Южно-Сахалинск, 1978. С. 27 – 32

Приложение А

Приложение Б

Приложение В

Приложение Г

МЕЛОВОЕ ПОЛЕ ОСТРОВА САХАЛИН