ГЛАВА IV

 

ЭКСТРУЗИИ, ИНТРУЗИИ, ДАЙКИ 


 

Описанные в предыдущей главе осадочные и вулканогенные породы составляют стратифицируемые образования, слагающие пластовые геологические тела, последовательно формировавшиеся от юры до настоящего времени. Другую группу пород представляют нестратифицируемые магматические образования, залегающие в виде секущих геологических тел. Это экструзии, интрузии и дайки, образовавшиеся при других, нежели вулканические породы, условиях≈при внедрении магмы в земную кору. Несмотря на то, что экструзии, интрузии, дайки имеют иные, чем вулканиты, условия формирования, те и другие тесно связаны между собой. В идеализированном виде они составляют единую магматическую колонну, в которой экструзивные породы занимают промежуточное положение между интрузивными и вулканическими образованиями. Если становление интрузии происходило на глубине, а лавовых тел вулканического происхождения в наземных условиях, то экструзии формировались частично на некоторой глубине, имея сообщение с более глубокими магматическими камерами, и частично на дневной поверхности, иногда непосредственно переходя в вулканические покровы. То есть экструзии являются связующим звеном между стратифицируемыми вулканическими, и нестратифицируемыми интрузивными образованиями. Промежуточное положение экструзий предопределило принятую нами последовательность описания: вначале дается характеристика экструзий, а после них≈интрузии и даек. Тем самым не нарушается стройность описания магматической колонны, начиная с поверхности и до ее глубоких частей.

ЭКСТРУЗИИ

Первые сведения об экструзивных образованиях района появились в 30-е годы текущего столетия в работах М. П. Русакова и Л. И. Красного. В 50-е годы данные о них приводит М. А. Фаворская (1956). С начала 60-х годов экструзивные образования района систематически описывает автор (1963, 1965, 1966, 1972), а также Е. Д. Касьян (1964), В. К. Мостовой (1967), В. И. Чайников (19.64), В. Н. Королев (1973) и другие исследователи.

Экструзии района формировались в процессе магматической деятельности. Внедрение их происходило на поздних стадиях активности вулканов в результате выжимания по магмоподводящим каналам и трещинам сравнительно вязкой лавы с образованием некков и других секущих тел. Выжимание наиболее вязкой лавы сопровождалось взрывами с образованием эруптивного обломочного материала.



    ( Лучшее разрешение:)  Фиг. 4. (Файл jpeg, 83 kb, 785x489)

Ф и г. 4. Типичные представители экструзий района:

I≈сложные экструзии, II≈простые экструзии, III≈некки. 1≈андезитоидные дациты, 2≈флюидальные лавы (дациты, фельзиты), 3≈кластолавы, 4≈кратерные брекчии, 5≈агломератовые. туфы дацитов, 6≈брекчиевые лавы дацитов, 7≈агломератовые туфы липаритов, 8 ≈ псефитовые туфы дацитов, 9 ≈ агглютинаты дацитов, 10≈андезиты, 11≈крупнопорфировые липариты, 12≈туфы и игнимбриты липаритов, 13≈туфогенно-осадочные породы, 14 ≈ фундамент, 15≈граниты, 16≈гранодиориты и гранодиорит-порфиры, 17≈фельзит-порфиры, 18≈граница фаций, 19≈ разрывы. Экструзивы: 1≈Русский, 2≈Верхне-Куруминский, 3≈Филаретовский, 4≈ г. Шишкина, 5≈Джигитовский (А≈план, Б≈разрез), 6≈Якубовский, 7≈трубка взрыва севернее б. Терней, 8≈Асташевский, 9≈Шапочный 


Экструзивные образования на рассматриваемой территории имеют разнообразный состав: от липаритов до базальтов. В рельефе экструзии нередко образуют куполообразные вершины, которые иногда увенчаны скалистыми гребнями или отдельными скалами. Они имеют простое или сложное строение (фиг. 4). При простом строении экструзии сложены или исключительно лавами, представляя собой лавовые монолиты, или обломочным материалом. Небольшие по размерам (менее 1 км2) крутонаклонные трубообразные лавовые тела относятся к неккам. Выжатая на поверхность лава, слагающая куполообразные тела, образует экструзивные купола. От последних иногда отходят небольшие лавовые потоки. В этом случае экструзии относятся к куполам истечения. Небольшие трубообразные округлые и овальные в плане тела, сложенные обломочным материалом, представляют собой трубки взрыва и жерловины. Обломочный материал в них не отсортирован, промежутки между крупными глыбами, как правило, заполнены мелкими обломками или продуктами разложения туфового материала. При сложном строении экструзии представляют собой совокупность взаимосвязанных лавовых и грубых пирокластических образований, слагающих вулканические аппараты и кратеры.

Экструзивные образования имеют разнообразный возраст, соответствующий возрасту генетически связанных с ними вулканитов. Ниже по возрастному признаку приводится описание характерных экструзий.

С е н о м а н - т у р о н с к и е   э к с т р у з и и  установлены в верховьях ручья Пилорамского, на северо-западном склоне г. Староверский Сарафан и в левом борту долины р. Черемуховой напротив Красных Скал. Они представлены небольшими (площадью до 1 км2) трещинными телами, сложенными андезитоидными дацитами и андезитовыми порфиритами, генетически связанными с порфиритами черемуховской свиты.

Пилорамский экструзив выходит на дневную поверхность в верховьях ручья Пилорамского на северо-западном склоне высоты 820,0. Он имеет форму узкого клина длиной 2 км, шириной до 0,4 км, вытянутого в северо-восточном направлении. Северо-западный край экструзива сопряжен с покровом андезитовых порфиритов черемуховской свиты и довольно круто (55°) наклонен на юг, а юго-восточный край прорван интрузивом гранит-порфиров. Экструзив сложен андезитоидными дацитами темно-сиреневато-серыми с крупными (до 1 см) призматическими вкрапленниками андезина и небольшими (до 2 мм) фенокристаллами пироксена, редко биотита, с микропойкилитовой и микролитовой основной массой, состоящей из микролитов плагиоклаза, замещенного хлоритом, кварцем, микрозерен лейкоксенизированного рудного минерала и хлоритового метастазиса. Отмечаются редкие миндалины размером 0,5≈1,5 мм, выполненные хлоритом и кварцем, гнезда и короткие прожилки микрогранобластового кварца; прожилки ориентированы в одном направлении, ими занято до 10% от всей породы. Акцессорные минералы: апатит, редко циркон.

Химический состав пород близок к трахиандезитам, по Р. Дели, отличаясь более высоким содержанием магнезии и извести и более низким ≈ окиси натрия и окиси железа (табл. 2≈5а).

Н и ж н е с е н о н с к и е  э к с т р у з и и  сложены крупнопорфировыми липаритами и жерловыми брекчиями, генетически связанными с вулканитами джигитовской и заболоченской толщ. К ним относятся Ветродуйский, Егоровский экструзивные купола, экструзивные купола г. Шишкина, г. Железняк, г. Мечта, некк г. Голой и др.

Ветродуйский экструзивный купол расположен в районе одноименной горы (бассейн р. Лудевой) среди пород джигитовской толщи. Он представляет собой вытянутый в северо-западном направлении массив площадью около 14 км2, состоящий из трех куполовидных вершин с перепадом высот от вершины до днища долины р. Лудевой 500 м. Вершины сложены крупнопорфировыми липаритами. На более низких гипсометрических уровнях наблюдаются гранит-порфиры, порфировидные граниты и граниты, для которых характерны более сглаженные формы рельефа. Можно предполагать, судя по наблюдениям над делювиальными обломками и по изучению отдельных шлифов, что между крупнопорфировыми липаритами и гранитами существует постепенный переход через гранит-порфиpы н порфировидные граниты. Липариты представляют собой крупнопорфировые породы серого цвета с фенокристаллами (размерами до 1 см) кварца, олигоклаз-андезина, калишпата и небольшим количеством темноцветных минералов, представленных псевдоморфозами хлорита по темноцветному минералу. Структура основной массы промежуточная между микрогранитовой и фельзитовой. Калишпат интенсивно замещается альбитом. Акцессорные минералы: апатит, рудный минерал, ортит.

Граниты имеют микропегматитовую структуру и состоят из олигоклаза, калишпата, псевдоморфоз хлорита по темноцветному минералу и акцессорных минералов (апатит, ортит, рудный минерал). В переходной зоне граниты становятся вначале порфировидными, а затем превращаются в гранит-порфиры. При этом в полнокристаллической массе гранитов начинают появляться участки с фельзитовой структурой, которая постепенно становится преобладающей, а порода в целом, ≈ порфировой с фельзитовой основной массой. Одновременно исчезает микропегматитовое строение калишпата, а при окончательном переходе в липариты происходит замещение его альбитом.

Крупнопорфировые липариты экструзии обнаруживают генетическое родство с породами средней и верхней частей джигитовской толщи. Их объединяет крайне незначительное содержание темноцветных минералов, представленных в обоих случаях псевдоморфозами хлорита, преобладание плагиоклаза (обычно олигоклаз-андезина) над калишпатом, присутствие в качестве акцессорных минералов апатита и ортита, более высокое содержание кремнекислоты и щелочей, недостаток извести и очень низкое содержание магнезии, по сравнению со средним составом липаритов по Р. Дели (табл. 2≈11). Это позволяет предполагать, что Ветродуйский экструзивный купол является верхней частью выводного канала вулкана, сформировавшего нижнесенонские кислые вулканиты на правобережье р. Джигитовки. Об этом свидетельствуют также изменение структуры с глубиной и альбитизация калишпата, субцентральное положение купола относительно выходов пород джигитовской толщи, субкольцевое расположение вулканитов и развитие дугообразных разломов с центром на месте купола.

Ветродуйскому куполу близки по строению экструзивные купола: Егоровский (на м. Егорова), г. Железняк, г. Шишкина, г. Голой, сложенные аналогичными крупнопорфировыми липаритами.

Экструзив г. Мечта слагает одноименную гору на водоразделе рек Исаков Ключ и Иртыш, занимая центральное положение среди выходов пород иртышской толщи. В плане она имеет форму несколько вытянутого в северо-восточном направлении овала площадью около 2 км2. Экструзия состоит из лав и кластолав липаритов, представляющих собой коричневато-серые породы с крупными (до 5 мм) вкрапленниками кварца, санидина, плагиоклаза, с микрофельзитовой основной массой. Породы сходны с лавовыми образованиями верхов иртышской толщи.

В е р х н е с е н о н с к о - д а т с к и е  э к с т р у з и и  разделяются на ранние и поздние. Ранние экструзии генетически связаны с вулканитами нижней части, а поздние≈с вулканитами верхней части верхнесенонско-датских отложений.

К ранним относятся экструзии, связанные с вулканитами пластунской толщи (Филаретовский экструзивный купол, Шапочный и Верхне-Куруминский вулканические аппараты, Асташевский и Якубовский некки, экструзивный купол г. Верблюд, Золотополянский и Елисеевский лавовые монолиты) и с вулканитами скрытнинской толщи (Русский вулканический аппарат, Медвежинский), Серебрянский и Зимовейный экструзивы, Голубичинский некк). Они сложены лавами и жерловыми брекчиями дацитов, андезито-дацитов и андезитов. Лавы часто представлены флюидальными разновидностями с крутонаклонными полосами флюидальности. Они нередко ассоциированы с жерловыми туфами. Разрезы характерных экструзий изображены на фиг. 4.

Поздние верхнесенонско-датские экструзии генетически связаны с солонцовской толщей. Они представлены в основном трубками взрыва и жерловинами, выполненными вулканической брекчией, реже лавовыми фельзитовыми некками. Характерны трубки взрыва, обнажающиеся в береговых обрывах Японского моря севернее б. Терней. Это крутопадающие трубкообразные тела диаметром до 600 м, с крутыми неровными контактами, прорывающими породы скрытнинской толщи. Сложены они глыбовыми и агломератовыми туфами липаритов. Иногда агломератовые туфы непосредственно переходят в поток. При этом крупность материала в потоке с удалением от трубок взрыва уменьшается.

Южнее м. Якубовского в береговом обрыве обнажается жерловина диаметром 500 м, сложенная грубыми агломератовыми туфами с глыбами липаритов до 10 м в поперечнике. Более мелкий обломочный материал, частично разложенный и частично спекшийся, составляет цемент этих туфов. Нередко в них наблюдаются красно-бурые участки грибообразной формы, побурение в которых вызвано, по-видимому, окислением в результате циркуляции горячих газов.

Лавовые фельзитовые некки известны в верховьях р. Обильной, где они представлены дайкообразными телами флюидальных фельзитов и фельзит-порфиров субмеридионального простирания протяженностью до 1 км мощностью 15≈20 м с крутым (50≈70°) падением.

Д а т с к и е  э к с т р у з и и   встречаются в бассейне р. Черемуховой. Они генетически связаны с породами кедровской толщи. Это небольшие жерловины, сложенные грубыми агломератовыми туфами липаритов, и крупные экструзивные купола. К последним относится Кедровский купол истечения.

Кедровский купол истечения расположен в бассейне ручья Кедровая Падь. В плане он имеет форму овала, слегка вытянутого в северо-восточном направлении, площадью около 20 км2. В юго-восточной части от него отходит в северо-восточном направлении отросткообразная апофиза длиной 0,5 км. Купол сложен в крайней юго-восточной части флюидальными липаритами, а на остальной площади ≈ игниспумитами липаритов. Липариты прорывают вмещающие игнимбриты липаритов кедровской толщи по крутому (85°) контакту, параллельно которому располагаются полосы флюидальности.

Липариты постепенно переходят в игниспумиты липаритов, которые имеют пологий (20≈35°) наклон на юго-восток и восток и налегают на породы кедровской толщи. Ниже приводится характеристика липаритов.

Экструзивные липариты ≈ это розовато-серые, иногда голубовато-серые флюидальные породы с вкрапленниками (до 20% объема породы) кварца, калишпата и альбит-олигоклаза, с микрофельзитовой и микропойкилитовой структурой основной массы.

Калишпат нерешетчатый, с простыми двойниками, с угловато-пятнистыми пертитовыми вростками альбита, иногда образующими неполные каемки в периферических частях кристаллов калишпата; интенсивно пелитизирован, содержит просечки буровато-зеленого хлорита. Альбит-олигоклаз иногда олигоклаз-андезин, пелитизирован, содержит гнезда и просечки хлорита. Альбит выделяется в виде извилистых жилок вдоль трещин спайности. Кварц образует оплавленные и идиоморфные с четырехугольными сечениями зерна, на мелких зернах развиты узкие каемки обрастания.

Основная масса состоит из микрофельзитового вещества и значительной примеси пелитовых частиц и буровато-зеленого хлорита, сконцентрированных в нитевидных слойках мощностью в 0,01≈0,02 мм, повторяющихся через 0,01≈0,1 мм. Порода содержит линзы размером 1Х4мм, 2X4 мм кварцево-полевошпатового вещества с микропойкилитовой до микрогранофировой раскристаллизацией; по краям линз раскристаллизация параллельно-волокнистая.

Акцессорные минералы представлены цирконом, сфеном, псевдоморфозами лейкоксена по рудному минералу, апатитом.

Химический состав пород близок риолиту Иеллоустонского парка, по Р. Дели, отличаясь, от него более высоким содержанием кремнекислоты и более низким≈извести (табл. 2≈38а).

Некк ручья Банный Ключ обнажается в правом борту долины одноименного ручья, в 1,5 км выше его устья. Это небольшое (200Х100 м) овальное крутопадающее тело, сложенное флюидальными липаритами, аналогичными липаритам Кедровского экструзивного купола, с полосами флюидальности, наклоненными на север под углом 80° .

Жерловина, расположенная на водоразделе ручья Кедровая Падь и р. Черемуховой, представляет собой в плане вытянутый в северо-восточном направлении овал площадью 0,3 км2, обрезанный с северо-запада Черемшанским разломом. Жерловина сложена агломератовыми туфами липаритов пепельно-серыми с обломками, до 5≈7 см, липаритов и флюидальных фельзитов. Она прорывает породы кедровской толщи под крутым (70°) углом с наклоном на юго-восток.

Аналогичное строение имеют жерловины левого борта ручья Жильного, района ручья Пионерского. Последняя сложена специфическими темно-сиреневыми до кирпично-красных псефито-агломератовыми и агломератовыми туфами липаритов.

К   э о ц е н о в ы м  э к с т р у з и я м   отнесены жерловины, генетически связанные с толщей андезито-базальтов и абрекогорской толщей. Они распространены в бассейне р. Базовой и вдоль долины р. Серебрянки. В бассейне р. Базовой наиболее крупной является жерловина верховьев ручья Южно-Магнетитового. Она имеет в плане форму овала, ориентированного в северо-западном направлении, площадью 0,3 км2. С северо-восточной стороны она сопряжена с покровом андезито-базальтов, с юго-западной≈прорывает нижнемеловые осадочные отложения, с северо-западной и южной сторон ≈ прорвана дайками гранит-порфиров и диоритовых порфиритов. Жерловина сложена псефито-агломератовыми кластолавами и брекчиевыми лавами андезито-базальтов темно-коричневого цвета, содержащими многочисленные обломки (размером до 5 см) андезито-базальтов, сцементированными лавами тех же андезито-базальтов.

Экструзии в долине р. Серебрянки сложены темно-серыми, почти черными андезито-базальтами, образующими небольшие тела с крутыми контактами и с приконтактовыми зонами кластолав. Одно из таких тел вблизи Лысогорского месторождения площадью 3 км2 описано В. И. Чайниковым. Оно имеет овальную форму и вытянуто в меридиональном направлении; контакт с вмещающими породами резкий, с крутым падением (75≈80°) во внешнюю сторону от экструзивного тела. Вблизи контакта андезито-базальты становятся более тонкозернистыми; уменьшается размер порфировых выделений. Во вмещающих породах заметных изменений не наблюдается. Нередко вблизи контактов андезито-базальты постепенно переходят в кластолавы, слагающие линзовидные участки мощностью 50≈100 м, протяженностью 300≈800 м.

 

ИНТРУЗИИ

Интрузии рассматриваемой территории изучали при специальных петрографических исследованиях и в процессе геологических съемок М. А. Фаворская, В. А. Баскина, А. И. Бурдэ, Ю. Н. Размахнин, В. И. Чайников, В. К. Мостовой, автор и др.

Интрузии наиболее развиты в прибрежной полосе Японского моря, где распространены крупные ⌠батолитоподобные■ массивы. Западнее насыщенность интрузиями и размеры их значительно меньше. Интрузивные образования представлены разнообразными по составу (от кислых до основных) породами, слагающими различные по форме тела (лакколиты, лополиты, трещинные интрузивы) разных размеров, мощности и протяженности. Породы обладают полнокристаллическими, порфировидными и порфировыми структурами, что свидетельствует о различной глубине становления интрузий. По глубине становления выделяются гипабиссальные и субвулканические интрузии. Первые сложены почти исключительно массивными полнокристаллическими породами. Становление их, судя по мощности прорываемых ими вулканогенных толщ, происходило на глубине, превышающей 500 м. Субвулканические интрузии представлены порфировидными, порфировыми и витрофировыми породами с массивной, реже флюидальной или пузыристой текстурами, с фельзитовой, гранофировой и сферолитовой структурами основной массы. Глубина становления их была небольшой. Судя по наличию пород с пузыристой текстурой, она может быть оценена в несколько десятков метров (60≈80 м, т. е. в зоне возможного пемзообразования).

Интрузии разделяются также по возрасту. Разделение по возрасту основано на взаимоотношениях интрузии с вмещающими породами и на нахождении обломков гранитоидов в пластическом материале вулканитов. В районе выделяются верхнемеловые, верхнемеловые-палеогеновые и палеогеновые интрузии. Верхнемеловые интрузии, развитые в прибрежной полосе Японского моря, разделяются на ранне- и поздневерхнемеловые. Ранневерхнемеловые интрузии прорывают нижнесенонские вулканиты джигитовской и заболоченской толщ. Обломки ранневерхнемеловых гранитоидов имеются в обломочном материале верхнесенонско-датских и датских вулканитов (в солонцовской и кедровской толщах). Поздневерхнемеловые интрузии прорывают верхнесенонско-датские отложения. Некоторые, относящиеся к ним, небольшие трещинные интрузии липаритов литологически сходны и, вероятно, одновозрастны с датскими экструзивными липаритами кедровской толщи. Они прорывают ранневерхнемеловые граниты.

Верхнемеловые интрузии, распространенные в северо-западной части района в пределах Главного синклинория, по возрасту не разделяются и рассматриваются как нерасчлененные.

Ниже приводится описание отдельных представителей разновозрастных интрузий.

Р а н н е в е р х н е м е л о в ы е   и н т р у з и и  представлены Евлампиевским, Иерусалимовским, Исаковским, Утеснинским, Благодатнинским, Лиственским, Майсинским и другими более мелкими интрузивами.

Евлампиевский интрузив расположен в бассейнах р. Черемуховой и ручья Евлампиевского. Он имеет субквадратную форму со слабоизвилистыми очертаниями площадью около 60 км2. Интрузив прорывает осадочные отложения нижнего мела и вулканиты джигитовской толщи, которые метаморфизованы и превращены в кварцево-биотитовые роговики. В свою очередь, он прорван липаритами, генетически связанными с вулканитами датской кедровской толщи. В последних содержатся также обломки гранитов данного интрузива. Интрузив образует аномальное магнитное поле интенсивностью DТ до 250 гамм, продолжающееся вне видимых контуров интрузива на правобережье р. Черемуховой. Это показывает, что значительная часть интрузива еще не вскрыта эрозией. В строении интрузива участвуют игольчатые* кварцевые диориты, порфировидные лейкократовые, аплитовидные и крупнозернистые роговообманково-биотитовые граниты. Игольчатые диориты, обнажающиеся в восточной и центральной части интрузива, представляют собой раннюю интрузивную фазу. Это полнокристаллические породы с призматически-зернистой структурой, состоящие из андезина ╧ 30≈35 (60%), калиевого полевого шпата (5%), кварца (10%), игольчатых кристаллов роговой обманки≈ (20≈25%); изредка встречаются единичные зерна биотита. Игольчатые диориты прорваны порфировидными лейкократовыми гранитами (II фаза) с микропегматитовой структурой, состоящими из кварца (40≈50%), калиевого полевого шпата (30≈50%), олигоклаз-андезина ╧ 27≈32 (10≈20%), биотита (2≈5%). Они располагаются в северной и юго-восточной частях интрузива. С порфировидными гранитами связаны постепенными переходами гранит-порфиры, распространенные в северо-восточной части интрузива в виде полосы шириной до 1 км и длиной около 5 км, и аплитовидные граниты, слагающие западную часть массива. Последние представляют собой мелкозернистые розовато-серые породы с аплитовой или микропегматитовой структурой, состоящие из кварца (35≈40%), олигоклаз-андезина ╧ 29≈31 (20≈25%), калиевого полевого шпата (30≈40%), единичных зерен биотита. Порфировидные и аплитовидные граниты прорываются крупнозернистыми аляскитовыми гранитами (III фаза), слагающими небольшой (1,5 км2) шток в юго-восточной и дайкообразное тело (длиной около 5 км, шириной 0,5 км) в юго-западной частях интрузива, а также дайки, наблюдающиеся среди порфировидных гранитов и игольчатых диоритов. Крупнозернистые граниты образуют вблизи контакта тонкие апофизы, проникающие в аплитовидные граниты II фазы.

В составе III интрузивной фазы наблюдается две фациальные разновидности гранитов ≈ биотитовые и лейкократовые. Переходы между ними постепенные; развиты они в разных объемах.

Биотитовые граниты представляют собой серые крупно-средне-зернистые породы (размер зерен 1≈3 мм) с гранитовой структурой, состоящие из кварца (37%), калишпата (25%), плагиоклаза (30%), разложенного биотита (6%). Плагиоклаз представлен альбит-олигоклазом, интенсивно пелитизированным, серицитизированным, иногда содержащим гнезда эпидота, хлорита, кварца. Калишпат нерешетчатый, неравномерно погасающий, сравнительно чистый, с небольшими сильнопелитизированными участками. В редких случаях в калишпате отмечаются остаточные пертиты, а на стыке зерен плагиоклаза и калишпата плагиоклаз разъедается калишпатом. Кварц чуть помутневший, с волнистым погасанием, ксеноморфный. Биотит почти целиком замещен спутанно-волокнистым зеленым хлоритом.

Акцессорные минералы: апатит, циркон, сфен, ортит, рудный минерал.

Лейкократовые крупно-среднезернистые граниты имеют микропегматитовую структуру. От описанной выше разности гранитов, помимо структуры, отличаются меньшим содержанием биотита и резким преобладанием калишпат-микропертита ≈ над плагиоклазом. Они состоят из кварца (38≈45%), калишпат-микропертита (40≈50%), альбит-олигоклаза (10≈15%), биотита (2%). Среди акцессорных наблюдаются ортит, циркон, апатит, рудный минерал.

Химический состав пород близок к аляскитовым гранитам, по Р. Дели, отличаясь более низким содержанием окислов железа и более высоким≈извести (табл. 3≈6а).

Крупнозернистые лейкоратовые граниты прорваны липаритами и гранит-порфирами, составляющими IV интрузивную фазу.

Липариты слагают два трещинных интрузивных тела, располагающихся в южной краевой части Евлампиевской интрузии. Более крупное из них вытягивается вдоль южного края интрузива на расстоянии 3,5 км при средней ширине 0,2 км.

Липариты литологически сходны и, вероятно, одновозрастны с датскими экструзивными липаритами. На контакте они имеют зону закалки, проникают в граниты в виде тонких ветвящихся апофиз и содержат ксенолиты гранитов. В гранитах на контакте развиваются гранобластовые и бластокатакластические структуры. На контакте микроаллотриоморфно-зернистая структура липаритов становится более мелкозернистой.

Липариты представляют собой полифировые породы голубовато-серого цвета с многочисленными вкрапленниками размером 2≈4 мм кварца (нередко бипирамидальной формы) и розовых полевых шпатов. Породы внешне очень похожи на описанные выше экструзивные липариты Кедровского купола. Структура пород порфировая. Структура основной массы микрофельзитовая, участками микропойкилитовая, микроаллотриоморфно-зернистая. Вкрапленники (до 30% объема породы) представлены кварцем (30≈50%), калишпатом (30≈ 50%), альбитом (10≈35%). Калишпат нерешетчатый содержит угловатые вростки альбита, по краям кристаллов нередко образующие прерывистую каемку. Калишпат пелитизирован, в небольшом количестве по нему развиты эпидот, хлорит, серицит. Отмечаются единичные кристаллы неяснорешетчатого калишпата. Плагиоклаз-альбит с обильными включениями серицита, пелитового вещества с небольшим количеством включений хлорита, эпидота. Кварц образует идиоморфные и сильно оплавленные зерна с включениями основной массы, иногда с комками обрастания основной массы, редко содержит иголочки тремолита.

Основная масса состоит из криптокристаллического кварцево-полевошпатового агрегата, местами имеющего микроаллотриоморфно-зернистую и микропойкилитовую структуру. Последняя характеризуется тем, что в базисных зернах кварца размером 0,05≈0,1 мм содержатся волоконца и микролиты полевых шпатов. В небольшом количестве по основной массе рассеяны чешуйки бледно-зеленого кварца.

Акцессорные минералы: апатит, циркон, рудный минерал.

Химический состав пород близок липаритам, по Р. Дели, отличаясь более высоким содержанием кремнекислоты и окислов железа и более низким≈извести, магнезии и глинозема (табл. 3≈6).

Гранит-порфиры, отнесенные, как и липариты, к IV фазе Евлампиевской интрузии, слагают крупную ветвящуюся дайку, наблюдающуюся в западной части Евлампиевского интрузива. Дайка вытянута в меридиональном направлении параллельно западному краю интрузива на расстоянии 3 км. Гранит-порфиры представляют собой породы серого цвета олигофировые с призматическими вкрапленниками полевых шпатов и редкими округлыми зернами кварца.

Наиболее поздние образования Евлампиевской интрузии представлены дайками габбро-монцонитов и андезитов. Они относятся к палеогеновому интрузивному комплексу и будут охарактеризованы ниже в соответствующем разделе.

Утеснинский интрузив расположен на южных склонах г. Утесной, занимая площадь 2 км2. Он прорывает порфириты черемуховской свиты. Интрузив сложен мелко-среднезернистыми лейкократовыми роговообманковыми диоритами (андезин≈60%, роговая обманка≈35%), прорванными дайками липаритов, порфировидных гранитов и гранит-порфиров.

Благодатнинский интрузив обнажается в береговых обрывах мыса Благодатного на протяжении около 1,5 км. Северная часть интрузива сложена ⌠игольчатыми■ диоритами, роговая обманка которых иногда образует лучистые агрегаты. Южная часть выхода ⌠игольчатых■ диоритов представляет собой ⌠ксенолитовую■ зону, состоящую из округлых и овальных ксенолитов ⌠игольчатых■ диоритов, промежутки между которыми заполнены светло-серыми и розовыми биотитовыми гранитами. Южная часть интрузива сложена темно-серыми, почти черными, среднезернистыми массивными биотитовыми диоритами, пронизанными прожилками биотитовых и роговообманковых порфировидных гранитов.

Интрузив Сарафанный занимает северо- и юго-восточные склоны одноименной сопки на водоразделе р. Шептун и ручья Артцевского. В плане он имеет изометричные очертания. Площадь его около 10км2. Интрузив прорывает игнимбриты джигитовской толщи. Северный, западный и южный контакты крутые, восточный ≈ пологий с ровными очертаниями. Интрузив сложен желтовато-серыми мелкозернистыми, аплитовидными гранит-порфирами, аналогичными гранит-порфирам II фазы Евлампиевского интрузива..

Лиственский интрузив занимает площадь около 30 км2 в верховьях кл. Лиственного. В плане он обладает вытянутой в субширотном направлении веретеновидной формой с извилистыми контактами. Вмещающими породами являются вулканиты заболоченской толщи. Центральная часть интрузива сложена мелкозернистыми порфировидными бурыми кварцевыми диоритами с игольчатой роговой обманкой, западная и восточная ≈ серыми биотитовыми гранитами и гранодиоритами. Характерны ⌠игольчатые■ кварцевые диориты, аналогичные по внешнему облику и минералогическому составу кварцевым диоритам Евлампиевского интрузива. От последних они отличаются несколько меньшим количеством кварца (5≈7%) и несколько большим≈зонального андезина (60≈65%).

Таким образом, ранневерхнемеловые интрузии представляют собой сложный интрузивный комплекс, состоящий из нескольких фаз. Ранние фазы представлены диоритами и кварцевыми диоритами, затем следуют гранодиориты, за ними ≈ граниты. Представители всех фаз нередко встречаются в одном массиве, образуя сложную ассоциацию интрузивных пород разного состава. Из них наиболее характерными являются ⌠игольчатые■ кварцевые диориты, которые встречаются во многих массивах и легко распознаются благодаря наличию хорошо видимых невооруженным глазом игольчатых кристаллов роговой обманки, содержание которой в породе достигает 25%. Минералогический состав этих пород в целом постоянен. Кроме роговой обманки присутствует в небольшом количестве (до 1%) еще один темноцветный минерал биотит. Из полевых шпатов преобладает андезин (до 65%), иногда присутствует калишпат (до 5%); кварц составляет 5≈10% объема породы; акцессорные минералы≈апатит, сфен, циркон. Гранитам свойственны более кислые плагиоклазы (олигоклаз, до 25%), биотит (до 5%), большое количество калиевого полевого шпата (до 50%) и кварца (до 40%), а также более разнообразный состав акцессорных минералов (ортит, монацит, апатит, циркон, ксенотим и др.).

Химический состав пород комплекса приведен в табл. 3 и на вариационной диаграмме составов ранневерхнемеловых интрузивных пород бассейна р. Джигитовки (фиг. 5). Средний химический состав пород комплекса в целом близок химическому составу соответствующих им пород, по Р. Дели, отличаясь более высоким содержанием кремнекислоты и глинозема, недостатком извести и магнезии. Граниты отличаются повышенным содержанием щелочей, в то время как другие породы комплекса ими бедны.

Вариационная диаграмма позволяет проследить поведение отдельных породообразующих, окислов в породах разных фаз. На диаграмме видно увеличение кислотности пород по мере развития интрузивного процесса и уменьшение содержания глинозема, суммы окислов железа, извести и магнезии. Режим щелочей характеризуется небольшим повышением содержания как суммы щелочей, так и Na2O и К2О в отдельности. Причем Na2O преобладает над К2О, и только в породах заключительной фазы наблюдается преобладание К2О над Na2O.



    ( Лучшее разрешение:) Фиг. 5. (Файл jpeg, 57 kb, 781x539)

Ф и г. 5. Вариационные диаграммы химических составов ранневерхнемеловых (А) и поздневерхнемеловых (Б) интрузий (по оси ординат≈ содержание окислов в %, по оси абсцисс≈номера анализов по табл. 3)   


П о з д н е в е р х н е м е л о в ы е   и н т р у з и и  представлены Тернейским, Абрекским, Захаровским, Сицинским, Скоробогатовским, Верхнефатинским, Среднефатинским, Стихийским, Нижнефатинским, Прибрежным, Таежнинским, Духовским, Ивангинским и Верхнекуруминским интрузивами.

Тернейский интрузив располагается на водоразделе рек Джигитовки и Серебрянки, занимая северные и южные склоны восточного окончания хр. Дальнего. В плане интрузив имеет форму открытой на запад гигантской подковы площадью 385 км2 со сложными извилистыми границами, зачастую согласными с очертаниями рельефа. Интрузив прорывает нижнемеловые осадочные и нижнесенонские и верхнесенонско-датские вулканогенные образования, которые образуют широкий (до 1 км) ореол контактово-измененных пород, что может говорить о пологих углах падения его контактов. Однако погружение массива осложнено разрывами и происходит ступенчато, что отмечается гравитационными ступенями интенсивностью до 10 мгл. Интрузив отмечается аномальными значениями магнитного поля интенсивностью DТ 100≈350 гамм. Он сложен кварцевыми диоритами, гранодиоритами, гранит-порфирами, биотитовыми гранитами. Вертикальный разрез массива вскрыт от уровня моря до высоты 1000 м на хр. Дальнем. Наиболее ранними (I фаза) являются вскрывающиеся в кл. Чернаковка (площадь выхода 4 км2) кварцевые диориты с призматически зернистой структурой, состоящие из оликлаза (75%), роговой обманки (15%), кварца (5≈7%). Они прорваны гранитами, на контакте с которыми диориты метаморфизованы и пронизаны полевошпатовыми прожилками. Следующими по возрасту породами являются гранодиориты (II фаза), обнажающиеся в юго-восточной, частично в северо-западной частях интрузива. Преобладающими являются порфировидные разновидности с гранитовой структурой основной массы, с кристаллами андезина ╧ 34 (40%), кварца (15%), калиевого полевого шпата и пертита (5%), с акцессорными апатитом и цирконом. Порфировидные гранодиориты содержат ксенолиты осадочных пород, кислых и средних вулканитов и интрузивных пород, среди которых отмечаются аналогичные ранневерхнемеловым диориты и граниты, а также диориты, внешне похожие на описанные выше диориты I фазы.

Гранодиориты прорваны средне- и крупнозернистыми биотитовыми гранитами (III фаза), что подтверждается наличием в них ксенолитов порфировидных гранодиоритов. Ими сложена значительная часть массива. Они обладают гипидиоморфно-зернистой, участками аплитовой и микропегматитовой структурами и состоят из калиевого полевого шпата (30%), кварца (30%), зонального андезина (30%), биотита (10%), роговой обманки, акцессорных апатита, циркона, ортита, клиноцоизита. Количество калиевого полевого шпата и плагиоклаза, а также биотита переменно, и поэтому иногда возникает фациальная разновидность гранитов ≈ плагиограниты, отличающиеся от обычных гранитов большим количеством плагиоклаза и биотита. Такие разновидности отмечаются к северу от б. Удобной и в верховьях р. Куналейки. В апикальных частях интрузива граниты переходят в гранит-порфиры (г. Лысая). Это характерные породы: на фоне светло-зеленовато-серой микрогранитовой основной массы выделяются округлые зерна кварца и крупные хорошо ограненные вкрапленники розового полевого шпата, представленного альбитом и альбит-олигоклазом. Самыми молодыми образованиями (II фаза) являются мелкозернистые аплитовидные аляскитовые граниты. Они встречены в южной части массива (в бассейне рек Курумы, Куналейки, Кононовки) в виде небольших (2≈3 км2) штокообразных тел и даек, прорывающих биотитовые граниты III (основной) фазы.

Интрузив среднего течения р. Курумы, представленный тремя небольшими выходами, разделенными измененными вулканитами куруминской толщи и аллювием долины р. Курумы, и интрузив верховьев р. Курумы площадью 4,5 км2 сложены однообразными серыми средне-мелкозернистыми порфировидными и крупно-среднезернистыми биотитовыми гранитами, аналогичными гранитам III фазы Тернейского интрузива.

Захаровский интрузив состоит из трех отдельных выходов, отделенных друг от друга небольшими ⌠перемычками■ контактово-измененных пород. Площадь наибольшего из них, расположенного в верховьях ключей Захаровского, Биченко и 4-го Поднебесного, составляет 30 км2. Общая площадь двух остальных выходов, обнажающихся на хр. Дальнем и в верховье кл. Горемыкина, составляет 5 км2. Интрузив имеет в плане вытянутую в субширотном направлении веретеновидную форму. Вмещающие породы≈вулканиты заболоченской и скрытнинской толщ и песчаники серединской свиты интенсивно изменены на расстоянии 17≈120 м от контактов. Падение контактов довольно пологое (40≈45°) в сторону от интрузива.

Восточная часть интрузива сложена среднезернистыми розовато-серыми биотитовыми гранитами, а западная ≈ средне- и крупнозернистыми серыми гранитами, аналогичными гранитам III фазы Тернейского плутона. В южной и северной частях интрузива отмечаются небольшие интрузивные тела кварцевых диоритов. Ксенолиты кварцевых диоритов размером 10≈30 м наблюдались В. И. Чайниковым среди биотитовых гранитов. Краевые части интрузива гранитов сложены гранит-порфирами и аплитовидными гранитами, аналогичными гранитам IV фазы Тернейского массива. Сходство пород и пространственная близость свидетельствует о том, что Захаровский интрузив является сателлитом Тернейского плутона.

Абрекский интрузив обнажается на берегу Японского моря в районе м. Мосолова и г. Абрек. Площадь его около 10 км2. В береговом обрыве скальные выходы гранитов высотой 100≈200 м протягиваются на 8 км. Вмещающими породами являются вулканиты скрытнинской и аналога солонцовской толщ. На контакте с интрузивом они превращены во вторичные кварциты и содержат обильную вкрапленность пирита. Интрузив имеет пологий северный контакт (около 15°) и несколько более крутой южный. В строении интрузива участвуют серые, биотитовые и красные аляскитовые граниты. Красные граниты слагают эндоконтактовую фацию в северной части интрузива. Переходы между разностями гранитов постепенные. Серые граниты имеют гипидиоморфно-зернистую структуру и состоят из калишпат-пертита (20%), альбит-олигоклаза (40%), кварца (30%) и биотита (10%). В отличие от них красные аляскитовые граниты обладают аплитовой и микропегматитовой структурами, меньшим количеством (10%) более основного зонального андезина и преобладанием микропегматитовых срастаний кварца и калишпата.

Таежнинский интрузив площадью около 4 км2 расположен в береговых обрывах Японского моря севернее устья р. Таежной. Вмещающие вулканиты скрытнинской толщи ороговикованы. Интрузив сложен нормальными и аляскитовыми гранитами. Нормальные граниты слагают северную его часть, а аляскитовые граниты ≈ среднюю и южную части и отдельными участками наблюдаются среди нормальных гранитов. В последнем случае аляскитовые граниты обычно приурочены к нижним частям береговых обнажений. Контакты между разновидностями нечеткие, обычно наблюдаются постепенные переходы. По внешнему виду породы резко отличаются друг от друга. Нормальные граниты≈крупнозернистые, порфировидные породы розовато-серые, состоящие из калишпата (37%), кварца (34%), альбит-олигоклаза (25%) и биотита (4%). Аляскитовые граниты≈розовые или мясокрасные, мелкозернистые, отличающиеся от нормальных гранитов также более_ высоким содержанием калишпата (52%) и отсутствием биотита. В обеих разновидностях наблюдается большое количество обычно округлых ксенолитов (размером 1,5≈2 м) темной гибридной породы, располагающихся у основания обнажения. В отдельных местах количество ксенолитов настолько велико, что они образуют своеобразный ⌠конгломерат■, сцементированный гранитами.

Духовский интрузив обнажается в береговых обрывах Японского моря в районе устья р. Кедровки и пос. Духово. Он прорывает нижнесенонские туфы кварцевых порфиров джигитовской толщи. Северный контакт интрузива полого (15°) падает на северо-восток, южный контакт тектонический. Интрузия разделяется на 3 фазы. I фаза представлена порфировидными гранодиоритами, слагающими в южной части интрузива пластообразную залежь мощностью около 150 м, падающую на северо-запад под углом 30≈35°. Это темно-серые порфировидные породы с таблитчатыми вкрапленниками андезина, роговой обманки, кварца. В основной массе присутствует калиевый полевой шпат. В зоне эндоконтакта гранодиориты переходят в дациты. Контактирующие с ними туфы кварцевых порфиров джигитовской толщи обогащаются альбитом. Вблизи северного контакта в гранодиоритах наблюдаются участки округлой формы размером до 5 м, сложенные среднезернистыми серыми биотитовыми гранитами II фазы. В некоторых участках отмечены постепенные переходы гранитов в крупнозернистые разности, вплоть до образования пегматитов. В них наблюдаются кварцевые жилы, пересекающие их и уходящие в порфировидные диориты. В гранодиоритах отмечаются многочисленные мелкие ксенолиты ороговикованных алевролитов и песчаников.

II фаза представлена крупнозернистыми биотитовыми гранитами, обнажающимися в северной части интрузива. Биотитовые граниты прорваны небольшим телом мелкозернистых аплитовидных гранитов III фазы. Крупнозернистые биотитовые граниты содержат прожилки дымчатого кварца с молибденитом и сингенетическую вкрапленность молибденита. В биотитовых гранитах отмечается большое количество ксенолитов. Наиболее распространенными являются ксенолиты кварцево-биотитовых роговиков, развившиеся по осадочным породам (песчаники, алевролиты). У южного контакта гранитов отмечается скопление ксенолитов неправильной формы размером 0,5≈2 м, сложенных измененными порфировидными диоритами I фазы. Редко встречаются ксенолиты розовато-белых порфировидных гранитов.

Таким образом, поздневерхнемеловые интрузии, как и ранневерхнемеловые, образуют сложный многофазный комплекс. Ранние фазы также сложены диоритами, промежуточные ≈ гранодиоритами, поздние ≈ гранитами. Наиболее характерными и преобладающими являются биотитовые граниты, имеющие в своем составе кварц, зональный андезин, биотит, калишпат, роговую обманку. Количество биотита в них больше (до 10%), чем в ранневерхнемеловых гранитах. Интрузии внедрялись в тектонически разбитые вулканические структуры. При этом образовывались различные по форме интрузивы, из которых характерны межформационные тела, размещающиеся вблизи границ различных по составу вулканогенных толщ.. По форме это крупные (до 385 км2) и мощные интрузивные залежи. Глубина эрозионного среза последних достигает 1000 м. Нижняя граница интрузивных залежей намечается по скоплениям ксенолитов, ориентированных согласно с вмещающими породами (интрузии Таежнинская, Духовская, Тернейская). Химический состав пород поздневерхнемелового интрузивного комплекса (табл. 3, фиг. 5) подвержен резким колебаниям и имеет широкий диапазон от габбро-диоритов до аляскитовых субщелочных гранитов. Он приближается к химическому составу соответствующих пород по Р. Дели. Так, гранодиориты отличаются лишь более низким содержанием кремнекислоты и более высоким≈окислов железа, а граниты, в отличие от гранитов по Р. Дели, содержат меньше окислов железа и больше ≈ кремнекислоты.

Из рассмотрения вариационных диаграмм можно видеть, что кислотность пород и содержание щелочей возрастают, как и в породах ранневерхнемелового комплекса, от ранних фаз к поздним. Остальные окислы обнаруживают тенденцию к снижению содержаний. Можно отметить повышенное содержание извести и магнезии в гранитах Абрекского интрузива. Из щелочей в гранитах преобладают К2О, а в диоритах ≈ Na2O. В гранодиоритах обе щелочи содержатся в равных количествах.

Н е р а с ч л е н е н н ы е   в е р х н е м е л о в ы е   и н т р у з и и   представлены Обилинским, ключей Длинного, Мощного, Кехтосо, Лунного и другими интрузивами.

Обилинский интрузив площадью 16 км2 эллипсовидной формы расположен в междуречье р. Обильной и ключей Отрадного и Озерного. Он прорывает нижнемеловые осадочные отложения. Судя по ровным очертаниям и узкой полосе контактово-измененных пород, интрузив имеет крутые контакты с осадочными отложениями. В западной части он перекрыт вулканитами толщи туфов биотитовых липаритов и прослеживается под ними далеко на запад, о чем свидетельствует ряд небольших выходов пород интрузива на восточном водоразделе р. Зеленой. Интрузив сложен лейко- и меланократовыми массивными габбро-монцонитами с мелко- и среднезернистой структурой.

В бассейнах р. Геологической, ключей Мощного, Кехтосо и Лунного распространены более или менее крупные (до 16 км2) и небольшие (2≈2,5 км2) массивы различной формы, сложенные породами гранитоидного ряда от гранитов до диоритов, с преобладанием гранодиоритов. Всем им свойственны близкие черты, в частности, сходство состава, структуры и текстуры пород, условий залегания. Один из интрузивов описан В. И. Высоцким в бассейне р. Геологической по кл. Длинному. Он сложен резко-порфировидными гранодиоритами, среди которых наблюдается небольшой участок диоритов. В северо-западной части выхода гранодиориты прорваны телом (площадью около 2 км2) порфировидных гранитов, находящимся несколько западнее интрузива гранодиоритов. Строение тела гранитов концентрическое: в центре средне- и крупнокристаллические равномерно-зернистые граниты, а по периферии, в зоне шириной 150≈100 м, ≈ порфировидные граниты и гранит-порфиры.

При формировании массивов нерасчлененных верхнемеловых интрузий северо-западной части района, по данным В. К. Мостового, в первую фазу происходило внедрение монцонитоидов, диоритов и габбро; во вторую фазу ≈ гранодиоритов и в третью ≈ гранитов. Форма массивов разнообразная: близкая к изометричной или вытянутая вдоль складчатой структуры. Контакты интрузий, как правило, крутые, и только у маловскрытых массивов они пологие, что указывает на их плоскую кровлю. Для них характерны широкие контактовые ореолы.

Габбро, габбро-монцониты и диориты представляют собой темно-серые крупно-, средне- и мелкозернистые полнокристаллические равномерно-зернистые, иногда порфировидные породы. Габбро состоят из моноклинного пироксена, обыкновенной роговой обманки, лабрадора (╧ 60≈64), акцессорных и вторичных минералов (соссюрит и серицит по плагиоклазу, актинолит и эпидот по пироксену). Диориты сложены слабо удлиненными идиоморфными таблицами плагиоклаза, между которыми располагаются ксеноморфные выделения обыкновенной роговой обманки, биотита, кварца и моноклинного пироксена. Плагиоклаз зональный: основной (╧ 5664) в центре и более кислый (╧ 25≈30) в узких краевых каймах. Моноклинный пироксен представлен авгитом, обычно замещаемым амфиболом. Последний, в свою очередь, иногда разъедается биотитом, но чаще образует с ним неправильные сростки, указывающие на одновременное выделение обоих минералов. Биотит представлен среднежелезистыми разновидностями. Акцессорные минералы: апатит, магнетит (или ильменит), бесцветный циркон, редко сфен и рутил, очень редко ортит.

Гранодиориты ≈ ⌠пестрые■, светлоокрашенные породы с хорошо различимым кварцем среди белесой полевошпатовой массы и с четко выделяющимися зернами минералов. Они состоят из идиоморфных таблиц плагиоклаза (40≈45%), более ксеноморфного кварца (15≈25%), калиевого полевого шпата (15≈20%), биотита (3≈ 12%) и обыкновенной роговой обманки (2≈12°/о). Темноцветные минералы встречаются в виде включений в калиевых полевых шпатах, кварце и узких краевых зонах плагиоклазов. Акцессорные минералы: циркон, апатит, пирит, анатаз, гранат, сфен, касситерит, брукит, ильменит, магнетит, монацит, хромит, рутил, эпидот, турмалин, галенит, лейкоксен, циртолит, мартит, гематит, пьемонтит.

Граниты (амфибол-биотитовые и биотитовые) представлены порфировидными и равномерно-зернистыми разновидностями. В порфировидных розовато-серых гранитах на фоне неравномерно-зернистой основной массы выделяются порфировые выделения калиевого полевого шпата размером до 1 см. Плагиоклаз (зональный андезин ╧ 30≈ 35) в них обычно слегка преобладает (35≈37%), кварц и калиевый полевой шпат содержатся примерно в равных количествах (25≈30%). В равномерно-зернистых биотитовых гранитах, наоборот, содержание плагиоклаза (олигоклаз ╧ 20≈28) меньше (20≈25%), а кварца и калиевого полевого шпата больше (30≈40% того и другого). Акцессорные минералы: ортит, бесцветный и бурый циркон, монацит, апатит, реже рутил, ильменит, ксенотим, флюорит, касситерит, пирит; в редких случаях отмечаются вольфрамит, молибденит, галенит, брусит, брукит, фергуссонит, торит.

В е р х н е м е л о в ы е   п а л е о г е н о в ы е   и н т р у з и и   представлены в основном субвулканическими образованиями кислого, умеренно-кислого и среднего состава: фельзитами, фельзит-порфирами и андезито-дацитами. В фельзитах и фельзит-порфирах плагиоклазы, как правило, почти нацело альбитизированы, в связи с чем эти породы нами называются альбитофирами.

Верхнемеловые палеогеновые интрузии развиты в бассейне верхнего течения р. Черемуховой. Они прорывают кедровскую толщу дания и перекрываются толщей андезито-базальтов эоцена. Андезито-дациты и андезиты, с одной стороны, и альбитофиры, с другой, представляют собой разные интрузивные фазы, из которых первая является ранней, а вторая более поздней.

Субвулканические интрузии андезито-дацитов и андезитов слагают очень сложные по форме дайкообразные и кольцевидные тела и пластообразные залежи. Наиболее крупными из них являются Кедровско-Базовский и Полянско-Березовский массивы. Кедровско-Базовский массив расположен в верховье ручья Кедровая Падь и р. Базовой. Он имеет в плане форму уплощенного, вытянутого в северо-восточном направлении кольца с сильно изрезанными краями; средняя ширина кольца от 0,4 до 1,2 км в утолщениях; внешние диаметры 7 и 2,5 км; общая площадь около 9 км2. Массив прорывает датские вулканиты кедровской толщи, имея с ними крутые ровные или извилистые контакты, с захватом ксенолитов, игнимбритов, липаритов и перекрывается эоценовой толщей андезито-базальтов. Он сложен андезито-дацитами, среди которых выделяются порфировые и афировые разновидности. Порфировые андезито-дациты представляют собой породы коричневато-серого, реже кирпично-красного и зеленовато-серого цвета с хорошо выраженной столбчатой отдельностью, с многочисленными мелкими (1≈2 мм) и средних размеров (до 4 мм) вкрапленниками плагиоклазов, реже ≈ роговой обманки.

Иногда отмечается линофировая структура пород, создаваемая за счет субпараллельно ориентированных вкрапленников, подчеркивающих крутое залегание пород. Плагиоклаз относится к андезину и альбиту. Встречается зональный андезин, внутренняя зона которого сложена лабрадором ╧ 56. Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза, погруженных в аллотриоморфно-зернистый или стекловатый метастазис. Акцессорные минералы: апатит, титаномагнетит, лейкоксен, сфен. Химический состав пород близок к дациту, по Р. Дели, от которого отличается более низким содержанием кремнекислоты, извести и окиси натрия и более высоким≈окислов, железа и глинозема (табл. 3≈30). Афировые андезито-дациты от описанной выше разновидности отличаются малым количеством вкрапленников и кучкообразным расположением темноцветных минералов, представленных пироксеном и роговой обманкой.

Полянско-Березовский массив расположен в верховье ручьев Полянского и Березовая Падь. Он имеет в плане овальную форму с сильно изрезанными краями; площадь около 7 км2. От него отходят апофизы, наиболее крупные (длиной до 3 км) из которых расположены в восточной части массива. Последний прорывает нижнемеловые осадочные отложения и верхнесенонско-датские вулканиты пластунской толщи и прорван, в свою очередь, палеогеновыми гранит-порфирами Верхнеполянского интрузива, на контакте с которым породы массива превращены в кварц-биотитовые роговики. Описываемый массив представляет собой пластообразную залежь, корневые части которой расположены в его восточной части в виде ветвящихся субширотных апофиз. Он сложен андезито-дацитами, аналогичными таковым Кедровско-Базовского массива. Отличием является присутствие среди темноцветных минералов биотита и химический состав, занимающий промежуточное положение между дацитами и трахитами по Р. Дели. От дацитов он отличается более низким содержанием кремнекислоты и извести и более высоким ≈ окислов железа и окиси калия; от трахитов ≈ более высоким содержанием окислов железа и более низким≈окиси калия и извести (табл. 3≈31, 32).

Субвулканические интрузии альбитофиров представлены Сарафаногорским интрузивом и небольшими телами в верховье р. Базовой.

Сарафаногорский интрузив расположен на правобережье р. Черемуховой в районе г. Староверский Сарафан. Он имеет в плане эллипсовидную форму с извилистыми краями; вытянут в северо-восточном направлении на 10 км при средней ширине 2 км. От него отходит несколько апофиз, самая крупная из которых протягивается в северном направлении на 7 км. Массив сложен альбитофирами массивными и флюидальными. Они прорывают все вулканогенные толщи и верхнемеловые гранитоиды, за исключением толщи андезито-базальтов. Последняя перекрывает альбитофиры в бассейне р. Базовой. На контактах иногда отмечаются кластолавы альбитофиров мощностью от долей метра до нескольких десятков метров. Большую часть интрузива слагают флюидальные альбитофиры. Флюидальность пород обусловлена чередованием разноокрашенных пород с различной структурой. Различаются тонкие (до 1 мм), нитевидные полоски стекловатой лавы серого и сиреневато-серого цвета, огибающие одиночные фенокристаллы полевых шпатов, и более мощные (до 5 мм) светло-cepыe полосы раскристаллизованной до фельзита лавы. Полосы флюидальности ориентированы субпараллельно контурам интрузива и наклонены чаще всего круто (до 80≈85°). Отмечаются и пологонаклоненные полосы флюидальности, которые наблюдаются чаще вблизи кровли интрузива. Среди флюидальных альбитофиров выделяются сферолоиды. Это светло-серые породы, содержащие многочисленные сфероидальные радиально-лучистые образования, которые образуют формы, близкие к сферическим или полусферическим. Сферолоиды и флюидальные альбитофиры постепенно переходят в породы с массивной текстурой. Во всех разновидностях вкрапленники представлены в основном альбитом, а также калишпатом и иногда кварцем и роговой обманкой. Основная масса состоит из микрофельзита, в котором часто развиты спорадические, а местами обильные микролиты альбита. Акцессорные минералы: апатит, циркон, лейкоксен, пирит. Химический состав пород близок к кварцевым порфирам, по Р. Дели, отличаясь небольшими отклонениями в сторону уменьшения или увеличения содержания кремнекислоты, окислов железа и окиси натрия и более низкими содержаниями магнезии; содержание извести заметно более низкое или незначительно более высокое (табл. 3≈ 33≈35).

Небольшие тела альбитофиров в верховье р. Базовой сложены идентичными породами.

К   п а л е о г е н о в ы м   и н т р у з и я м   отнесены небольшие трещинные тела основного, и кислого состава, прорывающие эоценовую толщу андезито-базальтов в бассейне р. Базовой. Интрузии основного состава представляют собой раннюю, а прорывающие их кислые интрузии ≈ позднюю фазы внедрения. К ранним относятся интрузивы г. Кабанчик и ручья Жильного.

Интрузив г. Кабанчик расположен в районе одноименной горы на водоразделе хр. Сихотэ-Алинь; площадь около 1 км2. Интрузив прорывает берриас-валанжинские песчаники и алевролиты и андезиты толщи андезито-базальтов эоцена. Песчаники на контакте окварцованы, а алевролиты превращены в пироксеновые роговики. Андезиты переходят в амфиболовые роговики, участками≈в гранатовые скарны. Интрузив сложен темно-зеленовато-серыми кварцевыми габбро-поритами и кварцевыми монцонитами, которые описаны М. А. Фаворской (1956, 1961). Кроме них нами выделены кварцевые сиенито-диориты и нормальное габбро. Кварцевые сиенито-диориты обладают гипидиоморфно-зернистой, пойкилитовой и субофитовой структурами. Они состоят из андезина (45≈55%), калишпата (10≈20%), темноцветных минералов: авгита, гиперстена, биотита и уралитовой роговой обманки (20≈30%), кварца (7≈10%). Андезин (╧ 32≈45) включен в зерна калишпата, кварца, реже темноцветных минералов. В нем иногда содержатся пятна и пертитовидные жилки альбита. В периферических частях кристаллов он разъедается калишпатом. Последний находится в микропегматитовых срастаниях с кварцем. Акцессорные минералы: апатит, сфен, циркон. Иногда отмечаются шлировидные участки (до 1 см) граносиенита, состоящего из зерен кварца (12%) и калишпата (50%) с пойкилитовыми включениями плагиоклаза (25%), уралитовой роговой обманки и биотита (13%).

Кварцевые габбро-нориты отличaютcя от сиенито-диоритов более основным плагиоклазом (до лабрадора ╧ 55), малым количеством калишпата и призматически-зернистой структурой. Химический состав пород близок кварцевому габбро, по Р. Дели, отличаясь более высоким содержанием кремнекислоты, глинозема и щелочей и более низким≈закисного железа и магнезии (табл. 3≈37).

Вблизи контакта с осадочными породами они обогащаются калиевым полевым шпатом и биотитом и переходят в порфировидные кварцевые монцониты.

Нормальное габбро отличается от кварцевого габбро-норита наличием одного пироксена (авгита), акцессорного сфена и отсутствием кварца.

Интрузив ручья Жильного расположен в верховьях ручья Каменный Ключ, на восточном склоне главного водораздела хр. Сихотэ-Алинь. Он имеет серповидную форму; площадь около 1 км2. Интрузив сложен кварцевыми сиенито-диоритами, аналогичными таковым интрузива г. Кабанчик. Отличием является более простой состав темноцветных минералов, представленных призматическими кристаллами роговой обманки.

К поздней фазе внедрения относится Верхнекаменский интрузив, расположенный в верховье ручья Каменный Ключ в водораздельной части хр. Сихотэ-Алинь. Он представляет собой чрезвычайно сложное по конфигурации ветвящееся ⌠спрутовидное■ тело, от которого отходят в северо-восточном и юго-западном направлении извилистые апофизы≈⌠щупальца■ длиной в обе стороны до 7 км. Интрузив сложен гранит-порфирами серыми и светло-серыми с вкрапленниками кварца, альбит-олигоклаза и биотита. Основная масса состоит из кварцево-полевошпатового фельзитового агрегата, на фоне которого выделяются расплывчатые микропойкилитовые участки (до 0,5 мм). В последних различаются аллотриоморфные зерна кварца, содержащие микролиты и неправильной формы включения полевого шпата. По всей основной массе рассеяны мелкие чешуйки и гнезда серицита и бледно-зеленого хлорита с реликтами биотита. Акцессорные минералы представлены апатитом.

Химический состав пород близок кварцевому порфиру, по Р. Дели, отличаясь более высоким содержанием магнезии и щелочей и более низким ≈ извести (табл. 3≈41).

ДАЙКИ

Интрузивы сопровождаются сериями даек, которые приурочены к самим массивам и к их эндоконтактовым зонам или встречаются вдали от них. В последнем случае они отмечают, по-видимому, кровлю еще не вскрытых интрузий. Встречаются также дайки, пространственно не связанные с интрузивными массивами.

Дайки имеют разнообразный состав (от ультракислых до основных), различную мощность (от долей метра до нескольких десятков метров) и разную протяженность (от нескольких десятков метров до нескольких километров). Форма даек самая разнообразная. Это или крутопадающие протяженные с ровными или слегка волнистыми краями, или крутопадающие извилистые и ветвящиеся, или пологие, силлоподобные, изогнутые, коленчатые и расходящиеся, или грибообразные жильные тела.

Дайковые породы представлены спессартитами, аплитами, гранит-порфирами, фельзит-порфирами, липаритами, дацитами, андезитовыми и диоритовыми порфиритами и базальтами. В 50-е годы в бассейне р. Обильной Б. Я. Чернышом были установлены новые для района дайки ийолит-мельтейгитов, состоящих в основном из нефелина (40%), баркевикита (около 20%) и щелочного амфибола (около 40%).

Внедрение даек происходило многократно, при этом нет единой последовательности внедрения. Однако общей чертой является в целом более раннее внедрение даек кислого и более позднее ≈ даек среднего и основного состава (фиг. 6). Среди ранних кислых даек встречаются также жильные тела среднего состава, к которым относятся дайки спессартитов. Последние имеют мощность 0,5≈5 м и приурочены к трещинам северо-восточного, меридионального и реже субширотного простираний с крутыми падениями на северо-запад и юго-восток. Они отличаются высоким содержанием (до 80%) цветных минералов, преимущественно роговой обманки, а также авгита, редко биотита. Вкрапленники андезина, иногда лабрадора обладают высоким идиоморфизмом, в связи с чем структура пород близка к структуре диабазов.

Характерно слабое развитие даек аплитов. Последние имеют небольшую мощность, обычно не превышающую 0,5 м, и пологое залегание. Они отмечаются только в интрузиях, не имея зон закалки, что говорит о внедрении их в еще неостывший расплав. По составу они близки к вмещающим их гранитам и состоят из микроклин-пертита (до 40%, а в дайках м. Мосолова≈до 90%), альбита или олигоклаза, кварца и биотита, присутствует также роговая обманка и акцессорные минералы: магнетит, апатит, сфен, циркон и гранат.

Дайки гранит-порфиров, фельзитов и липаритов обладают значительной мощностью (до 15≈20 м) и занимают трещины меридионального, северо-восточного и северо-западного простираний с углами падения от 45° до вертикальных. Это светлые порфировые породы с тонкозернистой основной массой и вкрапленниками кварца, калиевого полевого шпата, олигоклаза (часто альбитизированного) и очень редкими чешуйками биотита. В основной массе присутствуют те же минералы и, кроме того, много серицита и мусковита. В удаленных от гранитных массивов дайках в основной массе присутствуют мелкие сферолиты или венцы вокруг вкрапленников, состоящие из тонких волокон кварца и калиевого полевого шпата. В породах даек, залегающих в гранитах, сферолитовые образования отсутствуют. Сферолиты являются продуктом кристаллизации переохлажденного расплава, что позволяет предполагать близкое время формирования гранитных интрузий и рассматриваемых даек.



    ( Лучшее разрешение:)  Фиг. 6. (Файл jpeg, 81 kb, 702x571)

Фиг. 6. Возрастные соотношения даек различного состава (зарисовки вертикальной стенки):

  1≈гранит-порфиры, 2 ≈ диоритовые порфириты, 3≈андезиты, 4≈базальты, 5≈ вмещающие породы. I ≈дайка диоритовых порфиритов пересекает дайку гранит-порфиров и, в свою очередь, прорывается дайкой базальтов (берег Японского моря к северу от устья р. Таежной). II≈ксенолиты дайки диоритовых порфиритов в дайке андезитов (м. Мосолова). III ≈ дайка базальтов, прорывающая дайку диоритовых порфиритов (берег Японского моря к югу от устья р. Таежной). IV≈две генерации даек базальтов (м. Надежда) 


 

Дайки гранит-порфиров, фельзитов и липаритов пересекаются дайками порфиритов и базальтов. Дайки андезитовых и диоритовых порфиритов встречаются как в самих интрузиях, так и на значительном удалении от них. В Таежнинской интрузии дайки диоритовых порфиритов пересекают дайки гранит-порфиров и, в свою очередь, пересечены дайками базальтов (фиг. 6). В Абрекской интрузии В. А. Кигай (1957) выделяет четыре группы даек диоритовых порфиритов. Самая ранняя из них представлена пироксеновыми диоритовыми порфиритами, заполняющими трещины меридионального простирания, а дайки трех остальных групп сложены плагиоклазовыми порфиритами (андезитами) и выполняют преимущественно трещины широтного простирания. Диоритовые порфириты характеризуются порфировой структурой, обилием вкрапленников андезина или лабрадора, пироксена и того или иного количества кварца. Основная масса призматически-зернистая, состоящая из тех же минералов с примесью магнетита и вторичных минералов ≈ хлорита, кальцита, серицита, эпидота и кварца. Плагиоклазовые порфириты отличаются отсутствием темноцветных минералов, более кислым плагиоклазом, соответствующим олигоклаз-андезину ╧ 25≈30, и меньшим количеством вторичного кварца.

Дайки базальтов, наиболее молодые из даек, встречаются в крутопадающих трещинах северо-западного и меридионального простираний. Южнее устья р. Таежной на м. Надежда наблюдается взаимное пересечение даек базальтов, указывающее на существование двух их генераций. Наиболее протяженные (до 3,5 км) дайки отмечаются в районе Черемшанского месторождения, где они пространственно связаны с рудой и являются пострудными. Это темно-серые микрозернистые породы порфировой структуры с интерсертальной и толеитовой структурой основной массы. Последняя состоит из беспорядочно расположенных лейст лабрадора ╧ 50≈60, зерен авгита, рудного минерала, акцессорного апатита и небольшого количества хлоритизированного или карбонатизированного стекла; отмечаются единичные ксеноморфные зерна кварца с микропойкилитовыми включениями калишпата. Фенокристаллы представлены лабрадором, авгитом, гиперстеном и оливином. Химический состав пород близок базальтам, по Р. Дели, отличаясь более высоким содержанием глинозема и более низким ≈ окислов железа и щелочей (табл. 3≈39, 40).