ГЛАВА VI
 
 

ТЕКТОНИКА 



 

Тектоника района определяется положением его в пределах трех главных тектонических элементов Сихотэ-Алиня: Главного синклинория, Прибрежного антиклинория и Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса (см. фиг. 2). Район охватывает примерно центральные части перечисленных тектонических элементов, из которых наибольшую площадь занимает вулканический пояс. Главный синклинорий и Прибрежный антиклинорий служат фундаментом последнему. Ниже приводится описание структур по главным тектоническим элементам Сихотэ-Алиня. Вначале описываются структуры складчатого фундамента, затем ≈ структуры вулканического пояса.

ГЛАВНЫЙ СИНКЛИНОРИЙ

Главный синклинорий занимает северо-западную часть района, располагаясь к северо-западу от Прибрежного антиклинория, граница с которым проходит по Прибрежному шву.

Гравитационное поле синклинория представляет собой область низких значений силы тяжести, образующих полосу северо-восточного простирания, в которой, по Р. Г. Кулиничу (1971), отмечаются поперечные пережимы. Два из них располагаются в юго-западной и северо-восточной частях района (фиг. 9).

Магнитное поле синклинория в общем нормальное. На этом фоне на отдельных участках наблюдаются возмущения поля, вызванные наличием в его пределах магматических образований. Наиболее интенсивные аномалии северо-восточного направления сосредоточены в восточной части синклинория, на границе с вулканическим поясом и Прибрежным антиклинорием.

В синклинории отмечается наибольшая мощность земной коры, которая по геофизическим данным оценивается в 30≈35 км.

Главный синклинорий Сихотэ-Алиня на рассматриваемой территории сложен преимущественно морскими геосинклинальными отложениями юрского и мелового возраста. Это в основном терригенные породы, часто образующие флишоидные и флишевые толщи. В них отмечаются перерывы между юрой и нижним мелом, валанжином и готерив-альбом, внутри альба и в основании верхнего мела.

Геосинклинальные отложения смяты в крутые (до 60≈80°) линейные складки северо-восточного простирания и разбиты разнообразными разломами. Общее северо-восточное простирание складок на отдельных участках осложнено поперечными перегибами, что является особенностью строения синклинория. Поперечные перегибы складчатых структур четко проявлены в бассейне среднего течения р. Бол. Уссурки (между реками Глухоманкой и Пещерной) и к северу от района в междуречье Дальней и Валинку. Такие перегибы, как будет показано несколько ниже, являются следствием существования в мезозое внутригеосинклинальных поднятий, служивших упорами при смятии осадков. Ниже приводится описание складчатых структур синклинория с северо-запада на юго-восток, по данным А. И. Бурдэ, В. К. Мостового, П. Н. Антонова, Н. И. Лаврика, А. Б. Павловского, В. И. Высоцкого и др.



Фиг. 9. Гравитационное поле Центрального Сихотэ-Алиня (по Р. Г. Кулиничу)

1≈повышенные аномалии, 2≈участки максимальных значении силы тяжести, 3 ≈ пониженные и низкие аномалии, 4 ≈ участки минимальных значении силы тяжести, 5≈внутренняя граница Прибрежной зоны интенсивного градиента силы тяжести. Аномальные области: I≈Прибрежная, II≈Центральная, III≈Западная 


В северо-западной части синклинория выделяются две крупные сложные антиклинали ≈ Обилинская и Серокаменская, разделенные Незнамовской синклиналью.

О б и л и н с к а я    с л о ж н а я    а н т и к л и н а л ь    состоит, по А. И. Бурдэ и В. К. Мостовому, из трех антиклинальных складок, основной из которых является антиклиналь в бассейнах кл. Узкого и р. Блуждения. Другие две антиклинали ≈ Тернистая и Зимняя ≈ расположены к юго-востоку от антиклинали кл. Узкого. Ядра всех трех складок сложены юрскими отложениями. Разделяющие их синклинали сложены юрскими и валанжинскими породами.

Антиклиналь кл. Узкого имеет длину около 25 км при ширине по кровле юрских отложений 3≈4 км. Ядро длиной 3,5 км при ширине около 1,5 км имеет овальную форму, приближающуюся к очертаниям куполовидной брахискладки. Приосевая часть раздроблена и превращена в согласную зону смятия. Крылья антиклинали наклонены под углом 60≈80°. На северо-западном крыле устанавливается перевернутое залегание пластов. Осевые поверхности складок волочения и трещин кливажа падают на юго-восток под углом 70≈80°. Все это позволяет считать, что антиклиналь кл. Узкого в целом опрокинута на северо-запад. Простирание антиклинали меняется от субмеридионального в юго-восточной до субширотного в северо-восточной части.

Другие антиклинальные складки Обилинской сложной антиклинали сходны с описанной.

С е р о к а м е н с к а я    а н т и к л и н а л ь   прослеживается на протяжении 25≈30 км при ширине до 5 км от устья р. Серокаменки до среднего течения р. Лагерной. Антиклиналь, по данным П. Н. Антонова, А. И. Бурдэ и А. Б. Павловского, асимметричная, сложенная среднеюрскими (?) породами с падением северо-западного крыла под углом 80≈85°, юго-восточного≈под углом до 75°. В пределах крутого северо-западного крыла наблюдаются небольшие складки II порядка.

Н е з н а м о в с к а я    с и н к л и н а л ь    представляет собой сложную синклинальную структуру, разделяющую Обилинскую и Серокаменскую антиклинали. Она состоит из ряда синклинальных складок, разделенных антиклиналями. Антиклинали сложены юрскими, а синклинали≈юрскими и меловыми породами. Незнамовская синклиналь разделяется на две части цепочкой небольших антиклинальных складок, расположенных примерно посредине ее от вершины р. Микулы через среднее течение кл. Незнамова и далее по левобережью р. Обильной. Эта цепочка антиклиналей сопровождается продольным тектоническим разрывом, который лучше всего наблюдался на правобережье р. Обильной выше устья р. Лагерной, где он представлен мощной (более 100 м) зоной рассланцованных пород с многочисленными зонами милонитизации. Отдельные складки, составляющие Незнамовскую синклиналь, имеют ширину 4≈6 км при длине 15≈18 км. Осевые поверхности складок на севере наклонены на север, на юге ≈ вертикальные. Простирание отдельных складок изменяется от 40 до 70°.

В юго-восточной части синклинория складчатые структуры представлены серией линейных складок в бассейнах рек Кемы, Лагерной и Пещерной (Холмогорская антиклиналь, Краевая и Среднекемская синклинали) и в бассейнах рек Иртыша, Глухоманки и Базовой (Глухоманская антиклиналь, Иртышская и Верхнеджигитовская синклинали).

Х о л м о г о р с к а я     а н т и к л и н а л ь   (по данным В. И. Высоцкого) расположена на левобережье р. Зап. Кемы, близ устья кл. Кехтосо. Она состоит из трех антиклинальных складок, протяженностью 15≈20 км, шириной до 3 км, расположенных в бассейнах кл. Кабаньего (Кабанья антиклиналь), в вершине кл. Холмогорка (Верхняя антиклиналь) и среднем течении кл. Смеховка (Смеховская антиклиналь). Складки наклонены к северу с углами падения осевых поверхностей 10≈20°, слабо асимметричны с более крутыми северо-западными крыльями. Для разделяющих их синклиналей характерны поперечные сечения, приближающиеся к корытообразным. Углы падения крыльев: северо-западных 60≈80°, юго-восточных 40≈70°. Холмогорская антиклиналь в целом в междуречье Кабаньего и Холмогорки образует перегиб в поперечном направлении. К юго-западу и северо-востоку антиклиналь воздымается, с чем и связано появление в ядрах Кабаньей и Смеховской антиклиналей пород серединской свиты. Погружение отдельных складок происходит значительно положе, чем в складках северо-западной части синклинория, и не превышает 10≈15°. На северном погружении существенную роль играют разрывные нарушения северо-восточного и субширотного простираний.

К р а е в а я    с л о ж н а я    с и н к л и н а л ь,   наиболее крупная структура района, протягивается от р. Пещерной до р. Северянки на расстояние около 100 км. Она состоит, по данным В. К. Мостового, из трех синклиналей (с юга на север): Колумбийской, Лагерной и Яснополянской, сложенных породами кемской свиты.

Колумбийская синклиналь образована двумя симметричными синклинальными складками с падением крыльев под углами 50≈60°, разделенными небольшой антиклиналью.

Лагерная синклиналь, расположенная в бассейне верхнего течения р. Лагерной,≈открытая прямая складка, асимметричная, с более крутым (70≈90°) северо-западным и относительно пологим (60≈70°) юго-восточным крыльями. Северо-западное крыло осложнено антиклинальными складками II порядка, имеющими длину 5≈6 км при ширине 0,5≈1,0 км. Яснополянская синклиналь в поперечном сечении имеет килевидную форму.

С р е д н е к е м с к а я    с и н к л и н а л ь    на большей части перекрыта эффузивами. Это слабо наклоненная (5≈15°), слегка асимметричная складка со ступенчатыми крыльями, простирание которой резко изменяется от 60≈70° на правобережье р. Зап. Кемы до 10≈20° на ее левобережье. На этом участке синклиналь осложняется несколькими складками II и III порядков.

Г л у х о м а н к с к а я     а н т и к л и н а л ь    расположена в бассейне одноименной реки. Ось складки полого воздымается на северо-восток и погружается на юго-запад. Несколько юго-восточнее располагается И р т ы ш с к а я    с и н к л и н а л ь.   Она погружается на северо-восток от верховьев р. Серединки и на юго-запад в бассейн кл. Дальнего. Находящаяся юго-восточнее  В е р х н е д ж и г и т о в с к а я   с и н к л и н а л ь    протягивается в северо-восточном направлении от р. Красная Речка до верховий р. Джигитовки. Она резко погружается в бассейне р. Базовой, затем воздымается в верховьях р. Исаков Ключ, далее на северо-восток полого погружается. Для всех структур характерна асимметричность (юго-восточные крылья складок обычно более крутые и более интенсивно дислоцированные, чем северо-западные).

Описанные выше конкретные складчатые структуры и приведенный в предыдущей главе анализ формаций позволяют провести структурно-формационное районирование Главного синклинория. Сравнивая складчатые структуры, можно видеть различия структур северо-западной и юго-восточной частей синклинория. В северо-западной части последнего преимущественное развитие получили антиклинальные структуры, что является следствием погружения зеркала складчатости на северо-восток и юго-запад от описываемого района.

Синклинали занимают меньшую площадь, расширяясь на северо-восток и юго-запад. Отдельные складки имеют невыдержанные простирания и различные углы наклона осевых поверхностей. Наряду с линейными развиты и брахиформные структуры. В юго-восточной части синклинория все крупные складки линейные с равным развитием синклинальных и антиклинальных структур, с выдержанным наклоном осевых поверхностей складок (фиг. 10).



Фиг. 10. Складчатые структуры северо-западной и юго-восточной частей Главного синклинория Центрального Сихотэ-Алиня (по материалам В. К. Мостового и А. И. Бурдэ) 


Однако для выделения структурно-формационных зон необходимо знать не только особенности структур в различных частях синклинория, но и особенности распределения формаций во времени и пространстве и тектонических обстановок их образования. Выявление последних возможно путем приводимого ниже анализа палеотектонических режимов и палеогеографического распределения областей тектонических поднятий и погружений в течение определенных отрезков времени. Привлекаемый при анализе материал, чтобы уловить общие закономерности, охватывает несколько большую, чем рассматриваемый район, территорию.



( Лучшее разрешение:)  Фиг.11. (Файл jpeg, 80 kb, 834x471)
Фиг. 11. Тектоно-палеогеографичеокие схемы раннего мела: берриас-валанжинокого (А) и готерив-альбского (Б) времени (по А. И. Бурдэ, 1965 и И. И. Берсеневу, 1969).

1≈щебень; 2≈гравий и галька: 3≈пески; 4≈алевриты и глины; 5≈порфириты; 6≈примесь пирокластического материала; 7≈суша (области незавершенной   складчатости); 8≈море с верхними неритовыми глубинами (внутригеосинклинальные поднятия); 9≈море с нижними неритовыми глубинами (геосинклинальные прогибы); 10≈тонкостенные раковины (ауцеллы, ауцеллины и пр.); 11≈толстостенные раковины (тригонии, иноцерамы); 12≈растительный детрит; 13≈сингенетичный пирит; 14≈карбонатность в осадках; 15≈следы подводных оползней; 16≈косая слоистость; 17≈знаки ряби; 18≈направление сноса обломочного материала; 19≈мощности отложений; предполагаемые границы: 20≈трансгрессий, 21≈регрессий (время их проявлений показано индексом), 22≈устойчивая граница морских бассейнов во время трансгрессий и регрессий на соседних участках, 23≈ границы областей размыва, 24 ≈ глубинные разломы, 25 ≈ направления трансгрессий: 25 ≈ теплых и 26 ≈ бореальных морен. 


В берриас-валанжине средняя часть Главного синклинория представляла собой единый геосинклинальный прогиб, который ограничивался с запада поднятием Главного антиклинория. Зона максимального прогибания располагалась в бассейне р. Бол. Уссурки (фиг. 11). В пределах этой зоны берриас-валанжин сложен алевролитами и песчаниками. К северо-западу состав берриас-валанжинских отложений постепенно становится более грубообломочным: начинают появляться гравелиты и конгломераты, наиболее многочисленные к западу от района ≈ близ зоны Центрального шва. При этом происходит довольно резкое уменьшение мощности валанжина: в среднем течении р. Дальней, по В. М. Кочкину, валанжин имеет мощность 1000≈1100 м, в зоне Центрального шва, по данным В. А. Никогосяна,≈450≈600 м, а еще западнее, в Главном антиклинории≈200≈250 м. Одновременно в составе конгломератов в подошве берриас-валанжина появляются обломки юрских (?) гранитов.

К юго-востоку от зоны максимального прогибания располагалась сходная область, в которой валанжинские отложения также были более грубообломочными. Конгломераты в основании берриас-валанжина имеются на правобережье р. Черемуховой и южнее рассматриваемой территории в Дальнегорском районе. Еще далее к юго-востоку, по данным П. В. Марковича (1971), находились районы, где в начале валанжина накапливались грубообломочные осадочные брекчии, возникающие в непосредственной близости к источнику обломочного материала. Эти данные подтверждают общепринятую точку зрения, согласно которой в валанжине средняя часть Главного синклинория разделялась на три главные тектонические зоны: прогиб Главного синклинория и области поднятия в пределах Главного и Прибрежного антиклинориев. Поступление обломочного материала происходило с обеих областей поднятия, в связи с чем в прогибе А. И. Бурдэ выделяются три фациальные подзоны: а) центральная подзона развития песчано-алевритовых отложений, б) западная и в) восточная подзоны развития песчано-глинисто-конгломератовых отложений.

Внутренняя граница западной подзоны к северу от района отклоняется внутрь Главного синклинория, ограничивая участок, расположенный в междуречье Валинку и Бикина. В этом районе в основании валанжина грубообломочных осадков мало, но в позднеюрскую эпоху, по данным В. М. Худолея и И. И. Берсенева (⌠Геология СССР■. 1969, т. XXXII), он характеризуется накоплением грубообломочных отложений, тогда как в других районах Главного синклинория одновозрастные отложения сложены песчано-глинистыми толщами. Накопление грубообломочных толщ в междуречье Бикина и Валинку несомненно происходило в пределах относительно приподнятого участка.

В готерив-альбское время расположение областей опускания остается прежним. Достоверно известные морские готерив-альбские отложения сосредоточены (фиг. 11) в двух областях: в полосе северовосточного простирания, протягивающейся от верховьев р. Бол. Уссурки до верховьев р. Кемы, и севернее района в бассейне верхнего течения р. Бикина. Они представлены относительно грубообломочными образованиями терригенной формации, вулканогенными и флишевыми отложениями. Наибольшей мощности эти отложения достигают в бассейне р. Кемы, где сосредоточены проявления вулканизма и где распространены типичные образования флишево-вулканогенной андезитовой формации. К югу мощность отложений и интенсивность проявлений вулканизма уменьшаются. Одновременно исчезает ритмическая слоистость отложений. Наличие в конгломератах бассейна р. Лагерной галек кремнисто-пепловых пород и кремнистых алевролитов, сходных с подобными породами из юрских отложений бассейнов р. Арму и среднего течения р. Бол. Уссурки, находящихся в непосредственной близости, позволяет считать, по мнению А. И. Бурдэ, что часть обломочного материала поступила из этих районов. Наличие в конгломератах и гравелитах пород, сходных с породами Прибрежного антиклинория, дает основание предполагать, что этот район также играл важную роль в питании готерив-альбского бассейна обломочным материалом. Наличие в готерив-альбских отложениях обломков пород, по-видимому происходящих из непосредственно прилегающих к полосе их распространения районов, позволяет считать, что современные границы распространения готерив-альбских отложений близки к древним.

Альб-туронские отложения распространены значительно шире, чем готерив-альбские. Они известны почти на всей площади средней части Главного синклинория, отмечая, по-видимому, эпоху общего опускания территории с накоплением песчано-глинистых, отчасти туфогенных отложений.

В эту же эпоху, по-видимому, исчезает область осадконакопления в пределах Прибрежного антиклинория, где геосинклинальные альб-туронские отложения не известны.

Областью осадконакопления остается бассейн р. Кемы, где в позднем альбе накапливалась формация полимиктовых песчаников. В бассейнах среднего течения рек Бол. Уссурки и Арму происходит накопление толщ флишоидной формации.

Как видно из изложенного, в течение большей части мелового периода расположение областей поднятия и опускания остается почти неизменным. В то же время в пределах последних сохраняется устойчивое различие в формациях. Юго-восточная часть синклинория представляет собой область погружения, а северо-западная часть≈область относительного поднятия, в которой накапливались в целом более грубообломочные отложения, по сравнению с областью погружения. Все это позволило А. И. Бурдэ и В. К. Мостовому считать области погружения и относительного поднятия в пределах Главного синклинория отдельными структурно-формационными зонами. В районе ими выделяются Кемская и Большеуссурская зоны (фиг. 12). Граница между ними располагается почти по прямой линии от вершины р. Журавлевки до устья р. Бол. Южной и через бассейны рек Лагерной и Обильной к вершине р. Кемы. Вдоль почти всей этой полосы имеется серия разрывных нарушений, к ней приурочен гравитационный ⌠уступ■. Отмеченные явления позволяют считать границу Кемской и Большеуссурской зон глубинным разломом, который Ю. Н. Размахнин назвал Колумбинским.

Кемская структурно-формационная зона ≈ область погружения, охватывающая полосу распространения готерив-альбских отложений между реками Бол. Уссуркой и Кемой. Складчатые структуры представлены описанными выше крупными линейными складками. Все крупные складки характеризуются равным развитием синклинальных и антиклинальных структур, с выдержанным простиранием и наклоном осевых поверхностей складок. Среди мелких складок преобладают узкие прямые складки, реже имеются изоклинальные, наклонные и опрокинутые. Некоторые складки, по-видимому, являются коробчатыми. Шарниры мелких складок в большинстве случаев близки к горизонтальным и только в отдельных случаях круто погружаются или воздымаются. Ширина мелких складок не превышает 20≈30 м, протяженность ≈ 300≈400 м. В песчаных породах складки менее интенсивны, а в алевритовых породах повсеместно развиты узкие наклонные складки. Для толщ, сложенных алевролитами, иногда отмечается (А. И. Бурдэ и др.) увеличение мощности слоев в замках складок, а для песчаных ≈ более типично сохранение мощности слоев в определенных пределах независимо от положения в складчатой структуре. В связи с этим складчатость алевролитов по типу приближается к подобной, а в песчаниках ≈ к концентрической. Для мелких складок (с размахом крыльев 50≈100 м) наиболее характерны складки раздавливания, в которых ⌠некомпетентные■ слои растянуты и образуют линзовидные прослои. Складки волочения развиты в слоистых толщах довольно широко. В этом случае ⌠компетентные■ слои имеют сложный складчатый рисунок. В целом складчатая структура Кемской зоны, по представлениям многих исследователей (В. К. Мостовой, Ю. Н. Размахнин, А. И. Бурдэ и др.) приближается к веерообразной. В северо-западной части зоны складки характеризуются слабым опрокидыванием на север, а в юго-восточной ≈ на юг, причем в обоих случаях опрокидывание происходит в сторону участков с меньшей подвижностью (Большеуссурская зона и Прибрежный антиклинорий).



    ( Лучшее разрешение:)  Фиг.12. (Файл jpeg, 40 kb, 433x469)

Фиг. 12. Тектоническая схема центральной части Главного синклинория (составил В. В. Ветренников но материалам А. И. Бурдэ и XXXII тома ⌠Геологии СССР■ с дополнениями)

Структурно-формационные зоны: 1≈ Большеуссурская; 2 ≈ Кемская; 3≈Прибрежный антиклинорий; 4≈Главный антиклинорий; 5≈границы структурно-формационных подзон; 6≈разломы; 7 антиклинали; 8≈ синклинали. Структурно-формационные подзоны: А≈Верхнекемская, Б≈Лысогорская, В≈Серединская, Г≈Лаулинская, Д≈Арминская, Е≈ Дальнинская, Ж≈Валинкуйская, З≈Бикинская; разломы: I≈ Центральный, II≈Колумбинский, III≈Прибрежный, IV≈Серебрянский, V≈Таежнинский, VI≈Тигринский, VII≈Бикинский; антиклинали: 1≈ Холмогорская, 2 ≈ Глухоманская, 3 ≈ Серокаменская, 4≈Обилинская; синклинали: 5≈Краевая, 6≈Среднекемская, 7 ≈ Иртышская, 8 ≈ Верхнеджигитовская, 9 ≈ Незнамовская, 10 ≈ Березовская.  



Кемская структурно-формационная зона нами разделяется на 3 подзоны: Верхнекемскую, Серединскую и Лысогорскую. Верхнекемская подзона занимает северо-восточную часть полосы распространения готерив-альбских отложений и сложена в основном наиболее мощной флишево-вулканогенной андезитовой формацией готерив-альба. Середииская подзона располагается в юго-западной части Кемской зоны и сложена менее мощными, в целом относительно крупнообломочными готерив-альбскими и берриас-валанжинскими отложениями терригенной формации. Лысогорская подзона разграничивает указанные выше подзоны. В ее пределах происходит уменьшение мощности отложений, отсутствуют проявления вулканизма и исчезает флишевый характер ритмичности отложений. Большое значение приобретают крупнообломочные отложения формации полимиктовых песчаников позднего альба. Исчезают берриас-валанжинские терригенные отложения. Простирания складчатых структур в пределах подзоны изменяются от северо-восточных до субширотных. Сказанное позволяет рассматривать подзону как поднятие, существовавшее с готерива и разделявшее области относительного погружения Верхнекемской и Серединской подзон. С юга она граничит с Серединской подзоной по выделенному нами (1965) Серебрянскому разлому, а с севера ≈ с Верхнекемской подзоной по Таежнинскому разлому.

Большеуссурская структурно-формациониая зона≈область относительного поднятия в течение мелового периода, сформировавшаяся, вероятно, в конце юрского периода. Она представлена полосой распространения юрских, берриас-валанжинских и сеноман-туронских отложений в бассейнах среднего течения рек Бол. Уссурки и Арму. В ее пределах развиты описанные выше складчатые структуры: Обилинская и Серокаменская антиклинали, Незнамовская и Березовская синклинали. Приподнятое положение зоны предопределило наибольшее развитие антиклинальных структур. Синклинали занимают, как указывалось выше, меньшую площадь, расширяясь на северо-восток и юго-запад. Для складок характерны различные углы наклона осевых поверхностей и присутствие брахиформных структур. Внутри Большеуссурской зоны отмечаются некоторые особенности, позволяющие дополнительно разделить ее на несколько частей. Уже отмечалось, что имеется две фации валанжина: более и менее грубообломочные. По их расположению внутри Большеуссурской зоны (А. И. Бурдэ) выделяются две подзоны. Внешняя подзона, расположенная вблизи Центрального структурного шва, характеризуется развитием в основании валанжина толщ с гравелитами и конгломератами и переслаиванием алевролитов и песчаников в верхней части. Внутренняя подзона, расположенная в средней части прогиба, к северу от широты г. Глухоманка, характеризуется наличием в основании валанжина песчаниковых, а в верхней части почти чисто алевролитовых толщ. Эти подзоны А. И. Бурдэ предложил именовать соответственно Лаулинской и Арминской. Граница между этими подзонами в южной части имеет северо-восточное направление, а вблизи устья р. Арму поворачивает к востоку, приобретая почти широтное направление. В этом же направлении изменяется ориентировка и складчатых структур. К северу от этой границы за пределами района в бассейне р. Дальней широким распространением пользуются своеобразные, фаунистически доказанные верхнепермские и предположительно триасовые кремнисто-терригенные толщи, а в бассейне левых притоков р. Бикина ≈ конгломератовая толща юры. Выше с угловым несогласием залегают валанжин и готерив-альбские терригенные отложения с фауной. Кремнисто-терригенные толщи бассейна р. Дальней с юга ограничиваются выделенным Г. Г. Марченко Тигринским разломом, а к северо-востоку они постепенно погружаются под более молодые породы. Это погружение подчеркивается небольшими разломами, развитыми вдоль долины верхнего течения р. Дальней, уменьшением величины углового несогласия в основании валанжинских отложений и исчезновением его в южном направлении. На основании этих данных можно считать, что в северо-западной части Большеуссурской зоны в бассейне р. Дальней располагается ограниченная с юга Тигринским разрывом жесткая структура, которая известна в литературе под названием Дольнинского блока. Южный край последнего являлся упором при складчатости и вызвал поворот их от нормального северо-восточного простирания до субширотного.

Северо-восточная часть Бюльшеуссурской зоны, как отмечалось ранее, характеризуется появлением грубообломочных толщ в юре, то есть она уже в то время являлась областью поднятия. В связи с этим А. И. Бурдэ выделяет ее в качестве особой Валинкуйской подзоны раннего поднятия.
 

ПРИБРЕЖНЫЙ АНТИКЛИНОРИЙ
 

Прибрежный антиклинорий расположен на побережье Японского моря, к юго-востоку от Главного синклинория, от которого отделяется Прибрежным швом. Он занимает полосу интенсивного повышения аномалий силы тяжести в сторону моря. Магнитное поле также образует полосу более или менее интенсивных положительных аномалий северо-восточного направления.

Антиклинорий сложен верхнепалеозойскими и мезозойскими, преимущественно морскими геосинклинальными отложениями. На рассматриваемой территории они представлены породами юрского и мелового возраста, обнажающимися на отдельных небольших (до 40км2), изолированных друг от друга участках. На большей же части территории они перекрыты верхнемеловыми вулканогенными образованиями. Породы антиклинория обнажаются на правобережье р. Черемуховой в районе пос. Черемшаны, на левобережье р. Джигитовки в районе пос. Золотая Поляна и на берегу Японского моря вблизи озер Благодатного и Духовского. Малая площадь участков выхода на дневную поверхность пород антиклинория не позволяет наблюдать крупных структур. Видны лишь отдельные их фрагменты и небольшие крутые сжатые складки, которые, в свою очередь, разбиты системой разрывов на многочисленные более мелкие блоки, что сильно ограничивает и без того скудные сведения о складчатых структурах антиклинория. Ниже в качестве примера описываются фрагменты складчатых структур в пределах блока на правобережье р.Черемуховой.

На правобережье р. Черемуховой наблюдается фрагмент крупной антиклинальной складки. Она вытягивается в северо-восточном направлении на 7 км, но истинные размеры ее не ясны, так как она оборвана разрывными нарушениями. Ядро складки сложено нижней пачкой берриас-валанжинских отложений. На него наложена конкордантная синклиналь, образованная вулканогенно-осадочными отложениями петрозуевской свиты сеноман-туронского возраста. Ядро прорвано также конкордантным интрузивом гранит-порфиров, располагающимся в осевой части складки. Крылья антиклинали сложены средней и верхней пачками берриас-валанжинских отложений. Они разбиты многочисленными разрывами на систему мелких блоков. Северо-западное крыло антиклинали осложнено синклинальной складкой. Ядро последней сложено породами средней пачки, крылья ≈ породами нижней пачки берриас-валанжинских отложений, наклоненными более круто (60≈80°) на юго-восточном крыле, чем на северо-западном (40≈70°).

В целом, обобщая данные по отдельным блокам, можно говорить, что для антиклинория характерны геосинклинальные складчатые деформации, возникшие в условиях общего сжатия, перпендикулярного антиклинорию, что подтверждается морфологией отдельных складок (крутые, сжатые) и отсутствием изменений мощностей на крыльях.

 

ВОСТОЧНО-СИХОТЭ-АЛИНСКИЙ ВУЛКАНИЧЕСКИЙ ПОЯС

Восточно-Сихотэ-Алинский вулканический пояс расположен на побережье Японского моря и залегает на фундаменте, принадлежащем Прибрежному антиклинорию и Главному синклинорию Сихотэ-Алиня. На рассматриваемой территории представлен лишь небольшой отрезок этой крупной структуры, протягивающейся вдоль берега Японского моря и Татарского пролива от м. Островного до Охотского моря на расстояние около 1500 км при ширине до 100 км. Пояс характеризуется высокими гравитационными и магнитными аномалиями, отражающими его особое геотектоническое положение в зоне сочленения таких крупных структур Азиатского континента и прилегающих участков Тихого океана, как Сихотэ-Алинская область мезозойской складчатости и прогиб северной части Японского моря. В его строении участвуют кислые, средние и основные породы верхнемеловых вулкано-плутонических формаций и кайнозойской вулканической базальтоидной формации.

В пределах описываемого района пояс отличается очень сложным строением, обусловленным не только пестротой петрографического и петрохимического состава пород, разнообразием структур и многократными разрывными дислокациями, но и его тектонической позицией, которую можно видеть при рассмотрении взаимоотношения пояса с фундаментом.

Фундамент вулканического пояса представлен комплексом геосинклинальных формаций и раннеорогенной молассоидной формацией. Последняя развита локально и отделена от геосинклинального комплекса поверхностью резкого углового несогласия, имея то же северо-восточное простирание, что и простирание нижней складчатости. Вулканогенные образования пояса согласно залегают на раннеорогенных молассоидных отложениях и в целом одинаково дислоцированы: те и другие смяты в брахиформные сладки с углами падения крыльев 30≈15°. Однако чаще всего породы молассоидной формации, в связи с локальностью их развития, в разрезе отсутствуют. В таких местах вулканогенные образования с угловым несогласием залегают на складчатом геосинклинальном комплексе.

Участвующие в строении пояса вулкано-плутонические формации гранитоидно-порфирового ряда имеют общее северо-восточное простирание. Базальтоидная формация, развитая в основном к северу от района, образует эффузивную полосу субмеридионального простирания. Породы гранитоидно-порфирового формационного ряда и базальтоидной формации в различной степени дислоцированы и имеют разные структурные формы: для первых характерны умеренная дислоцированность с углами наклона крыльев складок 30≈15° и вулкано-тектонические структуры; для вторых ≈ слабое коробление (с углами наклона менее 15°) и вулканические структуры. Между теми и другими отмечается угловое несогласие и перерыв в вулканической деятельности, устанавливаемый по выпадению из разреза вулканогенных образований палеоценового возраста. Сказанное позволило В. В. Ветренникову (1973) выделить внутри пояса два структурных яруса: нижний, сложенный вулканитами гранитоидно-порфирового формационного ряда, и верхний, представленный вулканитами базальтоидной формации.

Общее простирание нижнего структурного яруса совпадает с простиранием структурно-формационных зон фундамента. Известное впечатление дискордантности создают складки Главного синклинория, которые под острым углом подходят к поясу, а также поперечные раздувы пояса (в районе Лысогорской и Дальнинской подзон). Однако дискордантность эта является кажущейся, так как направление осей складок не совпадает с простиранием самого синклинория *, а раздувы пояса являются лишь частичными отклонениями от генерального северо-восточного простирания формаций нижнего структурного яруса пояса. Поэтому можно говорить об общей конкордантности структурного плана последнего со структурным планом фундамента. Конкордантность хорошо видна также при рассмотрении структурной позиции некоторых вулканогенных толщ, в частности петрозуевской и черемуховской свит, которые на правобережье р. Черемуховой слагают вулканический покров, развивающийся по структурному плану фундамента, не изменяя своего простирания (фиг. 13). Общая конкордантность структурного плана нижнего яруса пояса определяется северо-восточными глубинными разломами, такими как Прибрежный шов и его оперения и Колумбийский разлом. К ним приурочены лавовые покровы и вулкано-тектонические структуры. Раздувы пояса связаны со скрытыми системами поперечных глубинных разломов, выделяемыми многими исследователями (Изох, 1966; Фаворская, 1968; Волчанская и др., 1971; Ветренников, 1966, 1968, и др.). Эти разломы являются разломами древнего заложения (например, Прибрежный шов был заложен где-то в позднем палеозое, Берсенев, 1969), существовавшими в геосинклинальный период и в свое время определившими ход развития геосинклинальных зон Главного синклинория и Прибрежного антиклинория, а на этапе развития вулканического пояса игравшими роль магмоподводящих зон. Продолжающаяся жизнь этих разломов отражает преемственность в развитии структур фундамента и нижнего структурного яруса пояса. Эта преемственность нашла отражение в характере вертикального взаимоотношения вулканического пояса и складчатого фундамента. Последнее в обобщенном вертикальном разрезе представляется следующим (снизу вверх): складчатый геосинклинальный комплекс ≈ поверхность резкого углового несогласия ≈ раннеорогенный молассоидный комплекс ≈ поверхность согласного залегания ≈ вулканический пояс (нижний структурный ярус). Преемственность в развитии складчатого геосинклинального комплекса и вулканического пояса осуществляется через раннеорогенный комплекс, который связан как с первым (формирование его являлось непосредственным продолжением формирования геосинклинальных зон), так и со вторым. Связь последних заключается в их согласном залегании и в том, что между наиболее древними образованиями пояса и отложениями paннeopoгенного комплекса нет сколько-нибудь крупного перерыва: сеноман-туронский возраст отложений (петрозуевская свита), с одной стороны, альбсеноманский (толща ручья Каменного), с другой. Перерывов (исключая локальные) не наблюдалось и при накоплении вулканических продуктов, слагающих нижний структурный ярус. Последние укладываются в непрерывный стратиграфический разрез: петрозуевская и черемуховская свиты сеноман-турона≈джигитовская и заболоченская толщи нижнего сенона≈пластунская, скрытнинская, куруминская и солонцовская толщи верхнего сенона-дания≈кедровская толща дания.

 



* Явление несовпадения направления складок и простирания самого синклинория И. И. Берсенев (1969) объясняет действовавшими в то время тангенциальными напряжениями, направление которых не было перпендикулярно простиранию геосинклинальной системы.




    ( Лучшее разрешение:)  Фиг.13. (Файл jpeg, 49 kb, 625x314)

Фиг. 13. Конкордантность структурных планов вулканогенных образований пояса (петрозуевской и черемуховской свит) и фундамента. Геологическая карта правобережья р. Черемуховой.

1≈андезитовые порфириты чсремуховскои свиты; 2≈туффиты, туфы среднего и кислого состава петрозуевской свиты; валанжинские отложения: 3≈песчаники, 4≈алевролиты и алевропесчаники; 5≈гранит-порфиры, 6≈дайки андезито-базальтов и андезитов; 7≈местонахождения   ископаемой флоры (а) и фауны (б); 8≈разрывы. 



 

Все сказанное выше позволило автору (1973) определить тектоническую позицию нижнего структурного яруса вулканического пояса как унаследованную по отношению к фундаменту.

Верхний структурный ярус пояса имеет, как указывалось выше, общее субмеридиональное простирание, которое дискордантно простиранию складчатости фундамента. Несогласованность со структурным планом фундамента показывает, что верхний структурный ярус пояса является наложенным образованием.

Унаследованный характер нижнего и наложенный характер верхнего структурных ярусов позволяет рассматривать тектоническую позицию вулканического пояса в целом как унаследованно-наложенную.

Главными элементами внутренней структуры пояса являются вулкано-тектонические, вулканические и разрывные структуры (фиг. 14).

Наиболее характерными для пояса являются вулкано-тектонические структуры, которые можно определить как парагенез вулканических и тектонических форм. До недавнего времени господствовало представление о структурах пояса как обычных брахискладках или блюдцеобразных мульдах (Салун, 1963, и др.). Однако при детальном изучении вулканогенных образований было установлено, что основным фактором, определяющим внутреннюю структуру пояса, является не брахиформный характер дислокаций, а взаимодействие тектонических и местных вулканических процессов. Впервые к такому выводу пришел автор (l963) при изучении Пластунской депрессии ≈ первой, выделенной в Приморье вулкано-тектонической структуры, и И. И. Берсенев (1969), обративший внимание на тот факт, что скважины глубиной до 1200 м, заданные вблизи контакта эффузивов с фундаментом, не выходили из толщи вулканогенных пород.

На рассматриваемой территории широко распространены вулкано-тектонические опускания и поднятия. Первые представлены кальдерами обрушения и вулкано-тектоническими проседаниями, вторые ≈ остаточными горстами и поднятиями над интрузиями. Ниже приводится описание вулкано-тектонических структур.

ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ОПУСКАНИЯ

Кальдеры обрушения ≈ наиболее распространенные структуры, представленные собственно кальдерами (Пластунская, Озерковская, Куруминская, Егоровская, Колумбийская, Лагернореченская) и обрушенными вулканическими конусами (Кедровский, Базовский).



     ( Лучшее разрешение:)  Фиг.14. (Файл jpeg, 96 kb, 675x906)

Фиг. 14. Тектоническая схема центральной части Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса.

I≈Восточно-Сихотэ-Алинский вулканический пояс; 2≈вулкано-тектонические опускания; 3≈вулкано-тектонические поднятия; 4≈складчатые структуры Главного синклинория;   5≈разломы; 6≈границы вулкано-тектонических структур.   Кальдеры:   1≈Пластунская, 2-Озерковская, 3≈Куруминская, 4≈Егоровская, 5≈Колумбинская, 6≈Лагернореченская, 7≈Серебрянская, 8≈Солонцовская; обрушенные вулканические конусы: 9≈Кедровский, 10≈Иртышский; палеовулканы:   11≈Тернейский, 12≈Лысогорский,   13≈Большеюжнинский, 14≈Максимовский, 15≈Высокогорский, 16≈Сормовский; 17≈ Тернейско-Кемское вулканическое поле; поднятия над интрузиями: 18--Захаровское, 19≈Евлампиевское, 20≈Духовское; остаточные поднятия: 21≈Аликовское, 22≈Водораздельное, 23≈Кемское, 24≈Большеюжнинское, 25 ≈ Верхнеджигитовское; вулкано-тектонические структуры II порядка: А≈Филаретовская кальдера, Б≈Осиновский палеовулкан, В≈Брусничногорский палеовулкан; горсты: Г≈Артцевский, Д≈Каменский, Е≈Золотополянский; разломы: I≈Прибрежный, II≈Черемшанский, III≈Колумбинский,    IV≈Серебрянский, V ≈ Таежнинский.  



 

П л а с т у н с к а я   ф е с т о н и р о в а н н а я    к а л ь д е р а   расположена на правобережье р. Джигитовки. Граница ее проходит по долинам рек Джигитовки и Черемуховой и по водоразделу р. Шептун и ручья Артцевского. На востоке она в большей части погружена под уровень Японского моря. В современном рельефе к внешнему краю структуры приурочены горные гряды с главными вершинами гор: Утесная (640 м), Староверский Сарафан (954,9 м), Сарафанная (965 м), Шептун (886 м). Параллельно им врезаны долины р. Джигитовки, ручья Артцевского и 2-го ключа. Внутренняя часть кальдеры представляет собой сильно расчлененное нагорье с абсолютными высотами 400≈500 м на западе и 200≈300 м на востоке. Гравитационное поле пластунской структуры является дифференцированным: северная часть характеризуется положительной, а южная ≈ отрицательной аномалиями силы тяжести интенсивностью соответственно 5≈10 и 10≈15 мгл. Магнитное поле структуры характеризуется знакопеременными значениями DТ, среди которых отмечаются положительные аномалии интенсивностью до 750 гамм в районе г. Ветродуй и ручья Третий Распадок. Фундамент кальдеры сложен породами черемуховской свиты и нижней пачки джигитовской толщи, выходящими по периферии структуры. Фундамент на северной и северо-западной периферии кальдеры представляет собой в основном покров порфиритов черемуховской свиты, образовавшийся, по-видимому, при трещинных извержениях. Фундамент, выходящий на восточной периферии кальдеры, состоит преимущественно из фельзитовидных туфов кварцевых порфиров нижней пачки джигитовской толщи. Последние слагают вытянутый вдоль берега моря покров, образованный деятельностью палеовулкана, одно из жерл которого обнажено в береговом обрыве моря в виде трубки взрыва Капустоловной поперечником около 50 м, сложенной крупнообломочной жерловой брекчией.

Описываемая структура состоит из основной кальдеры и осложняющих ее вулкано-тектонических и вулканических структур II порядка, распространенных в центральной части и по краям кальдеры, придающих им фестончатое строение. Основная кальдера сложена игнимбритами и туфами липаритовых порфиров средней и верхней пачек джигитовской толщи. На ее северо-западном склоне распространены туфы и игнимбриты простариковского и шептунского типов, образующие единое геологическое тело, нижние части которого сложены агломерато-псефитовыми туфами, средние ≈ игнимбритами, а верхние ≈ плохо спекшимися туфами липаритовых порфиров. К центральным частям этого тела приурочены шептунские игнимбриты, характеризующиеся высокой степенью сваривания материала. На юго-восточном склоне кальдеры распространены в основном игнимбриты пластунского типа, которые через зону промежуточных пород постепенно переходят вниз по разрезу в туфы липаритовых порфиров с постепенным увеличением в этом же направлении крупности пирокластического материала. Южный склон и центральная часть кальдеры сложены игнимбритами и туфами верхней пачки джигитовской толщи.

Туфы центральной части ≈ это агломерато-псефитовые ксенотуфы липаритовых порфиров, представляющие собой, по-видимому, околократерную и кратерную брекчии, содержащие большое количество обломков ⌠чуждых■ пород≈песчаников, алевролитов, иногда порфиритов. В центральной части кальдеры располагается описанный выше Ветродуйский экструзив, выполняющий выводной канал вулкана и отмеченный положительной магнитной аномалией DТ интенсивностью до 750 гамм.

Тектоническая структура кальдеры представляет собой брахисинклиналь северо-восточного простирания со ступенчатым строением как по длинной, так и по короткой осям, в связи с наличием многочисленных нарушений. Структура асимметрична: ее северо-западное крыло наклонено под углами 16≈30°, юго-восточное≈30≈35°. Асимметрия структуры обусловлена различными мощностями пород на крыльях при выклинивании на юго-восток черемуховской свиты. Ядро синклинали расположено в районе сопки Лысый Дед и обрисовывается горизонтом фельзитовидных туфов кварцевых порфиров, неоднократно разорванным и смешанным многочисленными разрывами.

С кальдерой генетически связаны два дугообразных разлома с центром на месте Ветродуйского экструзива. Внешний из них, примерно совпадающий с материковой границей кальдеры, с амплитудой вертикального перемещения на юго-западном отрезке 400≈600 м, протягивается от берега Японского моря через верховья р. Кедровки в бассейн р. Черемуховой и далее по долине р. Джигитовки.

Внутренний, Лудево-Утеснинский разлом имеет вид дуги радиусом около 13 км, обращенной выпуклостью на северо-запад; южная его часть уходит под аллювий р. Малая Лудевая, а северная≈под аллювий р. Джигитовки; представляет сбросы с различной амплитудой (перемещений на разных отрезках: на северо-западном отрезке≈около 1600 м, на юго-западном≈около 650 м.

Более молодые структуры II порядка представлены Филаретовской кальдерой, Брусничногорским вулканическим конусом, Якубовским и Осиновским палеовулканами. Наиболее крупной является Филаретовская кальдера, наложенная на восточный край структуры. Она сложена породами пластунской толщи, которые во многих местах уничтожены эрозией, обнажившей множество экструзивных тел (подводящих каналов). Нижняя часть толщи состоит из туфов и игнимбритов дацитов, а также туфогенно-осадочных пород с флорой верхнего сенона-дания; верхняя образована преимущественно лавами андезитов. Границу кальдеры определяет Пластунский дугообразный разлом, проходящий через г. Джигитскую, верховье р. Ветродуй и по долине ручья Первый Распадок. В плане он имеет вид дуги радиусом коло 9 км, обращенной выпуклостью на северо-запад. Разлом представляет собой кальдерный сброс с амплитудой по северному отрезку около 250 м, по северо-западному≈не менее 400 м. В центральной части Филаретовской кальдеры располагается вытянутый в северо-западном направлении одноименный экструзив площадью 6 км2, сложенный андезитоидными дацитами, большей частью обеленными, и участками, превращенными во вторичные кварциты. На восточном склоне его сохранилась отпрепарированная трубка взрыва в виде скалы высотой более 50 м, поперечником около 100 м, представленная гидротермально измененной жерловой брекчией. Вокруг Филаретовского экструзива с удалением от него на 3≈7 км располагается целый ряд более мелких, описанных в главе IV, экструзивов.

Экструзивы и некки, по-видимому, являлись корнями одного многоканального вулкана, центральное жерло которого располагалось на месте Филаретовского экструзива. Подтверждением этого служит центральное положение его относительно выходов пород пластунской толщи и других экструзивных тел, интенсивное ⌠отбеливание■ слагающих пород и относительно большие размеры.

Брусничногорский вулканический конус расположен в районе г. Брусничной (водораздел р. Шептун и ручья Артцевского) и накладывается на западный край Пластунской кальдеры. Он имеет субовальную форму и занимает площадь около 40 км2. Наивысшие гипсометрические отметки (887,9; 904,9) располагаются в центральной части конуса. Магнитное поле его характеризуется положительными значениями DТ до 250 гамм, на фоне которых в районе г. Брусничной четко выделяется меридиональная отрицательная аномалия (площадь около 1 км2) интенсивностью до 250 гамм. Фундаментом палеовулкана являются вулканиты джигитовской и пластунской толщ. Последняя обнажается в западной части структуры в обоих бортах ручья Артцевского. Вулканический конус сложен сенон-датской толщей туфов и игнимбритов, биотитовых липаритов (аналог куруминской толщи), образующей покров. Нижняя часть покрова состоит из псефитовых и агломератовых туфов липаритов, а верхняя ≈ из игнимбритов липаритов. Выводной канал вулканической постройки перекрыт игнимбритами липаритов и располагается, по-видимому, в районе г. Брусничной на месте отмеченной выше отрицательной магнитной аномалии.

Якубовский палеовулкан сложен толщей туфов сиреневато-серых липаритов (аналог кедровской толщи) датского возраста. В настоящее время от него сохранились небольшой покров липаритов и жерловина поперечником 500 м, обнажающаяся в береговых обрывах Японского моря, южнее мыса Якубовского. Жерловина сложена грубыми агломератовыми туфами с глыбами липаритов до 10 м в поперечнике. Кроме липаритов в глыбах встречаются также игнимбриты джигитовской толщи. Заполнителем служит более мелкий обломочный материал кислого состава, частично разложенный, и частично спекшийся. Нередко в них наблюдаются грибообразной формы красно-бурые участки, побурение которых вызвано, по-видимому, окислением в результате циркуляции горячих газов.

Осиновский палеовулкан расположен в верховьях ручья Осинового и р. Корейки (примерно в центральной части Пластунской кальдеры). Это небольшой лавовый вулкан, сложенный андезито-базальтами эоценового (?) возраста. К юго-западу от него, тяготея к Пластунскому дугообразному разлому, наблюдается несколько экструзивных тел андезито-базальтов.

Пластунская фестонированная кальдера в основных своих чертах была сформирована в сеноне в джигитовское время в результате крупных эксплозивных извержений из магмовыводящего канала, располагавшегося на месте Ветродуйского экструзива. Извержения, относящиеся, по-видимому, к катмайскому типу, характеризовались образованием мощных пирокластических туч, из которых был сформирован игнимбритовый покров. Строение игнимбритового покрова говорит о том, что было два, следовавших друг за другом, взрыва, зафиксированных в средней и верхней пачках джигитовской толщи. При взрывах более крупные и тяжелые обломки оказывались в нижних частях пирокластических потоков, где из-за температурного воздействия подстилающих пород материал остался не спекшимся. Спекание его увеличивалось к центральным частям потоков и уменьшалось к верхним из-за охлаждаемого воздействия атмосферы. При первом взрыве, сформировавшем среднюю пачку джигитовской толщи, существовало, по-видимому, два пепловых потока: из одного образовались пластунские, а из другого ≈ простариковские и шептунские игнимбриты. Второй взрыв, вероятно, был направлен на юг, ибо породы верхней пачки джигитовской толщи распространены в основном южнее кратера. Заключительной фазой взрыва был выброс грубого материала, зафиксированного в верхах толщи. Деятельность вулкана, если судить по отсутствию перерывов в накоплении вулканических продуктов, была кратковременной. Ее можно рассматривать как практически одноактное (в геологическом масштабе) извержение, при котором было выброшено около 600 км3 пирокластического материала. Громадный, локально распределенный объем выбросов и образование в связи с выбросами пустот в магматическом очаге способствовали опусканию вулканической постройки и ее фундамента. Опускание осуществлялось по падающим внутрь сбросам, как по ранее заложенным, так и по вновь возникшим, располагавшимся концентрически относительно центра извержений и образовавшим систему дугообразных разломов. В результате возникла большая основная кальдера. На ее краях в позднесеноманско-датское время действовали вулканы, которые расширили кальдеру. Деятельность одного из них≈Филаретовского вулкана была близка на первых этапах извержениям плинианского типа, в результате которых отложилась мощная толща игнимбритов и туфов, а на конечных этапах ≈ извержениям стромболианского типа, ознаменовавшимся сравнительно спокойными излияниями андезитовых лав. Извержения сопровождались обрушением вулканической постройки и образованием кальдеры, которая была наложена на основную кальдеру. Позднее последняя была расширена на запад благодаря деятельности Брусничногорского вулканического конуса. В дании накапливалась толща сиреневато-серых липаритов в результате деятельности Якубовского палеовулкана. Окончательное оформление Пластунской фестонированной кальдеры произошло в эоцене, когда произошли излияния базальтов и андезито-базальтов Осиновского палеовулкана.

О з е р к о в с к а я   к а л ь д е р а    расположена па левобережье р. Черемуховой в бассейне кл. Озерковского и в верховьях кл. Евлампиевского. Она имеет округлую форму поперечником 6 км; площадь ее около 25 км2. Гравитационное поле кальдеры характеризуется локальной аномалией силы тяжести, отмечающейся понижением значении Dg.

Магнитное поле этой кальдеры положительное, напряженностью до 200 гамм. Кальдера сложена верхнесенонско-датскими вулканитами пластунской толщи, представляющими собой сложный комплекс грубопирокластических и туфогенно-осадочных пород (нижняя пачка) и игнимбритов липарито-дацитов (верхняя пачка) и залегающими выше вулканитами толщи туфов и игнимбритов биотитовых липаритов, образующими небольшие покровы в центральной части структуры. Фундамент кальдеры представлен нижнесенонскими туфами липаритовых порфиров джигитовской толщи, обнажающейся в отдельных блоках внутри и по периферии структуры. Слагающие кальдеру породы смяты в мелкие складки с пологими (10≈30°) крыльями. Они прорваны многочисленными, равномерно распределенными по всей площади экструзивами андезито-дацитов и андезитов, которые на глубине, по-видимому, объединяются в общий подводящий канал где-то в пределах положительной магнитной аномалии в бассейне ручьев Крутого и Солнечного. Наиболее интенсивно проявлены дизъюнктивные дислокации, образующие сложную систему типа структур ⌠разбитой тарелки■. В ней выделяются периферические разрывы, субконцентрически окружающие кальдеру, и ⌠внутренние■ разрывы, обусловливающие блоковое строение структуры. Периферические разрывы представлены отдельными короткими нарушениями. В юго-восточной части кальдеры они смыкаются с зоной регионального Черемшанского разлома, в юго-западной≈с Кедровской кольцевой системой разрывов; в восточной части кальдеры они представлены короткими субмеридиональными, а в северной ≈ субширотными трещинами. Это маломощные (до 2 м) крутонаклонные (до 80°) минерализованные, иногда оруденелые зоны интенсивной трещиноватости и дробления. Трещины тонкие (1≈3 мм), залечены кварцем и хлоритом, в пустотах развиваются друзы кварца. ⌠Внутренние■ разрывы имеют северо-западное, меридиональное и реже субширотное простирание. Северо-западные нарушения (длиной до 1,5 км) представлены интенсивно дробленными, обохренными лимонитизированными породами с часто встречающимися щетками и жилами кварца, с крутым (60≈70°) падением на юго-запад и северо-восток, мощностью до 2 м. К ним приурочены известные оловорудные зоны по кл. Озерковскому и кл. Евлампиевскому. Меридиональные разрывы представлены прожилковыми кварц-хлоритовыми зонами мощностью до 4 м, наклоненными на запад под углами 60≈80° нередко с полиметаллической минерализацией. Кварцевые и хлоритовые прожилки (мощностью соответственно до 50 мм и до 1 мм) образуют серию сближенных прожилков с расстоянием между ними 5≈20 мм. Отмечаются также трещины, заполненные бурой глиной мощностью 10≈15 см. Субширотные разрывы≈ это зоны дробления мощностью до 2,5 м с крутым (80≈85°) падением на юг, обычно не минерализованные.

В истории развития структуры выделяется первый (главный) этап, характеризующийся выбросами большой массы пирокластики умеренно-кислого состава пластунской толщи, сформировавшей вулканический конус. Извержения сопровождались оседанием вулканической постройки по периферическим разрывам с растрескиванием ее на многочисленные ⌠внутренние■ трещины. В результате возникла кальдера обрушения. В следующий этап происходили извержения пирокластических продуктов толщи туфов биотитовых липаритов с дальнейшим оседанием структуры. В конечный этап внедрились экструзии андезито-дацитов и андезитов и была проявлена интенсивная поствулканическая фумарольно-гидротермальная деятельность, приведшая к пропилитизации, гидротермальным и метасоматическим изменениям пород. С фумарольно-гидротермальной деятельностью, по-видимому, связана также оловорудная минерализация.

К у р у м и н с к а я    к а л ь д е р а    расположена в бассейнах рек Курумы, Бол. Лиановой и Куналейки. Она занимает площадь около 700 км2 в виде овала, ограниченного с севера, запада и юга блоками нижнемеловых осадочных пород, с востока ≈ подковообразным Тернейским интрузивом. Кальдера сложена верхнесенонско-датскими породами куруминской толщи, смятыми в асимметричную грабен-брахисинклиналь с падением крыльев под углом до 20° к центру структуры. Западный борт структуры более пологий и примерно вдвое шире восточного. Он осложнен дополнительной синклинальной складкой, ядро которой образовано породами третьей пачки куруминской толщи. Наиболее погруженная часть кальдеры несколько смещена к востоку и имеет меридиональное простирание. Она имеет форму слабо наклоненного на юг широкого желоба, выполненного лавами липарито-дацитов верхней пачки куруминской толщи. Угол наклона, вычисленный по разности гипсометрических уровней подошвы лавового покрова в северной и южной частях кальдеры, составляет приблизительно 3≈4°. По периферии кальдеры распространены различные по форме и размерам экструзивные тела липарито-дацитов. Здесь же наиболее развиты разрывные нарушения, которые образуют концентрическую систему трещин, располагающихся примерно параллельно бортам кальдеры. Эти разломы определяют расположение в пространстве субвулканических тел и интрузий. Полукольцевой контур западной части Тернейского массива, вероятно, также обусловлен разломом, обрамляющим восточный край Куруминской кальдеры. Экструзивные тела образуют своеобразную полукольцевую структуру, возникшую вдоль разломов, протягивающихся параллельно западному борту кальдеры и ограничивающих ее северный край. Кроме концентрических разломов в кальдере наблюдаются разрывы, радиально сходящиеся к центру структуры. Как кольцевые, так и радиальные трещины образуют в совокупности единую систему, возникшую в связи с образованием описываемой структуры.

При формировании Куруминской кальдеры центр извержений, с которым связано образование породы куруминской толщи, располагался примерно в средней части структуры на месте Жадонкского субвулканического интрузива гранит-порфиров, по-видимому являющегося кратерным массивом. Судя по форме интрузива, магмовыводящий канал вулкана представлял меридиональную трещину длиной около 7 км, а сам вулкан, по-видимому, принадлежал к вулканам линейного типа. Извержение сопровождалось образованием раскаленных туч, о чем свидетельствует широкое развитие игнимбритов.

Проседание кальдеры происходило как результат заполнения пространства, высвободившегося при извержениях. Оно привело к образованию системы концентрических и радиальных разломов, придавших структуре ступенчатое строение. Позднее магматические массы проникали по концентрической системе трещин, окаймляющих кальдеру, в результате чего возникла кольцевая цепь экструзивных тел и лавовых вулканов. Лучше всего сохранилась вулканическая постройка Верхне-Куруминского палеовулкана. Кратер его заполнен жерловой брекчией бурого цвета, экструзивными липарито-дацитами и флюидальными лавами липаритов. Кратеры остальных палеовулканов сильно эродированы, и от них сохранились только экструзивные тела. Лавовые потоки растекались от палеовулкана по древним ложбинам. От Семеновской подковообразной экструзии на юг распространялся на расстояние около 2 км поток липарито-дацитов. От палеовулкана Верхне-Куруминского в южном, а от палеовулкана Верблюд ≈ в юго-западном направлениях также стекали лавовые потоки, сливающиеся в один покров примерно в районе массива Жадонок.

Под действием веса выброшенных и излившихся продуктов снова возобновилось проседание Куруминской кальдеры по ранее заложенной системе разломов. Последняя явилась магмопроницаемой зоной для внедрения поздневерхнемеловых интрузий, благодаря чему кальдера была заключена в ⌠интрузивную оправу■.

Л а г е р н о р е ч е н с к а я   к а л ь д е р а    расположена в междуречье Обильная≈Лагерная≈Кема. В ее строении участвуют верхнесенонско-датские вулканиты, толщи туфов и лав дацитов и андезитов (аналог скрытнинской толщи) и толщи туфов биотитовых липаритов. Породы смяты в брахискладки, имеющие более или менее изометричную форму с отношением длины к ширине 1:1≈2:1 при размерах 5≈7 км в поперечнике. Крылья брахисинклиналей относительно крутые (до 25≈35°), а днища пологие (не круче 3≈5°), совпадающие с залеганием подошвы эффузивов. На крыльях брахисинклиналей развиваются разрывы, что еще более подчеркивает крутизну первых. Амплитуда смещения по этим разрывам колеблется от первых десятков метров до 300≈500 м.

Внутри кальдеры наблюдаются два горста: в бассейне кл. Мощного и в бассейнах р. Лагерной и кл. Кривого. Первый из них представляет участок осадочных пород среди вулканитов толщи туфов биотитовых липаритов, имеющей в плане грушевидную форму с вытянутым южным концом, который в вершине р. Лагерной соединяется с Кемским поднятием. В центральной части горста располагается интрузивный массив кл. Мощного. Края горста в бассейне кл. Мощного имеют ступенчатое строение, с опусканием отдельных блоков на 200≈ 300 м по субпараллельным разрывам.

Горст в бассейнах р. Лагерной и кл. Кривого располагается на границе Большеуссурской и Кемской зон. Он отмечается несколькими небольшими (0,5≈1 км2) ⌠окнами■ нижнемеловых осадочных пород среди вулканогенных образований кальдеры. ⌠Окна■ представляют собой поднятые по разрывам блоки фундамента. Тектонические разрывы имеют углы падения 30≈70° и представлены зонами дробленых и перетертых до милонитов пород. Вертикальная амплитуда перемещений по ним достигает 500≈1000 м. Блоки осадочных пород располагаются в виде цепочки северо-восточного простирания, протягивающейся от р. Лагерной до кл. Горного. На картах вертикальной составляющей магнитного поля эта цепочка отмечается в виде полосы небольших аномалий северо-восточного простирания, позволяющей считать, что внутри кальдеры существует поднятие северо-восточного простирания, шириной около 2 км и длиной 9≈10 км, которое представляет собой узкую горст-антиклиналь с крутыми (50≈60°) углами падения боковых поверхностей, сопровождающихся тектоническими разрывами.

Вулканические формы описываемой структуры в настоящее время не могут быть восстановлены в связи со слабой изученностью кальдеры. Местоположение вулканических центров можно предполагать в зоне, располагающейся на продолжении Колумбийского разлома.

Е г о р о в с к а я   к а л ь д е р а   располагается вдоль берега Японского моря от б. Голубичной на севере до б. Джигит на юге. Большая часть структуры погружена под уровень моря. С запада она ограничена Тернейским гранитоидным массивом, на юге≈долиной р. Джигитовки и б. Джигит. Кальдера сложена нижнесенонскими и верхнесенонско-датскими кислыми и умеренно-кислыми породами джигитовской и пластунской толщ. Породы джигитовской толщи в общем моноклинально падают на юго-восток под углами от 20 до 50°. Они слагают часть сохранившегося на материке западного крыла кальдеры. Вулканический центр джигитовского времени располагался на м. Егорова. Он представлен экструзивным телом липаритов (Егоровский экструзив). Вулканическая деятельность пластунского времени приурочена к южному и северному краям структуры, где располагаются поля вулканитов пластунской толщи и связанные с ними экструзивные тела.

К о л у м б и й с к а я    к а л ь д е р а   занимает площадь около 300 км2 в верховьях р. Пещерной. Она представляет изометричное эффузивное поле, со всех сторон окруженное выходами меловых осадочных пород и ограниченное разрывными нарушениями. В строении его принимают участие верхнесенонско-датские туфы липаритов. Внутреннее строение кальдеры не изучено.

К е д р о в с к и й    о б р у ш е н н ы й    в у л к а н и ч е с к и й    к о н у с    занимает бассейны верхнего течения р. Черемуховой и ее левого притока ручья Кедровый Ключ. Структура в плане имеет округлую, слегка вытянутую в северо-восточном направлении форму поперечником около 15 км, площадью 200 км2. Она представляет собой чашеобразное углубление с абсолютными высотами: днища≈550≈650 м, краев≈до 1050 м. Гравитационное поле структуры образует локальную аномалию с довольно низкими значениями силы тяжести. Магнитное поле≈спокойное, напряженностью +-50 гамм. На таком фоне в центральной части структуры над Кедровским куполом истечения отмечается сложное по морфологии поле в виде множества небольших локальных минимумов и максимумов. Обрушенный вулканический конус сложен комплексом туфов, игнимбритов и игниспумитов липаритов кедровской толщи датского возраста, залегающих на разнородном фундаменте: более древних вулканитах и нижнемеловых осадочных отложениях. Низы комплекса представлены игнимбритами, которые выше сменяются псефитовыми и агломератовыми туфами и снова игнимбритами, верхняя часть≈ игниспумитами липаритов. Породы смяты в куполовидную антиклиналь с периклинальным залеганием пород под углом в среднем 30°. Антиклиналь имеет ступенчатое строение за счет многочисленных разрывных нарушений, развитых в основном на ее крыльях. Крылья сложены псефитовыми и агломератовыми туфами второй и игнимбритами липаритов третьей пачек, ядро≈ игнимбритами липаритов нижней пачки кедровской толщи. Ядро осложнено брахисинклиналью, выполненной игниспумитами липаритов верхней пачки.

Структура состоит из вулканического конуса, центрального кратера, периферических жерловин и кольцевой системы разрывов. Вулканический конус характеризуется периклинальным залеганием пород, образующих описанную выше куполовидную антиклиналь. Южная часть конуса занимает большую площадь, чем северная, за счет более широкого развития игнимбритов липаритов третьей пачки кедровской толщи. Центральный кратер представлен описанным в главе IV Кедровским куполом истечения, сложенным флюидальными липаритами и игниспумитами. По сосредоточению субвертикальных полос флюидальности намечается местоположение жерла (подводящего канала), которое располагается в восточной части купола истечения. Периферические жерловины наблюдаются в краевых частях конуса. Они сложены грубообломочными туфами и флюидальными лавами липаритов. Характерными являются разрывные нарушения, развитые в основном по периферии структуры. Они образуют кольцевую систему, состоящую из разнонаправленных прямолинейных и дугообразных разрывов, иногда пересекающих друг друга, но в целом образующих зону, в которой нарушения субконцентрически окружают вулкано-тектоническую структуру. Охарактеризуем ее по частям. Южная часть кольцевой системы разрывов представляет собой тектоническую зону мощностью до 200 м, состоящую из серии разрывов, отделяющих описываемую структуру от расположенного южнее Аликовского поднятия. Разрывы образуют ломаную линию, отражающую зубчатый характер сочленения структур. Они располагаются вблизи контакта вулканогенных и осадочных пород или следуют по их контакту. Разрывы представлены крутыми (до 80°), наклонными на север мощными (до 15 м) минерализованными зонами дробления. Юго-восточная и восточная части кольцевой системы разрывов представляют собой широкую (до 3,5 км) полосу нарушенных и осветленных пород, разбитых трещинами северо-восточного и субмеридионального направлений. Северо-восточная часть системы отмечается зоной серицитовых кварцитов, пронизанных крутопадающими (80≈85°) кварцевыми прожилками, поперечными к простиранию разлома. Западная и юго-западная части кольцевой системы совпадают с дайковой серией Черемшанского месторождения, которая составляет разломную зону шириной до 1 км, вмещающую оловорудные тела.

В истории развития Кедровского вулканического конуса выделяется 3 этапа. В первый этап произошло трехактное извержение больших масс пирокластического материала, образовавшего кедровскую толщу туфов и игнимбритов липаритов. Наиболее мощными были первый и третий акты извержений. Большая энергия взрывов привела к сильному раздроблению пирокластики с последующим спеканием и образованием игнимбритов. При втором извержении материал остался не спекшимся. Третий акт извержения имел характер направленного на юг взрыва, сформировавшего в южной части структуры игнимбриты третьей пачки. Вулканические продукты образовали крупный вулканический конус. Выброс большой массы пирокластического материала вызвал опускание постройки по кольцевой системе разрывов. Второй этап характеризуется внедрением последних порций газонасыщенной магмы в центральный кратер, образовавшей купол истечения, закупоривший жерло. В боковых частях обрушенного вулканического конуса возникли небольшие периферические жерловины. С этим этапом, по-видимому, была связана интенсивная поствулканическая гидротермальная деятельность, особенно сильно проявленная по периферии структуры в зоне кольцевой системы разрывов. Гидротермальная деятельность сопровождалась рудной минерализацией, образовавшей в отдельных случаях значительные концентрации руды. В третий этап породы были смяты в куполовидную антиклиналь и прорваны субвулканическими телами андезито-дацитов и альбитофиров. Завершили формирование структуры дайки базальтов, внедрившиеся в основном в зону кольцевой системы разрывов.

И р т ы ш с к и й   о б р у ш е н н ы й    в у л к а н и ч е с к и й    к о н у с   расположен на правобережье р. Бол. Уссурки, в междуречье рек Иртыша и Базовой. Он представляет ограниченную кольцевым разломом изометричную впадину диаметром 17≈18 км, площадью около 300 км2. В строении ее принимают участие верхнесенонско-датские породы иртышской толщи, в низах которой отмечается мощная толща эруптивных брекчий (ксенотуфов), содержащих большое количество обломков пород осадочного фундамента. Эти эффузивы слагают осложненную разрывными нарушениями изометричную куполовидную структуру с пологим слабоволнистым залеганием пород и углами падения до 10°. Эта структура представляет собой слабо эродированный вулканический конус с весьма простым внутренним строением. Кратер располагается в центральной части постройки, на месте экструзива г. Мечта. Лавовые потоки преобладают в верхних, прилегающих к кратеру (к г. Мечта) частях, тогда как район подножий сложен пирокластическими массами (ксенотуфы липаритов). Вулканический конус оконтурен кольцевым разломом. Последний оперяется несколькими небольшими разрывами, имеющими, однако, больший радиус. В результате создается ⌠вихреобразная■ система разрывных нарушений. Вдоль правого борта долины р. Бол. Уссурки выше устья р. Иртыша разлом имеет почти меридиональное направление при вертикальном или близком к нему падении. Вблизи устья р. Иртыша он меняет простирание до почти широтного при пологом падении на юг (35≈40°). От кл. Крутогорского и далее на восток простирание разлома постепенно переходит к северо-восточному, одновременно угол падения его становится круче и в приустьевой части кл. Иртышского ≈ вертикальным. В приустьевой части р. Иртыша к нему примыкает оперяющий разрыв, который отходит от кольцевого разлома на водоразделе р. Базовой и ручья Холодного. Почти на всем протяжении кольцевой разлом представлен различной мощности зонами дробления. В западной части разлома зона дробления (мощность 15 м) сложена круглыми и уплощенными глыбами туфов дацита (0,3≈0,8 м), ориентированными в вертикальной плоскости и размещенными в тонко-перетертой каолинизированной массе. В южной части разлом представлен мощной (до 50 м) зоной раздробленных песчаников и алевролитов с прожилками кварца, в зальбандах которых наблюдается вкрапленность сульфидов.

Формирование структуры началось с извержений, сопровождавшихся выбросами пеплово-глыбового материала с большим количеством обломков пород фундамента, образовавшего мощную толщу грубообломочных эруптивных брекчий. Последующие взрывы давали более тонкий материал, который местами спекался с образованием игнимбритов. Вулканические продукты сформировали вулканический конус. В конце извержений возник липаритовый экструзивный купол г. Мечта. Под тяжестью вулканитов происходило оседание центральных частей структуры по краевому кольцевому разлому, приведшее к обрушению вулканического конуса. Последний был разделен на блоки многочисленными разрывами, по которым происходили дифференциальные подвижки отдельных блоков.

Кроме кальдер обрушения среди вулкано-тектонических опусканий в районе имеется крупное вулкано-тектоническое проседание, занимающее около половины рассматриваемого отрезка вулканического пояса≈Т е р н е й с к о  -  К е м с к о е    в у л к а н и ч е с к о е   п о л е.  Эта структура расположена к северо-востоку от хр. Дальнего вдоль берега Японского моря в бассейнах рек Серебрянки, Таежной и Кемы до верховьев р. Максимовки (за пределами района), занимая площадь около 5000 км2. Северо-западная граница поля представлена разрывными нарушениями. В строении вулканического поля участвует мощный и сложный комплекс вулканогенных образований, состоящий из черемуховской свиты, нижнесенонской заболоченской толщи, верхнесенонско-датских скрытнинской, солонцовской толщ, толщи сиреневых туфов биотитовых липаритов, палеогеновых и неогеновых толщ основных и средних эффузивов. Северо-западный край поля представлен покровом андезитовых порфиритов черемуховской свиты, моноклинально накопленный на юго-восток под углами 20≈30°. Подавляющая часть вулканического поля сложена туфами и игнимбритами липаритовых порфиров заболоченской толщи. Внутренняя структура ее в настоящее время почти не изучена. По наличию жерловых агломератовых туфов и экструзивных липаритов намечается ряд участков возможного расположения палеовулканов: район г. Голой (верхнее течение р. Заболоченной), г. Железняк (устье р. Таежной), район водораздельного мыса рек Серебрянки и Заболоченной и др. Продукты их деятельности образовали мощный (до 2 км) покров, занявший большую часть вулканического поля.

На этот покров наложены более молодые вулкано-тектонические структуры: Тернейский палеовулкан, Серебрянская и Солонцовская кальдеры.

Тернейский палеовулкан расположен на побережье Японского моря от устья р. Серебрянки до б. Русской. Он сложен умеренно-кислыми туфами скрытнинской толщи, толщей туфов и игнимбритов биотитовых липаритов и основными эффузивами абрекской толщи. Породы смяты в брахисинклиналь северо-восточного простирания с более крутым (до 35≈40°) юго-восточным крылом. На последнем наблюдается небольшая, вытянутая в северо-восточном направлении брахиантиклиналь, сложенная туфами липаритовых порфиров заболоченской толщи. В осевой части брахисинклинали располагается вулканический центр, который устанавливается по присутствию многочисленных крутопадающих некков и трубок взрыва, крупных экструзивных тел и большому количеству грубого пирокластического материала. Он представлен тремя крупными кратерами, имеющими в плане очертания неправильных овалов. Последние располагаются примерно по одной линии северо-восточного простирания, однако только один из них вытянут в этом направлении. Два других имеют меридиональное и широтное удлинение. Кратеры обладают простым или сложным внутренним строением. При простом строении они обычно выполнены лавами андезитов и андезито-дацитов (Серебрянский экструзив) или флюидальных липарито-дацитов с вертикально направленной флюидальностью (Медвежинский экструзив). При сложном внутреннем строении кратеры заполнены разнообразными агломератами, кластолавами, агглютинатами, брекчиевыми лавами и лавами андезитов и дацитов, образующими многочисленные очень сложные и причудливые пологие и крутопадающие залежи, потоки, трубки, дайкообразные тела и т. д. (Русский экструзив). Развитие вулканического центра происходило примерно по одинаковому плану с Филаретовским палеовулканом и Пластунской кальдерой: на первых этапах в скрытнинское время происходили сильные эксплозивные извержения, что связано с вскрытием магмовыводящих каналов, сменившихся затем более спокойными излияниями лав андезитов. Извержения завершились образованием экструзий, закупоривших магмовыводящие каналы. Накопление пород толщи туфов биотитовых липаритов началось также сильными взрывами, при которых поднимающаяся магма вскрыла новые каналы, представленные несколькими небольшими некками, выполненными эруптивной брекчией в береговых обрывах Японского моря. Вулканическая деятельность закончилась извержениями андезито-базальтов абрекской толщи.

Серебрянская кальдера располагается в среднем течении р. Серебрянки в месте впадения в нее ручья Серебряного. В плане она имеет очертания неправильного, вытянутого в северо-восточном направлении овала. С севера и запада кальдера ограничена дугообразно изгибающимся разломом, с юго-востока и юга≈Тернейским гранитоидным массивом. Структурное положение ее определяется приуроченностью массива к месту пересечения субширотного Серебрянского и северо-восточного Сигнальненского разломов. Кальдера сложена толщей туфов дацитов (аналог скрытнинской толщи), внизу представленной грубыми пирокластами, а вверху≈лавами. Центральная часть кальдеры прорвана эллипсоидным в плане интрузивом гранодиорит-порфиров. Последний является ⌠кальдеровым■ массивом, расположенным на месте кратера вулкана. Наличие вулканического аппарата устанавливается по присутствию большого количества грубопирокластического материала, представляющего прижерловую фацию, и по приуроченности к интрузиву лавового потока андезитов, являющегося местным образованием. Характер вулканических продуктов свидетельствует о том, что при извержениях в начальную фазу выбрасывался пирокластический материал, а в более позднюю≈изливалась лава и происходило обрушение вулканической постройки. В конечную фазу произошла закупорка кратера интрузией гранодиорит-порфиров.

ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ПОДНЯТИЯ

Вулкано-тектонические поднятия в районе представлены поднятиями над интрузиями и остаточными горстами. К первым относятся Захаровское, Духовское, Евлампиевское.

З а х а р о в с к о е    п о д н я т и е    расположено на хр. Дальнем, вытягиваясь в субширотном направлении от верховьев р. Серебрянки до б. Голубичной. Поднятие отделяет Тернейско-Кемское вулканическое поле от Куруминской кальдеры. Восточная часть поднятия, занимающая площадь около 120 км2, прорвана Тернейской гранитоидной интрузией. Она характеризуется положительным магнитным полем напряженностью до +700 гамм. Западная часть поднятия, примерно одинаковая по площади с восточной частью, представляет собой блок, который на севере ограничен Захаровской гранитной интрузией, а на западе, востоке и юге≈разрывными нарушениями. Магнитное поле западной части поднятия преимущественно отрицательное, со значениями DТ до≈300 гамм. Поднятие сложено нижнемеловыми осадочными породами, на которых несогласно залегают верхнесенонско-датские вулканогенные образования куруминской толщи небольшой мощности (до 100≈150 м), образующие небольшие (2≈3 км2) разрозненные покровы. Последние были сформированы в результате деятельности небольших вулканических центров, представленных в настоящее время липаритовым экструзивным куполом г. Шишкина и экструзивом дацитов г. Верблюд. Воздымание структуры началось, по-видимому, в сеноне параллельно с формированием Куруминской кальдеры и Тернейско-Кемского вулканического поля. Опускание последних привело к локальному нарушению изостатического равновесия, которое восстанавливалось поднятием рассматриваемого участка земной коры. Воздымание захватило частично и территорию Куруминской кальдеры на позднем этапе ее формирования, о чем говорит изменение высоты поднятия лавового покрова верхов куруминской толщи при приближении к горсту (от 160 до 640 м). Поднятие сопровождалось глубинным подтеканием магмы, которая частично прорывалась на поверхность (экструзив г. Верблюд), но большей частью застыла на глубине, образовав Тернейский плутон с поднятием кровли последнего. В дальнейшем рассматриваемая структура оставалась областью поднятия или была стабильна, в связи с чем она в настоящее время является областью с наибольшими высотами (хр. Дальний). Суммарная амплитуда воздымания нами оценивается в 1100 м (по превышению подошвы лавового покрова куруминской толщи на поднятии и в Куруминской кальдере).

Духовской горст расположен на побережье Японского моря, в районе оз. Духовского на восточном фланге Пластунской фестонированной кальдеры. Площадь около 30 км2. Магнитное поле горста представлено локальной, вытянутой в северо-восточном направлении согласно контурам горста положительной магнитной аномалии DТ интенсивностью до 500 гамм. В строении горста участвуют юрские и нижнемеловые осадочные отложения, сеноман-туронская молассоидная терригенная толща, нижняя пачка туфов кварцевых порфиров нижнесенонской джигитовской толщи. Породы прорваны интрузией гранитов, обнажающейся в южной части горста, и пронизаны многочисленными дайками, развивающимися в апикальной части интрузива. Горст ограничен зонами дробленых пород с углами падения 50≈80°, мощностью до 5 м. Он сострит из двух блоков≈западного и восточного. В западном блоке мезозойские осадочные отложения представлены валанжинскими, а в восточном≈юрскими образованиями. Восточный блок осложнен узким (до 1 км), вытянутым в северо-восточном направлении грабеном, сложенным нижней пачкой джигитовской толщи.

Формирование горста было связано с компенсационным воздыманием периферического участка Пластунской кальдеры при ее обрушении. Дальнейшему поднятию способствовало воздымающее действие гранитной интрузии, которая частично обнажена в южной части горста и предполагается под ним по указанным выше геофизическим данным. Кровля интрузии при поднятии была разбита на отдельные блоки.

Е в л а м п и е в с к о е    п о д н я т и е    расположено в бассейнах рек Черемуховой и Джигитовки в районе ручьев Евлампиевского и Полянского; площадь около 170 км2. Оно характеризуется резкодифференцированным знакопеременным магнитным полем напряженностью +-200≈500 гамм. Поднятие сложено осадочными породами условно валанжинского возраста и сеноман-туронскими андезитовыми порфиритами черемуховской свиты, которые прорваны ранневерхнемеловыми гранитоидами Евлампиевского, Нижнеполянского, Утеснинского и других более мелких интрузивов, поздневерхнемеловыми гранитами Тернейского плутона и позднемеловыми палеогеновыми альбитофирами Сарафаногорского субвулканического массива. Кроме интрузивов отмечаются многочисленные дайки и разрывные нарушения, разбивающие поднятие на ряд блоков. Наиболее крупным из разрывов является Черемшанский разлом, протягивающийся вдоль осевой части. Основными структурными элементами южной части являются Артцевский горст и Утеснинский лавовый вулкан. Артцевский горст расположен на правобережье р. Черемуховой на западных отрогах г. Староверский Сарафан. Он представлен отдельными блоками общей площадью 3 км2, в которых обнажены осадочные породы условно валанжинского возраста, прорванные гранодиоритами интрузивов кл. Ледяного и 2-го ключа. Утеснинский лавовый вулкан представляет собой покров андезитовых порфиритов, вытягивающийся в основном по правобережью р. Черемуховой и р. Джигитовки от северных отрогов г. Староверский Сарафан до устья ручья Камчатка. На юго-западе он налегает на нижнемеловые осадочные отложения; северные и южные ограничения покрова дизъюнктивные. Отмечаются поперечные разрывы. Жерло палеовулкана представлено Утеснинским интрузивом диоритов, комагматичных андезитовым порфиритам покрова (Ветренников, 1971).

Северную часть поднятия занимают Евлампиевский интрузив и Золотополянский горст. Интрузив в гравитационном поле отмечается пониженными значениями силы тяжести. Площадь распространения последних превышает площадь интрузива, на основании чего можно предположить о наличии гранитоидов под поднятием. Золотополянский горст расположен на левобережье р. Джигитовки; площадь его около 45 км2. Он сложен нижнемеловыми осадочными породами и вулканогенными образованиями черемуховской свиты и джигитовской толщи. Горст состоит из двух блоков. Западный блок сложен преимущественно песчаниками, а восточный≈в основном алевролитами. В восточном блоке отмечаются два небольших грабена, выполненных порфиритами черемуховской свиты и туфами липаритов куруминской толщи.

Поднятие формировалось в два этапа. В первый этап поднятие проявилось как положительная структура в связи с обрушением соседних кальдер ≈ Пластунской и Озерковской. Обрушение кальдер сопровождалось внедрением Евлампиевского интрузива в пограничный участок, что способствовало воздыманию структуры. Второй этап наступил в связи с обрушением описанной выше Кедровской структуры и внедрением Сарафаногорского субвулканического массива, приподнявшего кровлю.

А л и к о в с к о е    п о д н я т и е   расположено на правобережье р. Черемуховой, в бассейне ручьев Аликов Ключ и Кирилловский и уходит на юг за пределы района, площадь которого около 35 км2. Оно отмечается в магнитном поле знакопеременными (в западной части) и положительными (в восточной части) значениями DT до 100 гамм. Поднятие сложено песчаниками и алевролитами берриас-валанжинского возраста и сеноман-туронскими туффитами, туфами и лавами среднего и кислого состава петрозуевской и черемуховской свит, которые прорваны субвулканическими интрузиями гранит-порфиров и андезито-дацитов позднемелового палеогенового возраста и многочисленными дайками кислого и основного состава. Осадочные породы смяты в крупную, описанную выше антиклинальную складку, на ядро которой наложена более молодая согласная грабен-синклиналь, сложенная породами петрозуевской и черемуховской свит. Грабен-синклиналь вытягивается в северо-восточном направлении от верховьев ручья Кирилловского до верховьев ручья Банный Ключ на расстояние 10 км при средней ширине 1,2 км. Центральная ее часть прорвана Верхне-Аликовским конкордантным интрузивом гранит-порфиров. Отмечаются дополнительные складки с углами наклона крыльев до 30≈40°. Грабен-синклиналь представляет собой согласную вулканическую зону, развившуюся по структурному плану фундамента, не изменяя своего простирания. В юго-западной ее части расположен лавовый покров, сложенный андезитовыми порфиритами черемуховской свиты, с которым сопряжен Пилорамский экструзив андезито-дацитов. Покров представляет собой лавовый трещинный палеовулкан, жерло которого было представлено трещиной, выполненной в настоящее время Пилорамским экструзивом. Грабен-синклиналь разделяет поднятие на две части ≈ северо-западную и юго-восточную. Северо-западная часть поднятия является наиболее нарушенной. Она разбита многочисленными разрывами северо-западного и субширотного направлений на мелкие блоки. Блоковое строение лучше всего проявлено на участках Кирилловского и Майминовского месторождений, которые разбиты на мелкие блоки площадью менее 0,1 км2. Северо-западные разломы группируются в широкую (до 0,5 км) нарушенную зону, с которой связана свинцово-цинковая минерализация на Майминовском рудном участке. Разломы выполнены дроблеными (до глинистого состояния) и прокварцованными породами. Максимальная амплитуда вертикального перемещения по ним 150 м. Юго-восточная часть поднятия менее разбита. В ее пределах отмечаются 3 крупных разрыва северо-восточного направления и одна прожилково-кварцевая субширотная зона протяженностью 2,5 км, шириной в среднем 0,5 км. Зона представлена осветленными дроблеными песчаниками и алевролитами, пронизанными переплетающимися прожилками кварца мощностью до 0,6 м; встречаются также гнезда друзовидного кварца. Крайняя юго-восточная часть поднятия сложена субвулканическими андезито-дацитами, отмечающимися положительным магнитным полем.

На месте поднятия в сеноман-туроне существовал прогиб, в котором накапливались вулканогенно-осадочные образования петрозуевской свиты и развивался андезитовый вулканизм, сформировавший черемуховскую свиту. Как положительная структура поднятие возникло в дании в связи с обрушением Кедровского вулканического конуса. Оно представляло собой сохранившийся от обрушения, относительно приподнятый участок земной коры. В дальнейшем происходило воздымание структуры за счет внедрения интрузий, которые приподняли кровлю. С внедрением интрузий, по-видимому, был связан проявленный в пределах поднятия рудный процесс.

В о д о р а з д е л ь н о е    п о д н я т и е   расположено в районе главного водораздела хр. Сихотэ-Алинь и занимает западный склон в бассейне р. Базовой. Поднятие граничит с описанными выше Кедровским обрушенным вулканическим конусом и Озерковской кальдерой, четко отделяясь от них зоной Прибрежного шва. Гравитационное поле поднятия характеризуется повышенными положительными значениями Dg, довольно четко отделяясь от пониженного гравитационного поля Кедровской и Озерковской вулкано-тектонических структур. Магнитное поле резкодифференцированное, в основном положительное, протяженностью от 0 до 200 гамм и более. В южной части поле DТ знакопеременное и отрицательное, напряженностью ╠(50≈100) до ≈200 гамм. Напряженность поля в восточной части поднятия резко падает до +25g.

Поднятие состоит из северо-западной слабо нарушенной и юго-восточной интенсивно раздробленной частей. Северо-западная часть представлена вулканогенным покровом, сложенным эоценовой толщей андезито-базальтов, интрузивом габбро-норитов г. Кабанчик и субвулканическим массивом альбитофиров ручья Южно-Магнетитового. В крайней северо-западной части поднятия выходит небольшой блок нижнемеловых пород, прорванных интрузивом гранодиоритов. Вулканический покров в нижней части представлен андезитами, в верхней≈андезито-базальтами. Он полого (10≈20°) наклонен на юго-восток и слабо покороблен в широкие пологие складки. Складки осложнены разрывами северо-восточного направления. Вулканический покров представляет собой лавовый щитовой палеовулкан, главное жерло которого располагалось, по-видимому, на месте интрузива г. Кабанчик. Согласно предположению М. А. Фаворской (1961), массив габбро-норитов представляет собой субинтрузивную фацию андезито-базальтов и андезитов и может быть объединен с ними в генетически единый магматический комплекс, несмотря на то что габбро-нориты на контакте образуют зону закалки, а порфириты ороговикованы. Это предположение основано на близости их минералогических составов и сопряженности в пространстве. Внедрение интрузива, происшедшее в последний период деятельности палеовулкана, произвело закупорку главного жерла.

Юго-восточная часть поднятия представляет собой блок берриас-валанжинских осадочных пород (Каменский горст), в северо-восточной части которого расположен экструзивный купол Кулик-Горы. Горст вытянут в северо-восточном направлении от верховьев ручья Широтного до г. Кабанчик на расстояние 7 км при максимальной ширине 1 км; площадь около 6 км2. Берриас-валанжинские отложения в целом моноклинально падают на юго-восток под углами 60≈70°. Моноклинальное их падение осложнено дополнительными мелкими складками также с крутым наклоном крыльев. Резко несогласно на них залегают альб-сеноманские молассоидные отложения, полого (30°) наклоненные на запад. Горст разбит многочисленными разрывными нарушениями, входящими в систему разрывов зон Прибрежного шва, и пронизан ветвящейся сетью, дайкообразных тел гранит-порфиров Верхне-Каменского интрузива.

Внутренняя структура горста представляется как система блоков. Особенно четко блоковое строение проявлено в юго-восточной части горста, в районе Каменского месторождения. Относительно опущенные блоки сложены вулканогенными образованиями. Между ними располагаются относительно приподнятые блоки, в которых обнажаются осадочные породы фундамента. Блоки разделены разрывами в основном северо-западного направления. Внутри блоков установили множество мелких разнонаправленных разрывов и северо-западных пологих (20≈60°) зон дробления, к которым приурочены рудные тела.

Формирование поднятия началось в позднем сеноне-дании в связи с обрушением Озерковской и Кедровской вулкано-тектонических структур, что выразилось в возникновении относительно приподнятого, не затронутого обрушением участка, ограниченного с юго-востока зоной Прибрежного шва. В пограничную зону внедрилась магма, образовав интрузивы, субвулканические массивы и щитовой палеовулкан. Внедрение магмы привело к поднятию структуры. С интрузиями магмы были связаны также гидротермальные процессы и оруденение.

К е м с к о е    п о д н я т и е    расположено в бассейне верхнего течения р. Кемы, площадь около 450 км2. К северо-западу от него расположена Лагернореченская, к западу≈Колумбийская кальдеры. С востока и юга оно обрамляется Тернейско-Кемским вулканическим полем. Поднятие сложено готерив-альбскими и верхнеальбскими терригенными отложениями кемской и геологореченской свит. Ограничения поднятия большей частью тектонические. На севере вблизи слияния рек Кемы и Северянки оно ограничивается системой субпараллельных западно-северо-западных разрывов с амплитудой смещения по каждому из них в несколько десятков метров и с суммарным перемещением в 200≈300 м. Восточное ограничение поднятия представляет почти непрерывную полосу субмеридиональных и северо-восточных разрывов с амплитудой от 30≈50 м до 150≈200 м. При этом разрывы развиваются не непосредственно по контакту с эффузивами, а на некотором расстоянии от него, так, что самый край покрова мощностью 30≈50 м отделен от основного поля эффузивов и лежит на осадочных породах. По-видимому, это связано с тем, что наблюдающийся сейчас край покрова не совпадает с границей поднятия, а несколько его перекрывает. Южная граница поднятия представляет серию северо-восточных разрывов с амплитудой от 100 до 700 м, являющуюся одновременно границей осадочных и эффузивных образований. Западная граница Кемского поднятия наименее нарушена. На большом ее протяжении контакт покрова эффузивов с осадочным фундаментом нормальный, и лишь на отдельных участках наблюдаются разрывы небольшой амплитуды (до 100≈150 м). Поднятие представляет собой остаточный горст, возникший при обрушении пограничных вулкано-тектонических структур.

Б о л ь ш е ю ж н и н с к и й    о с т а т о ч н ы й    г о р с т    отделяет Колумбийскую впадину от Тернейско-Кемского эффузивного поля и представляет собой выход готерив-альбских осадочных пород кемской свиты в форме неправильного сильно вытянутого в северо-восточном направлении прямоугольника площадью около 50 км2, ограниченного со всех сторон разрывными нарушениями.

В е р х н е д ж и г и т о в с к и й    о с т а т о ч н ы й    г о р с т ≈ поперечное горст-антиклинальное поднятие, расположенное в бассейне верхнего течения р. Джигитовки. Оно разделяет с севера и юга юго-западный край Тернейско-Кемского эффузивного поля и Иртышский обрушенный вулканический конус, на востоке граничит с Куруминской кальдерой. Границы поднятия тектонические, за исключением северо-восточной и юго-восточной. На северо-востоке отмечается нормальное налегание эффузивов на нижнемеловые осадочные породы; на юго-восточной границе поднятия располагается Исаковский гранитоидный интрузив. Горст сложен готерив-альбскими флишевыми отложениями серединской свиты.

Описанные выше вулкано-тектонические опускания и поднятия являются наиболее типичными структурами пояса. Кроме них отмечаются вулканические структуры, встречающиеся в виде руин древних вулканов. Чаще всего они не имеют самостоятельного значения, а являются составными частями более крупных вулкано-тектонических структур (описанные выше Утеснинский, Осиновский и другие палеовулканы).

Вулканические структуры в районе представлены щитовыми вулканами, одним из которых является Высокогорский вулкан.

Высокогорский щитовой вулкан расположен на южных отрогах г. Высокой, примыкая к северо-восточной части описанной выше Лагернореченской кальдеры. Он представлен небольшим (около 100 км2) базальтовым плато, сложенным миоценовыми базальтами и андезито-базальтами высокогорской толщи. Плато состоит, по данным Г. П. Антонова, из 8≈9 наложенных друг на друга лавовых потоков общей мощностью 750 м, выделяющихся в виде уступов на склонах.

Третьим основным и наиболее распространенным элементом внутренней структуры вулканического пояса, как указывалось выше, являются разрывы. Характеристика их приводится ниже в специальном разделе совместно с характеристикой разрывов других структурно-формационных зон Центрального Сихотэ-Алиня.
 
РАЗРЫВЫ

Разрывные нарушения широко проявлены как в осадочных породах Главного синклинория и Прибрежного антиклинория, так и в вулканогенных образованиях Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса. В последнем, как в более жесткой структуры, они развиты наиболее интенсивно, ибо возможности упругих и пластических деформаций вулканитов невелики, и тектонические напряжения разрешались в основном образованием разломов. Разрывные нарушения разнообразны по величине и положению в общей структуре района. Среди них имеются разрывы, являющиеся границами структурно-формационных зон, и разрывы, связанные с формированием, складчатых структур, и послескладчатые разрывы, связанные со сводово-глыбовыми движениями и обрушением вулкано-тектонических структур. Имеются дизъюнктивные нарушения значительной протяженности и нарушения, локализующиеся в пределах одного пласта. Все многообразие разрывов может быть сведено к двум основным группам: региональные и местные. К региональным относятся протяженные (первые сотни километров) разломы глубокого заложения, разделяющие структурно-формационные зоны и подзоны, играющие роль магмоподводящих зон и влияющие на пространственное распределение магматических пород. К местным относятся небольшие (до первых десятков км), обычно не выходящие за пределы складчатых и вулкано-тектонических структур неглубокие разрывы. Глубина заложения их соизмерима с глубиной залегания близповерхностных магматических очагов.

Региональные разрывы представлены продольными Прибрежным, Черемшанским, Колумбийским и поперечным Серебрянским разломами.

Прибрежный разлом разделяет Главный синклинорий и Прибрежный антиклинорий, фиксируясь гравитационной ступенью с перепадом значений Dg до 5≈15 мгл. В районе он протягивается в северо-восточном направлении от истоков р. Черемуховой до устья р. Тальниковки на расстояние 150 км. Разлом представлен полосой нарушенных пород шириной до 2≈3 км с повышенной концентрацией разрывных нарушений. На большем протяжении он перекрыт вулканогенными образованиями. К разлому приурочены вулкано-тектонические структуры, вулканические покровы, интрузии и дайки основного и кислого состава. В вулканогенных образованиях он проявлен в виде зон дробления, вторичных кварцитов и пропилитов. Например, в бассейне ручья Березового разлом выражен мощной зоной пиритизации и вторичных кварцитов, образующих на склонах долины ручья грандиозные белые скалы. Особенно четко разлом проявлен в фундаменте вулканического пояса, в частности в пределах Каменcкого горста. Здесь он выражен в виде ветвящейся сети дайкообразных тел гранит-порфиров и липаритов, составляющих Верхне-Каменский интрузив, и в виде разрывных нарушений северо-восточного и северо-западного направления. Северо-восточные разрывы мощностью до 5 м относятся к сбросам. Осевые части их представлены слабо извилистыми трещинами со сглаженными, плотно прилегающими, иногда с глинкой притирания стенками, нередко вдавленными одна в другую. По обе стороны от последних породы дроблены, смяты, развальцованы. В зонах дробления обычно наблюдается вкрапленность пирита, линзочки и прожилки кварца и кальцита, гнезда охр. Опущенными являются юго-восточные крылья зон; амплитуда перемещений 100≈ 400 м. Они образуют систему субпараллельных трещин протяженностью до 14,5 км, которые разделают отдельные блоки Каменского горста. Разрывы представлены зонами дробления мощностью до 15 м, от которых под острым углом отходят крутопадающие (80≈ 85°) трещины оперения, представленные также зонами дробления мощностью 1≈5 м. Кроме относительно протяженных ⌠межблоковых■ трещин отмечаются короткие (менее 1 км) пологопадающие (20≈ 60°) зоны дробления северо-западного простирания, невыдержанные по мощности и по простиранию, с четкими, реже расплывчатыми границами. Как протяженные, так и короткие северо-западные нарушения относятся к трещинам разрыва и сопровождаются гидротермальным изменением пород и рудной минерализацией. Последняя чаще всего проявлена в коротких пологих трещинах, в которых локализованы известные рудные тела Каменского месторождения.

В течение мезозоя Прибрежный разлом служил границей между геосинклинальным прогибом Главного синклинория и геоантиклинальной зоной Прибрежного антиклинория. В этап завершения геосинклинального развития и после него разлом играл роль магмоподводящей зоны. Магмоподводящая роль этого разлома определяется приуроченностью к нему, как отмечалось выше, лавовых покровов и вулкано-тектонических структур. Проявление шва в вулканическом поясе является свидетельством его сквозного характера и основанием для отнесения его к группе перманентно активных (по К. В. Боголепову, 1967) разрывных нарушений, существовавших в геосинклинальный этап и после него.

Ч е р е м ш а н с к и й   р а з л о м   проходит по долине и левобережью р. Черемуховой, пересекая район в северо-восточном направлении на протяжении 110 км. Он является ветвью Прибрежного разлома, ответвляясь от него в истоках р. Черемуховой и соединяясь с ним в бассейне р. Серебрянки. Разлом отмечается гравитационной ступенью с перепадом значений Dg до 4 мгл. Разлом представляет собой тектоническую зону шириной до 2 км, состоящую из серии разрывных нарушений в виде зон дробления, осветления, окварцевания и пиритизации пород. К нему приурочены вулкано-тектонические поднятия и опускания, он сопровождается излияниями андезитовых лав, интрузиями гранитоидов, экструзиями и дайками разного состава.

Разлом представлен на большем протяжении двумя основными субпараллельными разрывами, один из которых проходит по долине р. Черемуховой, а второй ≈ по левобережью той же реки на расстоянии до 1,5≈2 км от первого, соединяясь друг с другом в районе хр. Дальнего. В промежутке между основными разрывами отмечаются многочисленные поперечные трещины северо-западного и субмеридионального простираний. Разлом, проходящий по долине р. Черемуховой, хорошо обнажен в русле реки на участке между ручьями Маловодопадным и Каменным Ключом. Коренные выходы пород в русле и цоколе 1-й надпойменной террасы представлены белыми сахаровидными монокварцитами, слагающими осевую часть разлома, серицитовыми кварцитами и пропилитами. Четко проявлены поперечные северо-западные и субмеридиональные, наклоненные под углами 70≈85° на запад и восток трещины, представленные разными по мощности (от долей м до 15 м) зонами дробления и смятия, часто с рудной минерализацией. Разлом, проходящий по левобережью р. Черемуховой, хорошо обнажен между устьями ручьев Пионерского и Шевченков Ключ. Осевая часть разлома представлена интенсивно обеленными раздробленными и сульфидизированными туфами липаритов. Продольные трещины выполнены глиной трения мощностью до 0,5 м, круто (70°) наклонены на юго-восток и сопровождаются поперечными прожилками кварца. Четко проявлены поперечные трещины северо-западного и субмеридионального направления, представленные зонами дробления мощностью до 3 м, наклоненные на запад и восток под углами 70≈80°.

К о л у м б и н с к и й   р а з л о м   протягивается по левобережью р. Пещерной через верховье р. Лагерной до верховьев р. Кемы. Протяженность его в районе составляет 125 км. Разлом служит, как отмечалось выше, границей Кемской и Большеуссурской структурно-формационных зон и фиксируется гравитационной ступенью. Он выражен серией разрывных нарушений, иногда кулисообразных, часть которых является крутопадающими надвигами, а часть ≈ взбросами. В междуречье Порожистая≈Обильная этот разлом представлен зоной интенсивно рассланцованных пород мощностью до 400 м с падением на юго-восток под углам 70°. В междуречье Обильная≈Лагерная разлом перекрыт позднесенонско-датскими вулканитами, что определяет время подвижек по нему как раннесенонское. В среднем течении р. Лагерной основное нарушение представлено зоной дробленых и рассланцованных пород мощностью 200≈250 м с падением на юго-восток под углами 60≈70°, по которой готерив-альб надвинут на сеноман-турон и юру.

Юго-западнее, в бассейне правых притоков р. Пещерной, зона разлома представляет собой сложную систему продольных разрывов, рассекающих готерив-альбские и юрские отложения и интрузию позднемеловых диоритов и гранодиоритов.

С е р е б р я н c к и й   р а з л о м   является поперечным разрывом, рассекающим вулканический пояс и Главный синклинорий. Он проходит по долине р. Серебрянки в субширотном направлении до долины р. Бол. Уссурки. Длина его в районе около 90 км. Разлом в пределах вулканического пояса разделяет Захаровское поднятие и Тернейско-Кемское вулканическое поле, а в Главном синклинории он служит границей Серединской и Лысогорской подзон. Разлом отмечается поперечным раздувом вулканического пояса и поперечными изгибами складок нижнемеловых осадочных отложений, серией разрывных нарушений по правому и левому бортам долины р. Серебрянки, полосой субвулканических тел и лавовых потоков андезито-базальтов, андезитов и андезито-дацитов, выходами блоков мезозойского складчатого фундамента, цепочкой гранитоидных интрузий и полосой рудных проявлений, что говорит о магмоконтролирующей роли разлома. В среднем течении р. Серебрянки от него ответвляется Сигнальный разлом длиной 80 км, который протягивается в субширотном направлении до устья р. Таежной. Он представляет собой тектоническую зону шириной 1≈3 км, состоящую из серии сближенных трещин. К нему приурочена цепочка гранитных интрузий. Одна из тектонических плоскостей Сигнального разлома расположена в береговых обрывах Японского моря севернее б. Русской. Она представлена зоной дробления мощностью 150 м, наклоненной на северо-запад под углом 70°. Тектонический шов последней выполнен милонитом мощностью 0,5 м. Породы в зоне дробления окварцованы, обохрены и пронизаны дайками андезитов, также подвергшихся гидротермальному изменению. Серебрянский и оперяющий его Сигнальный разломы могут быть отнесены к категории перманентно активных разрывных нарушений. Заложение Серебрянского разлома произошло, по-видимому, в нижнем мелу. В готерив-альбе он служил южным ограничением Лысогорского поперечного внутригеосинклинального поднятия, а в позднем мелу (орогенный период) являлся магмоподводящей зоной.

К местным разрывам принадлежат дугообразные и кольцевые разломы, характеристика которых была приведена выше при описании вулкано-тектонических структур, и разрывы, среди которых различаются надвиги, сбросы, взбросы, сдвиги и промежуточные их разновидности. Последние по относительному возрасту могут быть расположены в следующем порядке: 1) надвиги северо-восточные, 2) сдвиги субмеридиональные и северо-западные, 3) сбросы и взбросы северо-западные и северо-восточные, 4) сбросы субмеридиональные, 5) сбросы субширотные.

Н а д в и г и   с е в е р о - в о с т о ч н ы е  развиты в осадочных породах Главного синклинория, в основном в Большеуссурской зоне. Простирания их меняются от 20 до 70°. Изменения простирания надвигов в общем повторяют изменения простирания осевых поверхностей складок. Они отличаются от других разрывов пологим падением (30≈40°), хотя имеются и крутые (до 60°) углы падения. Протяженность разрывов колеблется от 2≈3 до 50≈70 км. Морфология их в общем зависит от пород, в которых они развиваются: в компетентных мощных пачках песчаников развиваются зоны брекчий мощностью 500≈600 м, в пластичных алевропелитовых породах развиваются зоны разлистования и рассланцевания, часто сопровождающиеся мелкими складками. В переслаивающихся толщах характер разрывов промежуточный. Надвиги возникают во время складчатости до внедрения позднемеловых интрузий гранитов. В дальнейшем по ним также происходят подвижки. Гидротермальные изменения проявляют отчетливую связь с морфологией надвигов: они весьма интенсивны в зонах сильного дробления и почти отсутствуют в зонах рассланцевания пластичных пород. Более того, подобные зоны оказываются почти непреодолимым препятствием для гидротерм. Послегранитные дайковые образования в большинстве случаев также не проникают в зоны надвигов. Лишь в бассейне р. Пещерной С. Г. Рященко указывает на наличие в них немногочисленных даек порфиритов и спессартитов.

Для примера опишем Южный и Северный надвиги, детально изученные П. Н. Антоновым и А. Б. Павловским в бассейне кл. Дальнего. Южный надвиг прослеживается от устья кл. Южного в долину р. Серокаменки, где он скрыт аллювием. Северный разлом от перевала в р. Серокаменке прослеживается на восток к устью кл. Дальнего и в 3≈5 км к востоку от него перекрывается эффузивами, выполняющими Лагернореченскую впадину. Южный разлом представляет собой зону интенсивно рассланцованных и перемятых алевролитов и дробленых песчаников. Алевролиты превращены в листоватую щебенку с тончайшими примазками черного милонита, песчаники≈в будины и в брекчии размером обломков 1≈10 см. Промежутки между обломками выполнены тектонической глинкой или перетертыми алевролитами. С поздними подвижками по Южному надвигу связаны подвижки по субмеридиональным разрывам в бассейне кл. Дальнего в следующей последовательности (Павловский, I960): 1) сбросовые и сбрососдвиговые подвижки со смещением северо-западного блока к востоку и вниз, в результате чего субмеридиональные разрывы представляют собой трещины скалывания, а западно-саверо-западные≈трещины разрыва; 2) подновление сначала субмеридиональных структур, а затем северо-западных и западно-северо-западных; по субмеридиональным структурам происходят сбросы и сбрососдвиги со смещением висячего западного блока к северу и вниз. Около них развиваются трещины разрыва и скола, повторяющие в большинстве трещины 1 этапа. В конце этапа открыты все трещины, в особенности северо-западные и западно-северо-западные; 3) преимущественное развитие перемещений по нарушениям СЗ и ЗСЗ простираний, по субмеридиональным нарушениям происходят сбрососдвиги со смещением лежачего блока вниз и к северу; 4) подновление и приоткрывание в основном субмеридиональных трещин; 5) приоткрывание трещин всех направлений.

Северный надвиг представляет собой зону мощностью 150≈200 м субпараллельных, сближенных (до 2≈5 см) трещин, по которым происходило рассланцевание и милонитизация пород. Субмеридиональные и северо-западные разрывы при подходе к надвигу расщепляются на мелкие трещины, меняющие простирание с субмеридионального или северо-западного на северо-восточное, и быстро выклиниваются. Дайки порфиритов, входя в зону разлома, также приобретают согласное с ним простирание и быстро выклиниваются.

С д в и г и  распространены в основном в Большеуссурской зоне. В Кемской зоне и вулканическом поясе они редки. К ним относятся разрывы субмеридионального простирания. По наблюдениям Н. И. Лаврика (1960) и А. Б. Павловского (1961), эти разрывы возникают до внедрения даек кварцевых порфиров и гранит-порфиров, но в ряде случаев они смещают эти дайки. Последнее обстоятельство указывает на неоднократные приоткрывания разрывов описываемой группы. Взаимоотношение их с разрывами типа сбросов различно в соответствии с неодновозрастностью сбросов: сдвиги синхронны с частью сбросов и древнее большинства их. Сдвиги часто образуют группы сближенных разрывов. Расстояние между группами колеблется от 5 до 15 км. Протяженность отдельных разрывов достигает 5≈7 км, протяженность групп 15≈25 км, ширина группы может достигать 1≈2 км. Группы сдвигов состоят из ряда кулисообразно расположенных разрывов. В поперечном направлении отдельные разрывы представляют собой или четко оформленные единичные трещины, или состоят из ряда субпараллельных крутопадающих трещин и зон дробления мощностью до 100 м, разделенных блоками слабо нарушенных пород.

Часто они сопровождаются менее крупными (1≈3 км) разрывами того же простирания, вмещающими большинство рудных тел района. Обычная приуроченность к разрывам типа сдвигов или сопровождающим их нарушениям касситерит-сульфидного и сульфидного оруденения позволяет считать их рудовмещающими, а расположение вдоль них цепочек рудопроявлений указывает на рудоподводящую роль части из них. С крупными сдвиговыми дислокациями связаны резкие изменения простирания складок. В ряде случаев изменения простирания группируются в субмеридиональные полосы, хотя разрывов в этих полосах не наблюдается. Мы считаем, что это указывает на связь резких изменений простирания складок со слепыми субмеридиональными дислокациями типа сдвигов. Эти явления и приуроченность к сдвигам даек порфиритов и спессартитов свидетельствуют о большой глубине их заложения.

В вулканическом поясе сбрососдвиги отмечаются редко. Один из них прекрасно обнажен в левом борту р. Шептун. Он имеет четкую тектоническую плоскость с зеркалом скольжения, падающую на северо-запад под углами от 40 до 50°. Борозды скольжения наклонены в ту же сторону под углом 38°. По задирам борозд устанавливается перемещение висячего блока, направленного по падению плоскости сместителя па северо-запад. Амплитуда сдвига около 350 м, сброса≈150 м. Брекчированности пород в лежачем блоке не отмечается. Породы здесь осветлены, окварцованы, нередко изменены до вторичных кварцитов с обильной вкрапленностью сульфидов. Нарушение сопровождается также дайками фельзитов.

С б р о с ы   и   в з б р о с ы   с е в е р о - з а п а д н о г о   п р о с т и р а н и я   являются наиболее распространенной группой разрывов. Они однообразны по морфологии и генезису. Эти разрывы возникают частично до внедрения даек кислого и среднего состава, частично значительное время спустя≈во время формирования вулканического пояса. По генезису северо-западные сбросы и взбросы являются трещинами разрыва. Это относительно небольшие, протяженностью 2≈5 км, нарушения. Простирание их 300≈340°, падение 60≈80°. Обычно это зоны дробления и серии сближенных трещин мощностью 1≈10 м, редко до 50 м. Зоны дробления выполнены милонитами алевролитов с обломками или овалоидами песчаников, а в более крепких породах (песчаники, роговики, игнимбриты, лавы)≈обломками размером до 3≈5 см. Зоны сближенной трещиноватости представляют один или несколько разрывов, сопровождающихся густой сетью оперяющих мелких трещин. Границы зон обычно нерезкие, и переход их во вмещающие породы постепенный. Реже наблюдаются четко оформленные открытые трещины (часто они сопровождают субмеридиональные разрывы, как, например, в бассейне кл. Зимнего). Нередко разрывы сопровождаются мелкими складками приразрывного смятия.

С б р о с ы   и   в з б р о с ы   с е в е р о - в о с т о ч н о г о   п р о с т и р а н и я  имеют небольшое распространение. Образование их произошло не одновременно и продолжалось, по-видимому, на протяжении всей истории формирования складчатой системы. Среди них есть древние, связанные с расколами в осадочном фундаменте и смещаемые нарушениями других направлений; есть и более молодые, связанные с формированием вулкано-тектонических структур. Значительного размера северо-восточные сбросы наблюдаются около юго-восточной границы Кемского поднятия. По наблюдениям В. И. Высоцкого, на левобережье кл. Длинного развиты зоны милонитизации осадочных пород с обломками песчаников, порфиритов и гранитов размером до 2≈3 см. Мощность зоны разрыва 20≈30 м, вертикальная амплитуда перемещения по нему 700≈800 м. На правобережье кл. Бочаритного сбросы северо-восточного простирания ограничивают горст, образованный нижнемеловыми породами среди верхнемеловых эффузивов. Они имеют протяженность около 4 км, амплитуда перемещения по ним не менее 200 м. Сбросы представлены зонами нарушенных и окварцованных пород мощностью 200≈-300 м, представляющих многочисленные переплетающиеся и соединяющиеся зоны дробления, повышенной трещиноватости и милонитизации, между которыми располагаются участки, почти не затронутые дроблением. Зоны дробления часто имеют отчетливо выраженную зональность: центральные части их сложены серыми и голубовато-серыми милонитами с мелкими остроугольными обломками, в обе стороны от них расположены зоны какиритов (2≈5 см), еще далее породы разбиты сетью трещин мощностью 0,1≈0,2 м с простиранием 30≈70° и 280≈310° и углами падения 50≈70°, выполненными милонитами и охрами. По разрывам, ограничивающим горст, внедряются дайки андезитовых порфиритов.

В пределах вулканического пояса северо-восточные сбросы также имеют крутые сместители и, как правило, представлены зонами дробления. Типичным является сброс на водоразделе р. Ветродуй и ручья Осинового, отделяющий эоценовые базальты от кислых пирокластов джигитовской толщи и представленный мощной зоной дробления (до 120 м), состоящей из брекчии пород типа вторичных кварцитов; падение сброса ЮВ 70°.

С б р о с ы   с у б м е р и д и о н а л ь н о г о   п р о с т и р а н и я   развиваются в осадочных породах предпочтительно в зонах пироклинальных замыканий антиклинальных складок, в вулканогенных образованиях нередко оперяют дугообразные и кольцевые разломы. Одной из систем субмеридиональных разрывов является Горнинская система, расположенная в вершинах ключей Горного и Мощного. Разрывы здесь пересекают осадочные породы нижнего и эффузивы верхнего мела. В осадочных породах они представлены зонами тектонитов мощностью до 20≈40 м, состоящими из обвальцованных обломков песчаников, промежутки между которыми выполнены алевролитами, перетертыми до глины и рассланцованными до тончайших лепестков. Амплитуда смещения осадочных пород по системе достигает 1500 м. В эффузивах система представляет зону повышенной трещиноватости и слабого дробления шириной до 100 м. По ней происходит вертикальное сбросовое смещение с амплитудой 200≈250 м.

Небольшие субмеридианальные сбросы развиваются на погружении Серокаменской антиклинали в бассейне кл. Горного. Они изучены П. Н. Антоновым. Протяженность их достигает 2,5 км (зоны Радужная, Юная), мощность от первых метров до 50 м. Разрывы имеют сложное строение и состоят из отдельных нарушений, кулисообразно подходящих друг к другу. Каждое нарушение представляет серию близко расположенных параллельных трещин. Характерно отсутствие на значительных интервалах ограничивающих плоскостей с глинкой трения. Степень нарушенности пород в зонах различная: наряду с участками, сравнительно мало нарушенными, имеются участки какиритов с крупностью обломков 1≈2 см. Все трещины и зоны дробления залечены минерализацией различных стадий. Нарушения возникли до внедрения гранит-порфиров, затем были залечены последними. Они подновились при внедрении даек порфиритов, которые сместили дайки гранит-порфиров, и при отложении руд.

В вулканическом поясе субмеридиональные сбросы имеют различной крутизны сместители (от 40 до 80°). Все они в той или иной степени сопровождаются минерализацией пород. Типичным является меридиональный сброс на правобережье р. Ветродуй, выраженный зоной дробления мощностью около 1 м с падением на запад 80°. Он примыкает к описанному выше Пластунскому дугообразному разлому, но сечет и смещает Лудево-Утеснинский разлом. Субмеридиональные нарушения, сопровождаемые дроблением пород и смещением геологических границ, отмечаются также на южных отрогах сопки Джигитской и в бассейне ручья Второй Распадок.

Взбросовые перемещения характерны для нарушений, окаймляющих блоки осадочного фундамента среди вулканогенных образований. Обычно взбросы представляют крутопадающие зоны дробления. Так, проходящий по долине р. Пластунки взброс, отделяющий вулканогенный комплекс от меловых и юрских осадочных пород, фиксируется зоной перетертых, дробленых пород мощностью до 5 и более метров. Вдоль нарушения отмечается минерализация пород. Возраст его не моложе позднего сенона, ибо он пересекается и смещается Пластунским дугообразным разломом.

С у б ш и р о т н ы е   с б р о с ы   наиболее часто наблюдаются в виде трещин, оперяющих разрывы других направлений. Значительная часть их является весьма молодой, немногие же имеют более древний возраст и возникают совместно с меридиональными трещинами как вторая система трещин скалывания. Наблюдения А. И. Бурдэ, К. Э. Джохадзе, Б. Я. Черныша, П. Н. Антонова, Н. И. Лаврика, А. И. Ивакина и др. показывают, что субширотная система сколов распространена менее субмеридиональной. Субширотные нарушения представляют собой разрывы сбросово-сдвигового характера. Поверхность нарушения обычно плохо выражена. Мощность зон нарушенных пород колеблется от 3≈5 до 10≈15 м (зона в низовье р. Лагерной). В алевролитах и песчаниках эти нарушения представляют зоны милонитизации и тектонитов, в эффузивах≈зоны дробления и сближенной трещиноватости. Иногда они представляют зоны сближенных трещин, выполненных кварцем и имеющих простирание, близкое к простиранию самого нарушения. Гидротермальные изменения, сопровождающие эти нарушения, незначительны и выражены в развитии сети тонких кварцевых прожилков.

В бассейне р. Кемы субширотные разрывы выявлены Г. П. Антоновым на замыканиях антиклинальных складок субмеридионального простирания. Так, по кл. Лунному субширотный разрыв представлен зоной перемятых и перетертых алевролитов мощностью более 3 м. Он сопровождается системой субмеридиональных трещин оперения (мощность до 10 м), выполненных дробленными до песка породами и окислами железа. Общая мощность зоны нарушенных пород достигает 140 м. В трещинах оперения часто отмечаются дайки сульфидизированных порфиритов. Несколько шире субширотные сбросы распространены в бассейне р. Иртыша, где они изучались Л. Ф. Назаренко. Один из них прослежен с востока на запад от верховьев р. Иртыша до г. Тигровой. В плане он слабо извилистый, падает на юг под углом 70≈80°. От верховьев р. Иртыша до кл. Солонцового он сопровождается зоной кварц-алевролитовых и кварц-песчаниковых безрудных брекчий мощностью 20≈30 м. В вулканогенных образованиях субширотные сбросы представлены зонами дробления с крутыми (до 80°) сместителями. Примером может служить широтный сброс в бассейне ручья Черемхового, представленный зоной мощностью до 200≈300 м брекчированных и измененных до вторичных кварцитов пород с вкрапленностью сульфидов. В обрыве левого борта долины р. Шептун в этой зоне наблюдается четкая тектоническая поверхность с падением на ЮЗ 70° с глинкой трения мощностью до 0,5 м и рыхлой брекчией пo обоим блокам от глинки мощностью до 1м. Со стороны лежачего блока на протяжении 400 м вкрест простирания отмечаются перемятые осветленные игнимбриты, нередко измененные до пород типа вторичных кварцитов с вкрапленностью сульфидов и лимонно-желтыми охрами. Со стороны висячего блока на протяжении 50 м наблюдается брекчирование пород без признаков гидротермальных изменений.