ГЛАВА IX
 
 

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПАМЯТНИКИ 



 

Территория Сихотэ-Алинского заповедника богата различными памятниками былых геологических процессов. Знакомство с ними начнем с наиболее многочисленных вулканических памятников.

ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПАМЯТНИКИ ПОБЕРЕЖЬЯ ЯПОНСКОГО МОРЯ

Берег Японского моря≈превосходный район для ознакомления с былой вулканической деятельностью этой территории.

На м. Егорова обнажаются липариты≈серая с зеленоватым оттенком горная порода с порфировым строением, в котором выделяются два элемента. Первый ≈ резко обособленные крупные кристаллы ≈ вкрапленники. Они представлены таблитчатыми и призматическими кристаллами серого плагиоклаза и розового калиевого полевого шпата и пирамидальными кристаллами кварца. Вторым структурным элементом породы является зеленовато-серая плотная масса, обычно без признаков кристаллического строения. Она служит как бы основой породы, поэтому ее называют основной массой.

Липариты м. Егорова слагают крупный вулканический купол поперечником около 3 км. К северу они сменяются своеобразными породами ≈ игнимбритами липаритов, образующими мощный покров. Внешне игнимбриты похожи на липариты, но отличаются наличием обломков вулканического стекла. В действительности же это≈не лавовые породы, а туфовые, возникшие путем сваривания раскаленной стеклянной пыли и обломков вулканического стекла. Игнимбриты рассечены вертикальными и горизонтальными трещинами. Вертикальные трещины обусловливают появление в игнимбритах прекрасно выраженной столбчатой отдельности. Последняя особенно хорошо видна на берегу Японского моря около устья ручья Бол. Иноков, а также к северу от м. Счастливого. Здесь породы разбиты на четырех-, реже пятигранные призмы поперечником около 2 м, слабо наклоненные на юго-восток. Столбчатая отдельность создает зубчатые гребни скал, особенно рельефно выраженные на кекурах. Горизонтальные трещины разделяют игнимбриты на куски угловатой формы.

Для внешнего облика игнимбритов характерны две особенности. Прежде всего, вкрапленники минералов в них, в отличие от лав, раздроблены. Другая особенность состоит в том, что в игнимбритах часто встречаются расплывчатые ⌠лепешки■ зеленовато-серого и белого стекла (фиамме) толщиной от нескольких миллиметров до 1≈5 см и диаметром от нескольких до 10≈50 см. Они располагаются параллельно друг другу, создавая столь характерную для игнимбритов полосчатость. Встречаются в игнимбритах также оплавленные обломки чуждых пород иного состава. На отдельных участках игнимбриты постепенно переходят в менее плотные не сваренные туфы.

Игнимбриты обнажаются также на морском берегу к северо-западу от м. Егорова. Здесь отчетливо видно, как покров игнимбритов перекрывает неровную поверхность древнего рельефа. Игнимбриты облекают неровности рельефа и ⌠затопляют■ его понижения.

Одним из интересных вопросов является вопрос о природе игнимбритов. Всего лишь десятилетие назад эти породы относились к излившимся и назывались туфолавами. У термина ⌠туфолава■ довольно сложная история. Он был введен Г. В. Абихом для обозначения пористых лав вулкана Арагаца в Армении, переполненных обломками вулканических пород. Однако в первой трети XX века, когда в Новой Зеландии был установлен новый вид горных пород, похожих на лавы, игнимбриты, или сваренные туфы, туфолавы Арагаца и многих других мест были переопределены как игнимбриты и, таким образом, отнесены к пирокластическим, а не к лавовым породам. В Приморье переопределение туфолав произошло в 60-е годы. Однако согласия среди геологов относительно природы туфолав нет, споры не закончились, и это привело к тому, что под туфолавами начали подразумевать различные породы, а сам термин стал неопределенным. Поэтому большинство геологов избегают употреблять его, несмотря на то, что лавовая природа части этих пород не исключается.

Игнимбриты и липариты м. Егорова слагают обширную кальдеру. Большая часть вулкана, известного под названием Егоровского, в настоящее время погружена под воды Японского моря. Кальдера образовалась в результате катастрофического взрыва, сформировавшего покров игнимбритов. Вулканический аппарат, через который было выброшено огромное количество вулканического материала, располагался на м. Егорова, В результате опустошения магматического очага покров игнимбритов был обрушен. Остатки вязкой липаритовой лавы после взрыва поднялись по жерлу и выжались над дном кальдеры в виде купола. Обрушение кальдеры привело к тому, что значительная ее часть оказалась ниже уровня моря. Это обстоятельство в дальнейшем способствовало затоплению части кальдеры водами Японского моря.

К северу от м. Егорова до б. Голубичной обнажаются кроме липаритов и игнимбритов также интрузивные породы, о которых речь пойдет несколько ниже. На северном берегу б. Голубичной находится интересный памятник былой вулканической деятельности ≈ Голубичнинский купол андезито-дацита. Купол хорошо виден с тропы, идущей в б. Удобную. Он наблюдается в виде огромной скалы с отвесными стенками, обрывающимися в море, образуя непропуск. Со стороны материка эта скала также четко выделяется, возвышаясь над окружающей местностью на 60≈70 м. Купол сложен свинцово-серым андезито-дацитом ≈ порфировой породой с вкрапленниками серого полевого шпата в плотной серой основной массе. На выветрелой поверхности вулканической породы хорошо заметны чередующиеся полосы серого и свинцово-серого цвета. Они имеют вертикальный или близкий к вертикальному наклон. Такие крутые наклоны следов течения невозможны в потоках лавы, но обычны в вулканических куполах. Интересным памятником древней вулканической деятельности является толща слоистых туфов, выходящая в обрывах морского берега к северу от м. Первенец. Толща состоит из пестро окрашенных (белых, зеленоватых, салатных, вишневых, темно-коричневых) туфов дацитового состава. Кроме цвета туфы отличаются различной величиной обломочного материала. Имеются как тонкозернистые, так и грубозернистые туфы с величиной обломков до 5≈7 см. Среди них присутствуют игнимбриты с плоскопараллельными включениями фиамме.

Породы образуют невыдержанные по мощности (0,5≈20 м) пласты, различающиеся по цвету, содержанию и размерам обломков. Туфы и игнимбриты сильно трещиноваты и обладают щебенчатой отдельностью.

Между мысами Первенец и Мосолова пласты туфов полого (до 10-15°) наклонены на юго-запад. На м. Мосолова толща слоистых туфов прорвана интрузией гранитов. К северу от этого мыса пласты изменяют направление падения на противоположное. Здесь они наклонены на северо-восток.

Восстанавливая общую картину строения толщи, нетрудно заметить, что падающие в разные стороны пласты туфов образуют куполовидную структуру, в ядре которой расположена интрузия гранитов. Эта куполовидная структура представляет собой не что иное, как часть вулканического конуса, образованного деятельностью крупного древнего вулкана. Этот вулкан известен под названием Тернейского. Он занимает большую (около 200 км2) площадь в междуречье Серебрянки, Заболоченной, Сигнальной, обрезаясь берегом моря на участке между м. Первенец и б. Русской.

При осмотре обрывов морского берега к северу от б. Русской можно видеть очень сложную картину геологического строения части вулкана. На протяжении около 3 км встречаются часто сменяющие друг друга весьма разнообразные по структуре, текстуре и петрографическому составу вулканические породы: глыбовые туфы, агломераты, кластолавы, агглютинаты, брекчиевые лавы и лавы андезитов, андезито-дацитов и дацитов. Эти породы соприкасаются друг с другом по очень сложным, часто причудливым пологим и крутым контактам. Глыбовые туфы и агломераты состоят из глыб и крупных обломков дацита и андезито-дацита. Слагающий их материал образовался при вулканическом взрыве. Наряду с туфами встречаются лавы андезито-дацитов и андезитов. Они образуют небольшие пологие залежи и потоки. Массивные лавы сменяются неоднородной породой, состоящей из обломков и глыб андезита. В одних местах они соединены между собой очень плотно, будто сварены, в других сцементированы тем же мелкораздробленным лавовым материалом. Вообще, все сцементированные породы, состоящие из угловатых обломков, называют брекчиями. Порода, о которой идет речь, возникла при дроблении застывшей корки двигавшегося потока лавы, поэтому ее можно назвать брекчиевой лавой.

Развитие на сравнительно небольшом участке большого количества грубого пирокластического материала, многочисленных крутопадающих сложных по форме некков и потоков лав убеждает нас в том, что в береговых обрывах моря к северу от б. Русской обнажается вулканический аппарат. Сложный комплекс вулканических пород намечает жерло или подводящий канал вулкана, заполняя его кратерную часть.

Однако это не единственное жерло. Магма поступала на поверхность и по другим каналам. Если пройти в глубь материка на запад от б. Русской на 7 км, то в верховьях ручья Медвежьего в небольших обнажениях можно заметить выход полосчатой лавы дацита. Следы течения лавы ориентированы вертикально или очень круто, простираясь в меридиональном направлении. Такое крутое залегание полосчатости исключает залегание дацита в виде потока и дает основание считать, что он образует вулканический купол. Последний вытянут с севера на юг на 5 км, поперечник его составляет 1,5 км. Залегание по-лосчатости дацита показывает, что первоначально купол был значительно больше современного. Дело в том, что строение вулканических куполов характеризуется крутым, до вертикального залегания полосчатости в центральных частях, уменьшением наклона с удалением от центра вплоть до горизонтального и, наконец, обратным пологим падением во внешних частях куполов. Поскольку в даците ручья Медвежьего в разных местах видно только крутое залегание полос течения лавы, это значит, что промежуточных и внешних частей купола уже не существует, что они уничтожены выветриванием и разрушающей деятельностью ручья Медвежьего.

В Тернейском вулкане геологически интересным местом является месторождение алунита. Оно расположено в северной части вулкана, в среднем течении р. Сигнальной. Горные породы здесь своеобразны. Они отличаются белым цветом. Породы состоят из мельчайших тонко рассеянных зерен и сростков кварца и светлой слюды, составляющих основную массу, и пластинчатых кристалликов розового или чуть желтоватого и светло-серого алунита. Алунит часто образует сплошные минеральные скопления в виде густой ветвящейся сети прожилков толщиной до 5 см светло-серой фарфоровидной породы. Во многих местах отчетливо видно обломочное строение, точно такое же, как у вулканического туфа.

Алунит≈ценное полезное ископаемое. Издавна (в XVII≈ XVIII вв.) его добывали для переработки на квасцы, что определило другое название минерала ≈ квасцовый камень. В то время квасцы были незаменимы при дублении кож и изготовлении минеральных красок. В последние годы появилась возможность получать из алунита алюминий, в связи с чем интерес к этому минералу сильно возрос. В результате геологопоисковых и картосоставительских работ, которые проводили геологи В. В. Ветренников и А. В. Олейников, в 1965 году и было открыто алунитовое месторождение на р. Сигнальной. Сигнальнинское месторождение алунита имеет промышленное значение.

В строении Тернейского вулкана участвует, кроме толщи туфов дацитового состава и близко сопряженных с ней по времени образования вулканических куполов, аппаратов и субвулканов, более молодая толща туфов биотитовых липаритов. Эта толща образует обширный покров в районе г. Столовой≈самой высокой (961 м) горы в пределах Тернейского вулкана. Туфы биотитовых липаритов внешне напоминают осмотренные нами кристаллокластические туфы липаритов на морском берегу к северо-востоку oт м. Северного. Они отличаются присутствием в породе зеленых с коричневатым отливом чешуек слюды≈биотита. Туфы биотитовых липаритов на г. Столовой очень плохо обнажены. Склоны горы сплошь покрыты почвой и курумами и поросли густой травой, кустарниками и деревьями, так что без специальных расчисток нельзя разобраться в ее строении.

Туфы липаритов хорошо обнажаются на берегу моря на двух небольших (длиной до 2 км) участках: между мысами Первенец и Мосолова и к северу от последнего, то есть там, где мы уже наблюдали строение толщи слоистых туфов дацитов. Однако туфы липаритов слагают здесь не покров, а залегают в иной форме.

Туфы состоят из глыб липарита. Глыбы соединены сиреневато-серым литокластическим туфом. Глыбовые туфы липаритов соприкасаются с толщей слоистых туфов дацитов по крутому (до 70≈80°) извилистому контакту. При осмотре туфов поражает огромный размер рассеянных в нем глыб вулканической породы, нередко достигающих в поперечнике 5≈6 м. Несомненно, что эти чрезвычайно тяжелые глыбы весом до 10 тонн после выброса в воздух не могли далеко переместиться и падали у жерла вулкана. Следовательно, глыбовые туфы липаритов намечают жерло или близкую к нему прижерловую часть более молодого позднемелового вулкана. Признаком его более поздней деятельности являются крутые контакты жерла, прорывающего более раннюю толщу слоистых туфов дацитов.

Вместе с тем туфы биотитовых липаритов представляются не самыми молодыми породами Тернейского вулкана. Наиболее поздними образованиями являются андезито-базальты, которые слагают г. Абрек.

Гора Абрек хорошо видна из поселка Терней благодаря своей характерной трапециевидной форме. Она возвышается на 625 м, обрываясь в море высоким крутым уступом в районе м. Мосолова. Здесь гора состоит из гранитов. Западные склоны горы сложены толщей туфов биотитовых липаритов. Южный и частично северный склоны заняты покровом андезито-базальтов, который перекрывает и граниты и туфы биотитовых липаритов. Сведений о геологическом строении покрова очень мало, так как гора на участке его развития почти сплошь покрыта густым лесом и кустарником. Однако некоторые данные дают нам глыбовые осыпи, по которым можно составить представление о породах покрова. Они состоят из тяжелых камней темно-серого, почти черного цвета, среди которых встречаются порфировые породы с вкрапленниками оливина. Можно не сомневаться, что это вулканическая порода. Основная масса в одних образцах плотная, стекловатая, в других≈тонкозернистая, в зависимости от того, в какой части покрова находился камень ≈ в кровле или в его глубоких частях. Такие особенности породы, как темная окраска, относительно большой вес и, что очень показательно, наличие вкрапленников оливина, совершенно определенно относят ее к основным. Петрографическое исследование показало, что черная вулканическая порода г. Абрек принадлежит к андезито-базальтам.

Андезито-базальты слагают не только покров, залегающий на гребне горы. Их можно видеть и у ее подножья, в частности в обрывах морского берега между м. Мосолова и б. Русской. Андезито-базальты залегают здесь в виде крутопадающей жилы мощностью 2 м, которая пересекает туфы биотитовых липаритов. Вверху жила переходит в пологую залежь андезито-базальтов мощностью до 30 м.

Анализ геологического разреза г. Абрек позволяет судить об относительном возрасте андезито-базальтов, а также об условиях их образования. Начнем с того, что андезито-базальты лежат выше всех других пород, слагающих гору и вулканическую постройку в целом. Следовательно, они являются наиболее молодыми вулканическими породами. Кроме того, они прорывают туфы биотитовых липаритов, мощность которых в ближайших местах составляет 500≈600 м, и образуют внутри них пологую залежь. Сравнив эти данные, мы видим, что магма в момент внедрения не только излилась на поверхность, но и частично застыла вблизи от нее. Таким образом, по условиям образования андезито-базальты различны: в верхней части это вулканический покров, в нижней ≈ субвулканическое тело.

Осмотром андезито-базальтов г. Абрек завершается наше знакомство со строением Тернейского вулкана. Узнав строение, можно расшифровать историю развития вулканического сооружения.

История развития вулкана очень сложная. Вулкан возник 80 млн. лет тому назад. Первоначально произошли взрывы и выбросы пирокластического материала дацитового состава, сменившиеся затем более спокойными излияниями лав андезитов и внедрением экструзий, закупоривших магмовыводящие каналы. В итоге образовался слоистый вулкан. После прекращения активной вулканической деятельности туфы под влиянием горячих восходящих растворов подверглись алунитизации и окварцеванию. Позже произошел мощный взрыв, рассеявший огромную массу раздробленного материала. Из последнего был сформирован покров туфов биотитовых липаритов. Кислая магма вскрывала новые каналы, которые были заполнены эруптивной брекчией. Деятельность вулкана закончилась небольшими излияниями и внедрениями андезито-базальтов.

ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПАМЯТНИКИ БАССЕЙНА Р. КУРУМЫ

После осмотра вулканических мест побережья Японского моря пройдем в глубь материка, где также имеется много памятников древней вулканической деятельности. От мыса Егорова дорога, минуя поселок Джигит, идет на северо-запад по широкой долине р. Джигитовки. Коренные породы здесь скрыты под мощными аллювиальными наносами. Изредка можно встретить обломки гранитов, которыми сложены склоны речной долины. Но вот дорога поворачивает в долину р. Курумы. Река Курума является левым притоком р. Джигитовки. Она берет начало на хр. Дальнем и течет в южном направлении. При въезде в ее долину бросается в глаза то, что речная долина сужена и река течет не по аллювиальным наносам, а по коренным породам, как в каменном ложе. Такие долины называют антецедентными. Они свидетельствуют о наличии современных тектонических движений и возникают при поднятии участков земной поверхности, на которых уже была заложена речная долина. При этом скорость поднятия меньше, чем скорость размывания пород водным потоком. Река ⌠пропиливает■ поднимающийся участок долины и обнажает скальные горные породы.

Каменное ложе реки хорошо обнажается в 2 км выше ее устья. Мощный водный поток суживается в трубообразный канал со скалистыми живописными берегами и водопадом обрушивается в каменную чашу, образуя небольшой водоем. За хрустально-прозрачную воду, в которой отражается небесная синева, местные жители называют его Синей ямой. Осмотрим скальные берега водоема. Скалы состоят из однообразной темно-серой породы. Невооруженным глазом видны многочисленные кристаллы серого полевого шпата ≈ плагиоклаза. При изучении прозрачных пластинок этих пород под микроскопом можно заметить единичные мельчайшие кристаллики темноцветного минерала≈пироксена. Это андезиты. Содержание кремнезема в них около 57%. Они, как и андезиты на морском берегу, принадлежат позднемеловым отложениям. Породы рассечены вертикальными трещинами, по которым произошло ее разделение на участки в форме различно ограненных столбов или башен. Имеются и пологие, наклоненные на юг пластовые трещины, по которым можно заключить, что андезиты участвуют в строении лавового покрова. Очевидно, лава устремлялась к югу, а сам вулкан находился где-то в верховьях р. Курумы.

Пройдем вверх по долине р. Курумы. Обращает на себя внимание выположенность гребней водоразделов по обеим сторонам долины. В отличие от гребней большинства водоразделов, имеющих волнообразные или резко рассеченные контуры, гребни бортов долины р. Курумы ровные, постепенно понижающиеся на юг. Исследуем причину появления такого довольно необычного рельефа. Для этого поднимемся на гребень левого борта речной долины, который возвышается над руслом на 500≈550м, и познакомимся с его геологическим строением.

Порфировые андезиты, которые мы видели в русле реки на берегу Синей ямы, при движении вверх по склону постепенно сменяются стекловатыми, лишенными вкрапленников темно-серыми массивными вулканическими породами ≈ фенодацитами. В отличие от андезитов в них увеличивается содержание кремнезема, который составляет около 69%. При приближении к гребню в массивных фенодацитах появляется флюидальность ≈ следы течения лавы. Породы становятся более светлыми и приобретают коричневатую или розоватую окраску. Изредка в них можно заметить единичные мельчайшие зернышки кварца. Такие особенности породы, как светлая окраска и наличие вкрапленников кварца, свидетельствуют о ее кислом составе. Петрографическое исследование показало, что породы водораздельного гребня долины г. Курумы принадлежат фенолипаритам, содержание кремнезема в них немногим более 71%.

В фенолипарите, так же как и в фенодаците, отсутствуют вкрапленники темноцветных минералов (пироксена), в которых заключена главная масса магния и железа породы. Это очень важная особенность, по ней можно судить о процессах, протекавших в магматическом очаге на глубине. Дело в том, что любая исходная магма, в том числе кислая, непременно содержит железо и магний, а последние при кристаллизации входят в темноцветные минералы. И если магматическая порода лишена темноцветных минералов, то это значит, что во время расплава произошли процессы, благодаря которым из него были удалены магний и железо. Процессы изменения состава магмы называют дифференциацией, и следовательно, фенодациты и фенолипариты водораздельного гребня долины р. Курумы, лишенные темноцветных минералов, нужно рассматривать как образовавшиеся в ходе дифференциации магмы. На процесс дифференциации определенно указывает изменение состава встреченных нами лав от средних к кислым и увеличение содержания кремнекислоты в них от 57 до 71%.

Пройдем по гребню водораздела на север. Впечатление выположенности, которое создалось при рассмотрении снизу, полностью подтверждается. Водораздел очень ровный и на всем протяжении (более 20 км) сложен флюидальными и массивными лавами. Эти же лавы слагают и правый водораздел долины р. Курумы. Сопоставив полученные данные, нетрудно заключить, что р. Курума прорезает крупный и мощный лавовый покров. Он залегает на туфах биотитовых липаритов, которые обнажаются в нижней части склона долины выше Синей ямы по течению реки. Судя по высоте гребней обоих водоразделов над речным руслом, мощность покрова очень велика и составляет 500≈550 м. Вулканический покров полого наклонен на юг. Можно определить угол наклона, воспользовавшись данными по изменению абсолютной высоты подошвы покрова. Последняя в низовьях реки составляет 160 м, в верховьях 640 м, а на хр. Дальнем 1250 м. Графическим путем определяем угол наклона покрова 3°. Примерно такой же наклон имеют и гребни водоразделов. Следовательно, водораздельный уровень соответствует верхней поверхности лавового покрова, чем и объясняется выположенный характер водоразделов долины р. Курумы.

Спустимся вниз в долину и продолжим продвижение вверх по течению р. Курумы. В среднем течении реки по левому борту долины встречаются коричневато-розовые массивные породы. Бросаются в глаза крупные призматические кристаллы серых и розовых полевых шпатов. Изредка можно заметить округлые зерна кварца. Основная масса породы, в отличие от лав, тонкокристаллическая. Она состоит из мельчайших кристалликов полевых шпатов и кварца, которые хорошо различаются только под микроскопом. Изучение породы с помощью микроскопа позволяет отнести ее к гранит-порфирам. Последние внешне хотя и похожи на вулканические породы, однако форма залегания их иная. Тонкокристаллическое сложение основной массы свидетельствует о застывании магмы вблизи земной поверхности. Такие породы слагают обычно магматические тела, которые относят к близповерхностным, или субвулканическим интрузиям. Близповерхностный массив гранит-порфиров на левобережье р. Курумы вытянут на 7 км с юга на север и имеет мощность не более 1 км. В его периферических частях отмечаются флюидальные фельзиты с вертикальной плитчатой отдельностью. Судя по форме интрузивного тела магма внедрялась в меридиональную трещину, располагавшуюся внутри лавового покрова. Она сыграла роль пробки, закупорившей подводящий канал, по которому изливалась лава.

В верхнем течении р. Курума, текущая в относительно прямолинейной долине, неожиданно образует полукольцевую излучину, огибая с востока и юга высокую гору. Гора четко выделяется среди других сопок благодаря конусообразной форме. Она возвышается над днищем долины на 450 м. Подножье горы до высоты 150 м сложено грубым вулканическим туфом, состоящим из крупных обломков андезитов и липаритов. Обращает на себя внимание буровато-красная окраска, выступающая главным образом в цементе туфа.

Поскольку порода свежая, покраснение ее нельзя связывать с выветриванием. Окраска мелкообломочного материала туфа первичная, возникла она во время вулканического взрыва, когда раскаленные газы, вырвавшиеся из жерла вулкана и выбросившие в воздух тучу раздробленных кусочков застывшей лавы, окислили минералы, богатые железом. Так цемент туфа пропитался окислами железа и окрасился в буровато-красный цвет.

Выше по склону туфы сменяются буровато-красными полосчатыми лавами липарито-дацитов, а вершина горы венчается отвесной скалой типа обелиска высотой около 20 м, состоящей из брекчиевых лав.

Осмотр конусообразной горы в верховьях р. Курумы показывает, что мы имеем дело с остатками небольшого лавово-пирокластического вулкана. По сохранившемуся фрагменту нельзя судить о первоначальной высоте вулкана. Скорее всего, это был небольшой вулкан высотой 500≈600 м, наподобие современных, действующих короткое время. Вулкан был несамостоятельным, возник в ходе бокового извержения крупного Куруминского вулкана (образовавшего обширный лавовый покров, жерло его в виде меридиональной трещины заполнено субвулканической интрузией гранит-порфиров).

Начало деятельности вулкана в верховье р. Курумы ознаменовалось взрывом, в результате которого сформировались грубообломочные туфы липарито-дацитов. Затем наступила стадия спокойного излияния вязкой липарито-дацитовой лавы. В заключительную стадию был выжат лавовый обелиск, сложенный брекчиевыми лавами.

Сопровождающие вулканы, питающиеся из того же очага магмы, что и основной вулкан, называют паразитическими. Они хорошо изучены в областях современного вулканизма, и по ним можно представить внешний вид и образование древних паразитических вулканов. Очень показателен в этом отношении крупный Ключевской вулкан на Камчатке с его огромным ⌠семейством■ паразитических вулканов. Только на его восточном склоне обнаружено более 50 небольших конических с усеченной вершиной вулканических гор высотой 100≈ 150 м. Скорее всего, что у Куруминского вулкана, как и у современных, был не один паразитический конус, а несколько. Некоторые из них располагаются на хр. Дальнем.

Среди гор хр. Дальнего выделяется своей пирамидальной вершиной г. Верблюд, занимающая господствующее положение и резко выступающая над окружающей местностью. Она возвышается над седловинами хребта на 300 м, а над днищами близлежащих речных долин ≈ на 900 м. Пирамидальная вершина горы сложена темно-серыми массивными порфировыми породами≈андезито-дацитами. Последние со всех сторон прорваны гранитами. Это остаток вулканического купола. Он входил в ⌠сферу влияния■ Куруминского вулкана.

Не менее четко выделяется другая гора, находящаяся на хр. Дальнем у истоков р. Курумы,≈г. Шишкина. Это одна из самых высоких гор хребта, имеющая абсолютную отметку 1433 м над уровнем моря. Вершина ее имеет форму правильного конуса. Она состоит из светлых пород кислого состава ≈ липаритов. Это вулканический купол, одна из побочных вулканических гор Куруминского вулкана.

Еще один паразитический вулканический купол располагается в верховьях р. Бол. Лиановой. Он занимает площадь около 20 км2. Купол в плане имеет форму сжатой с боков подковы, открытой на северо-запад. Эта огромная подкова состоит из темно-серых плотных пород ≈ андезито-дацитов, в которых хорошо выделяются крупные (до 1 см в поперечнике) кристаллы серых плагиоклазов. Купол в восточной части переходит в лавовый покров. Приток магмы при образовании купола, по-видимому, был настолько велик, что морфологическая емкость его была превышена, купол лопнул сбоку и его содержимое частично вылилось в виде потока. Такие же лавовые потоки стекали и от палеовулканов Верблюд и Верхне-Куруминский. Они текли в южном направлении и соединялись с лавовым покровом Куруминского вулкана. Следовательно, потоки лав паразитических вулканов наращивали и увеличивали в размерах лавовый покров, общая площадь которого достигла значительных размеров, около 150 км2.

 

ЗАБОЛОЧЕНСКИИ ПОКРОВ ИГНИМБРИТОВ И СОЛОНЦОВСКИЙ ПАЛЕОВУЛКАН

В бассейне р. Заболоченной есть два интересных вулканических района≈Заболоченский покров игнимбритов и Солонцовский палеовулкан.

В бассейне р. Заболоченной, прорезающей восточный склон хр. Сихотэ-Алинь, на площади около 1500 км2 распространен мощный покров липаритовых игнимбритов. Однако это лишь часть огромного вулканического покрова, известного под названием Тернейско-Кемского вулканического поля, занимающего площадь более 5000 км2. В составе этого покрова широко развиты игнимбриты, которые слагают средние или верхние части горного рельефа.

Мощная (1,5≈2,0 км) толща лавоподобных пород распадается на три горизонта. Нижний горизонт вскрывается в нижней части склонов долины р. Заболоченной и ее правого притока≈р. Ясной. Он сложен плотными липаритовыми туфами зеленовато-серого цвета. В них мелкие (до 1≈2 мм) угловатые обломки стекла и минералов (кварца и полевых шпатов) прочно соединены между собой путем спекания. Мощность горизонта достигает 600 метров.

Выше по разрезу туфы постепенно сменяются пестроокрашенными, очень прочными липаритовыми игнимбритами второго горизонта. Породы имеют серый цвет с буроватыми, зеленоватыми и сиреневатыми оттенками. Обломки минералов в них более крупные (до 5≈6 мм), а обломки стекла достигают нескольких сантиметров. Обломки стекла с удалением от подошвы сплющиваются, придавая полосчатость лавоподобным породам. Спекание пирокластического материала сменяется свариванием. Мощность горизонта лавоподобных игнимбритов 500 м.

Пестроцветные лавоподобные игнимбриты вверх по разрезу постепенно сменяются зеленовато-серыми лавовидными туфами и игнимбритами мощностью около 800 м. В них отмечаются крупные (до 8 мм) округлые зерна кварца. Эти породы слагают верхнюю часть покрова.

Характерной чертой является приуроченность игнимбритов к центральным частям покрова. Это объясняется тем, что в центральной части покрова существовали наиболее благоприятные условия для сваривания пирокластического материала ≈ там была самая высокая температура, ибо отсутствовало охлаждающее влияние субстрата и атмосферы. Второй характерной чертой строения покрова является отсутствие крупных эруптивных центров. На огромной площади, которую занимает покров, не обнаруживаются жерловые и прижерловые породы в том большом количестве, которое могло быть присуще вулкану, извергнувшему грандиозное количество пирокластического материала. Ведь объем последнего в Заболоченском покрове достигает 3 тыс. км3, а в пределах Тернейско-Кемского вулканического поля ≈ 10 тыс. км3. На обширном пространстве отмечается лишь несколько небольших вулканов (г. Голая≈верховье р. Заболоченной, г. Железняк ≈ устье р. Таежной и вулкан ≈ на водоразделе рек Заболоченной и Серебрянки), каждый из которых, конечно, не мог извергнуть такой большой объем пирокластики.

Как же образовался столь крупный покров кислых игнимбритов? Чтобы ответить на этот вопрос, следует обратить внимание на отсутствие в пределах покрова крупных вулканических центров. Следовательно, можно предполагать о площадном, или так называемом ареальном, типе извержений. По мнению ряда исследователей, ареальный вулканизм происходит при проплавлении магматического очага своей кровли в виде массовых излияний. Так образовались игнимбритовое плато Иеллоустонского парка в США и вулканический район Эронго в юго-западной Африке. Игнимбритовые извержения относятся к взрывным извержениям кислой магмы (в переводе с латинского ⌠игнис■≈огонь, ⌠имбер■≈ливень). Выше мы познакомились на примере Егоровского вулкана с одним из механизмов извержения, связанным с образованием кальдеры. Игнимбритовые извержения там происходили по центральному каналу. Извержения при образовании Заболоченского вулканического покрова связаны с многочисленными небольшими каналами, которые погребены под мощными вулканическими накоплениями и еще не вскрыты эрозией.

Игнимбритовые извержения могут происходить с кислой магмой, только очень богатой газами. Раздробленная взрывами на мелкие капли еще высокотемпературная жидкая и частично затвердевшая кислая лава, богатая газами, образует газовую смесь с большим количеством твердых частиц, состоящих как из лавы, так и из пород стенок каналов. Такая масса может ⌠течь■, подобно жидкости, в виде пирокластического потока, продвигающегося независимо от рельефа как по долинам, так и по окружающим вершинам и их склонам. Горячие частицы в газовой смеси находятся одни в жидком, другие в пластичном, третьи в раскаленном твердом состоянии. Эти частицы≈капли и обломки лавы ≈ увлекаются выделяющимися из магмы горячими газами и, находясь во взвешенном состоянии, из-за общей их тяжести не выбрасываются, а переваливаются через края подводящих каналов. Такое явление, по-видимому, имело место при формировании Заболоченского покрова. В результате идущих один за другим потоков газов, переполненных каплями лавы, раскаленных мелкими обломками стекла и кристаллов и более крупными обломками вмещающих пород, образовались покровные отложения мощностью до 2 км. Благодаря очень горячему состоянию материала этих горячих газово-пепловых потоков, а также давлению налегающей толщи в нижних частях отложений обломки спекались, а в центральных≈сваривались путем частичного расплавления, при котором угловатые обломки стекла превращались в линзовидные (называемые по сходству с контурами пламени от свечи) ⌠фиамме■.

В верховьях реки Заболоченной и на ее водоразделе с рекой Таежной расположена интересная вулканическая постройка, фундаментом которой служит Заболоченский покров. Она известна в геологической литературе под названием Солонцовского палеовулкана. Название вулканическая постройка получила по живописной группе Солонцовских горных озер, расположенных на высоте 500 м над уровнем моря в верховьях ручья Солонцовского (левый приток р. Заболоченной). Эти озера являются подпрудными и образовались за счет подпруживания русла ручья Солонцовского крупноглыбовым оползнем.

В основании вулкана залегают туфы биотитовых липаритов и туфоконгломераты ≈ грубообломочные породы, образовавшиеся за счет разрушения пород фундамента и отложения их в водной среде. Совместно с туфоконгломератами наблюдаются грубообломочные спекшиеся туфы липаритов. Выше по разрезу лежат игнимбриты биотитовых липаритов, слагающие высокие части водораздела рек Заболоченной и Таежной. Они образуют верхнюю часть превосходно выраженного плато с ровной поверхностью. Игнимбриты выделяются кремовым цветом и наличием чешуек черного биотита. Хорошо видны линзовидные обломки стекла ≈ фиамме темно-зеленого и черного цвета.

На игнимбритах лежит оригинальная по облику слоистая вулканогенно-осадочная толща кратерно-озерных и кальдеро-озерных образований. В верховье ручья Четвертого (правый приток р. Таежной) Е. В. Быковская отмечает две ритмично построенные пачки, каждая из которых состоит из осадков, обогащенных в основании разреза крупноглыбовой пирокластикой и вулканическими бомбами, сменяющимися выше слоями материала гравийной и псаммитовой размерности и еще выше темными пелитами. Среди них встречаются очень характерные для кратерно-озерных отложений тонкополосчатые опалолиты различной окраски, которые прослеживаются, повторяя контуры вулкана, с северо-восточной и восточной стороны. Опалолиты≈это кремнистые светлоокрашенные породы, состоящие главным образом из аморфного опала. Они возникают в результате выпадения кремнезема из горячих источников. Слоистые пачки по простиранию сменяются однородными белыми опоками и опоковидными породами, образующими обширные россыпи. Эти твердые фарфоровидные породы с полураковистым или неровным изломом, как и опалолиты, состоят в основном из опалового кремнезема, но не аморфного, а тонкозернистого строения.

В центральной части вулкана над игнимбритовым плато слегка поднимается плоская, как бы расползшаяся возвышенность, состоящая из ряда близко расположенных гор общей площадью 5Х9 км. В восточной части ее располагается г. Солонцовая. Высшей точкой является гора в центральной части возвышенности. Она поднимается над уровнем моря на 1160 м. Возвышенность состоит из специфических пород≈игниспумитов липаритов, которые слагают крупный вулканический купол. Внешне они похожи на игнимбриты. В них также отмечаются линзовидные обособления стекловатых пород, только они более узкие и нередко образуют лентообразные полоски. В основной массе присутствуют кристаллы амфибола, биотита, пироксена, кварца и полевых шпатов. Однако механизм их образования иной, нежели игнимбритов. Кислая магма, очень богатая газами, была выжата по центральному каналу вулкана. При выходе на дневную поверхность газы, быстро выделяясь в течение очень короткого времени, почти мгновенно превращают магму в подвижную пену. Этот процесс можно сравнить с вскипанием молока. Пенолава растеклась вокруг выводного канала, образовав купол истечения. Комки лавы при движении приобретали удлиненную форму.

В основной массе породы иногда попадаются мелкие и довольно крупные (до 1,5 см в диаметре) шарики лучистого строения≈сферолиты. Основная масса в игниспумитах в периферической части купола в отдельных местах становится стекловатой с переходами в вулканические стекла. Последние представляют собой обычный продукт быстрого остывания лавы и приурочены к верхней части купола. Однако наряду с обычными стеклами имеются вулканические стекла иного происхождения.

Очень интересны находки В. Н. Королева в верховьях ручьев Петлевочного и Самаркина массивных черных вулканических стекол, содержащих небольшие светло-серые, почти не обугленные, окаменевшие стволики деревьев диаметров до 5 см с хорошо сохранившимися годичными кольцами. Совершенно очевидно, что древесина, попав в огненно-жидкую лаву, не могла сохраниться. Она неминуемо бы сгорела. По-видимому, здесь мы имеем дело не с первичными, а со вторичными вулканическими стеклами, подобными описанным автором (1973) в южном Приморье. Они возникают в конечную стадию деятельности при относительно небольшой температуре и повышенном давлении за счет перехода стекловатых пепловых частиц туфов в пластическое состояние и мобилизации их в пирокластическую массу, из которой образуются вторичные вулканические стекла.

Солонцовский вулкан возник 80 млн. лет назад, когда произошли взрывы и отложились грубообломочные туфы. Последующий мощный взрыв образовал огромную ⌠палящую■ пирокластическую тучу, сформировал внутреннюю кальдеру. На дне кальдеры возник замкнутый водоем, в котором откладывалась слоистая вулканогенно-осадочная толща. После взрыва липаритовая лава поднялась по жерлу вулкана и выжалась над дном кальдеры в виде растекшегося купола. В конечную стадию туфы под влиянием горячих восходящих газов и растворов подверглись окремнению и перлитизации.

 

СВОЕОБРАЗИЕ ПОЗДНЕМЕЛОВОГО КАЙНОЗОЙСКОГО ВУЛКАНИЗМА ТЕРРИТОРИИ ЗАПОВЕДНИКА

После того как мы узнали о вулканической деятельности в отдельных местах заповедника, остановимся на некоторых важнейших особенностях вулканизма в целом.

Начнем с более раннего позднемелового вулканизма.

Прежде всего бросается в глаза широкое распространение пород, образовавшихся из кислой магмы. На площадях в сотни квадратных километров развиты толщи липаритовых туфов мощностью в сотни и даже тысячи метров и крупные вулканические купола, образующие самостоятельные горы. Правда, ниже и приблизительно в середине разреза позднемеловых вулканогенных образований лежат андезитовые лавы и их туфы, но их мало, поэтому роль андезитов в общей массе продуктов верхнемелового вулканизма является незначительной. Вулканические породы и туфы, образовавшиеся в позднемеловую эпоху, объединяют в одно семейство: липаритовую порфировую формацию. Внутри нее андезитовые породы выделяются в подформации. В нижнемеловой толще андезиты появлялась два раза: в нижней и в средней частях разреза.

Отсюда на первый взгляд можно сделать вывод, что в заповеднике, как и во многих других вулканических районах, мы встречаемся с довольно обычным случаем смены андезитов липаритами. Она объясняется тем, что из очага основной магмы на поверхность сперва поступали неизмененные или почти неизмененные порции, застывшие в виде андезито-базальтов и андезитов. Оставшаяся на глубине магма под влиянием ряда причин становилась неоднородной, как говорят геологи, дифференцировалась. В ходе дифференциации магма в верхней части очага обогащалась кремнием и щелочами, т. е. химическими элементами, характерными для кислых магм. Поэтому по мере дифференциации магмы и выхода на поверхность Земли отдифференцированных порций образовывались все более кислые лавы.

Это объяснение, однако, неприложимо к нашему случаю. Ведь если бы дело обстояло так, тогда в составе вулканических продуктов должны преобладать андезитовые и андезито-базальтовые породы, а между основными и кислыми породами должны существовать постепенные переходы. Но в действительности средних и основных пород явно меньше, чем липаритовых, и переходы между ними резкие, а не постепенные.

Имеется и другое предположение. Допустим, что все верхнемеловые вулканические породы возникли из кислой магмы. Но тогда образуются только кислые вулканические породы, поскольку нет механизма, посредством которого из кислой магмы можно получить большие объемы разнообразных пород среднего и основного состава. Таким образом, предположение о родоначальной магме кислого состава несостоятельно.

Впервые объяснение одновременному образованию липаритовых и андезитовых ассоциаций пород в позднем мелу Приморья дали М. А. Фаворская и В. А. Баскина. Они привели ряд данных о независимости друг от друга обеих ассоциаций≈каждая из них возникла из обособленного магматического очага. Другими словами, породы липаритового состава образовались из магматического очага в гранитном слое земной коры, породы среднего и основного состава≈из очага в верхней мантии. Близость во времени действия двух очагов объясняется тем, что, когда складывались благоприятные условия для подъема магмы, они оказывались близкоодновременными для очагов кислой и основной магм.

Иные особенности характеризуют кайнозойский эоцен-миоценовый вулканизм. Продукты его представлены андезито-базальтами, андезитами и базальтами, тогда как липаритов очень мало. Липаритовые и дацитовые лавы и туфы отмечаются к северу от рассматриваемой территории. Породы кайнозойского вулканизма объединены в базальтоидную формацию. В заповеднике она проявлена на небольшой площади, но севернее (Северный Сихотэ-Алинь) основные лавы занимают огромную территорию≈около 10 тыс. км2.

Где же происходила дифференциация основной магмы, благодаря которой в состав базальтоидной формации вошло и немного кислых пород≈андезито-дацитов, дацитов и липаритов? Скорее всего, в промежуточных магматических очагах, т. е. в участках земной коры, где продвигавшаяся вверх родоначальная магма задерживалась. В охлаждающейся магме в спокойной обстановке совершалась дифференциация и образовывались небольшие объемы кислых расплавов. Выходя на поверхность, они дали андезито-дацитовые и липаритовые лавы.

Кайнозойские андезито-базальты и базальты по составу близки к родоначальной магме. Возникли они из быстро поднявшейся с места рождения, нигде не задерживавшейся магмы. На своем пути она не успевала поглотить кислые породы гранитной оболочки и сколько-нибудь существенно изменить состав (поэтому она только немного кислее родоначальной магмы).

 
СЛЕДЫ ИНТРУЗИВНОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ

Интрузивная деятельность, в отличие от вулканической, выражалась внедрением магмы в земную кору без прорыва ее на дневную поверхность. На территории заповедника интрузивная деятельность широко проявилась в позднем мелу, в результате чего возникли интрузивные кристаллические породы, представленные гранитами, гранодиоритами, диоритами и габбро, слагающими крупные интрузивные тела (интрузивы или плутоны). Благодаря эрозии интрузивные породы в настоящее время обнажаются на дневной поверхности. На территории заповедника встречается много, в основном мелких, интрузивных тел. Крупными телами являются Тернейский и Абрекский плутоны. Поскольку они вполне характеризуют все особенности интрузивных пород, хорошо обнажены и лучше всего доступны для наблюдения, мы ограничим свое знакомство с памятниками интрузивной деятельности посещением этих двух объектов.

Крупнейшим интрузивом заповедника и всего Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса является Тернейский плутон. Он имеет площадь около 400 км2. Описание строения этого интрузива кратко было приведено выше, в специальном разделе, посвященном характеристике интрузивных образований. Здесь мы более подробно познакомимся с отдельными породами плутона, которые обнажаются в обрывах берега Японского моря и частично на восточном склоне г. Верблюд.

На берегу моря между б. Голубичной и м. Благодатным обнажаются черные, плотные кристаллические породы. В отличие от вулканических пород в них отсутствует стекловатая основная масса. Порода состоит сплошь из мелких кристаллов, среди которых невооруженным глазом можно различить темно-серый плагиоклаз, черный амфибол и биотит. Изучение шлифов этих пород под микроскопом позволило отнести их к представителям основного ряда ≈ к габбро и габбро-диоритам.

Пройдем по пляжу вдоль береговых обрывов на север. Южнее м. Благодатного темно-серые габбро и габбро-диориты сменяются чуть более светлыми кристаллическими породами. Бросается в глаза одна особенность: кристаллы амфибола (роговой обманки) выделяются в породе в виде тонких длинных иголочек. Иногда они образуют кучные розетковидные скопления. Кроме кристаллов амфибола и плагиоклаза в породе встречаются редкие зерна кварца. Наличие последнего свидетельствует о более кислом составе, что подтверждается петрографическим исследованием. Это кварцевые диориты. Они имеют еще одно название≈⌠игольчатые диориты■, данное по длинным кристаллам роговой обманки.

При внимательном осмотре скал, сложенных игольчатыми диоритами, можно заметить небольшие жилы светло-розовых крупнозернистых пород≈гранитов, состоящих из кристаллов полевых шпатов и кварца. В некоторых участках отмечаются постепенные переходы в очень крупнозернистые разновидности≈пегматиты. В них иногда встречаются линзочки и жилки, выполненные кварцем. Возникновение этих линзочек и жилок произошло за счет обособления кварцевого вещества от полевошпатового во время кристаллизации магмы.

Познакомимся подробнее со строением зоны перехода от габбро к игольчатым диоритам. Контакт между ними выражен не обычной плоскостью соприкосновения двух разных интрузивных тел, а мощной зоной специфических пород. Основная часть ее состоит из округлых и овальных ксенолитов игольчатых диоритов и габбро, промежутки между которыми заполнены светло-серыми гранитами. Ксенолиты обладают зональным строением. В центрегаббро или кварцевые диориты с игольчатой роговой обманкой. Они окружены гибридной породой, отличающейся от исходной породы высоким содержанием вторичного кварца, новообразованиями калиевого полевого шпата, биотита и амфибола. Гибридные породы возникают при усвоении (ассимиляции) магмой посторонних пород. В нашем случае посторонними породами являются габбро и игольчатые диориты, в контактовую зону которых внедрилась гранитная магма. Поскольку магма является более кислой, а посторонние породы принадлежат тому же изверженному комплексу, то проявленный при этом гибридизм можно назвать термином, предложенным А. Н. Заварицким, а именно≈нормальным паулостомным гибридизмом.

Следующий выход пород Тернейского плутона в береговых обрывах моря располагается между устьем р. Бол. Иноков и м. Счастливым.

Пляж между устьем р. Бол. Иноков и м. Счастливым загроможден крупными глыбами. Глыбы и скалистые обрывы сложены одной и той же серой породой. Эта порода полнокристаллическая, но кристаллы имеют разные размеры. Большинство кристаллов небольшие (до 1≈2 мм). Они составляют фон (наподобие основной массы в вулканических породах), на котором четко выделяются более крупные (до 10 мм) кристаллы. Такую структуру называют порфировидной.

Породы отличаются от виденных нами габбро и диоритов не только структурой и цветом. В них появляются кристаллы розовых полевых шпатов, в составе которых присутствует калий. Под микроскопом можно наблюдать решетчатое строение этого минерала. Специальное исследование В. Н. Мусина показало, что калиевые полевые шпаты обладают оптическими константами, присущими микроклину, ортоклазу и анортоклазу.

Наряду с калиевым полевым шпатом в породе много кварца в виде округлых зерен. Их гораздо больше, чем в диоритах, но меньше, чем в гранитах. По количеству кварца порода занимает промежуточное положение между теми и другими и поэтому называется гранодиоритом.

В гранодиоритах часто встречаются ксенолиты разнообразных пород: алевролитов, игольчатых диоритов, жильного кварца, крупнозернистых биотитовых гранитов, мелкозернистых гранитов с небольшими порами-пустотками (миаролами) и гранит-порфиров. Наличие ксенолитов игольчатых диоритов говорит о более позднем внедрении гранодиоритов. Гранодиоритовая магма при внедрении в верхние горизонты земной коры захватила также обломки более древних гранитов, которые поблизости нигде не выходят на дневную поверхность.

Среди ксенолитов большой интерес представляют обнаруженные В. В. Ветренниковым обломки древних пород≈филлитов. Это слегка зеленоватые сланцеватые породы, состоящие из кварца, слюды (серицита с примесью хлорита) и альбита. Они имеют шелковистый блеск по плоскостям сланцеватости. Блеск вызывается благодаря параллельному расположению чешуек слюды. Находка ксенолитов филлитов вызывает интерес в связи с тем, что филлиты в фундаменте вулканического пояса вблизи, как и на всем его протяжении, не встречены. Они отсутствуют даже среди наиболее древних верхнепалеозойских образований зоны Прибрежного антиклинория. В то же время филлиты участвуют в строении более ранних средне- и раннепалеозойских толщ других структурно-фациальных зон Сихотэ-Алиня: Главного антиклинория и Южно-Приморской, а также Ханкайского массива. Следовательно, можно предполагать о существовании отложений этого возраста на глубине и об участии их в строении нижних горизонтов фундамента вулканического пояса.

Гранодиориты составляют существенную, но не главную составную часть Тернейского плутона. Главным составным компонентом интрузива являются граниты. В этом можно убедиться, поднявшись на гребень хр. Дальнего.

Подъем начнем от б. Голубичной по восточному склону г. Верблюд. Основание горы подступает почти к самому пляжу, а пирамидальная вершина ее плавает в небесной выси. Силуэт горы со стороны моря напоминает силуэт вулкана Казбек на Кавказе. Однако она сложена почти нацело не вулканическими, а интрузивными породами (вулканиты слагают лишь самую вершину горы). Начиная от уровня моря вверх по склону до высоты более 1 километра, встречаются светло-серые и розовые кристаллические породы≈граниты. Они состоят из кристаллов серого кварца, розового калиевого полевого шпата, серого плагиоклаза и черной слюды (биотита). В них иногда встречаются ксенолиты порфировидных гранодиоритов, что свидетельствует о более позднем внедрении гранитов.

Во время кристаллизации гранитной магмы породообразующие минералы гранитов≈биотит и полевые шпаты ⌠улавливали■ некоторые редкие и рассеянные химические элементы, которые накапливались в этих минералах в виде примесей. Количество примесей можно оценить, сравнивая их содержание с так называемым кларком (средним содержанием данного элемента в литосфере). Элементы-примеси более всего накапливаются в биотите, чему благоприятствуют особенности его кристаллической структуры. В. И. Чайников установил, что в биотите ⌠тернейских■ гранитов в повышенных по сравнению с кларком количествах содержатся титан, литий, свинец, бериллий, кобальт, никель, барий и цирконий. Полевые шпаты, напротив, бедны акцессорными элементами. В них изредка встречаются повышенные содержания бериллия, бария, лантана и вольфрама, но зато почти всегда отмечается молибден в количествах, превышающих кларк. Поэтому можно предполагать, что в Тернейском плутоне могут быть открыты интересные проявления молибденовой минерализации.

 

СВОЕОБРАЗИЕ ПОЗДНЕМЕЛОВОГО ИНТРУЗИВНОГО МАГМАТИЗМА

Родоначальные магмы изверженных пород

После знакомства с интрузивными породами отдельных массивов охарактеризуем важнейшие черты интрузивного магматизма в целом. В первую очередь обращает на себя внимание то, что интрузивные породы в пространстве тесно связаны с вулканическими. Вулканические породы очень часто являются той средой, которая вмещает в себя интрузивы. Сразу же возникает вопрос: каково соотношение плутонизма и вулканизма? До 60-х годов в геологии господствовало представление о генетической независимости плутонической и вулканической ассоциаций. Считалось, что они развиваются независимо друг от друга, а в тех случаях, когда обе ассоциации встречаются на одной территории, они всегда разновременны. Однако в нашем случае плутонические и вулканические образования, находясь на одной территории, имеют один и тот же позднемеловой возраст. Следовательно, они развиваются параллельно в пространстве и совмещенно во времени. Кроме того, плутонические и вулканические породы в петрографическом отношении оказываются эквивалентными друг другу. Так, гранитам соответствуют липариты, гранодиоритам≈дациты, диоритам≈андезиты. Все это свидетельствует о тесной генетической общности плутонических и вулканических серий пород. Впервые такой вывод для Охотского вулканического пояса сделал Е. К. Устиев. В Восточно-Сихотэ-Алинском поясе к такому же заключению пришли В. А. Баскина для Дальнегорского и В. В. Ветренников для Тернейского районов. Они привели ряд примеров связи некоторых интрузий гранитов с липаритами и гранодиоритов с дацитами и многочисленные структурно-геологические, петрографические и петрохимические признаки, которые указывают на связь плутонических и вулканических пород с общим магматическим источником.

Итак, на поставленный выше вопрос находится один ответ: плутонизм и вулканизм на территории заповедника генетически тесно связаны.

При анализе плутонизма раскрывается еще одна интересная особенность. Как и при рассмотрении вулканизма, бросается в глаза широкое распространение кислых пород≈гранитов и гранодиоритов, которые резко преобладают над породами основного ряда. Примечательно еще и то, что интрузивные породы разного состава (кислые и основные) часто встречаются в одних и тех же массивах. Это является хорошим свидетельством пространственной и структурной совмещенности производных кислой основной магмы в самых верхних горизонтах земной коры.

Разобранные выше особенности магматизма, в первую очередь родство плутонических и вулканических ассоциаций, преобладание кислых пород и пространственная совмещенность кислых и основных продуктов в верхах литосферы, позволяют объединить все позднемеловые магматические породы Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса в одно крупное сообщество≈гранитоидно-порфировый формационный ряд.

Наше знакомство с магматизмом территории заповедника подошло к концу. Мы убедились, что на этой территории очень широко и мощно были проявлены такие интересные геологические процессы, как вулканизм и плутонизм. Более того, кропотливым трудом многих исследователей удалось выяснить, как в геологическом прошлом на этом участке земной коры действовали вулканы, и порой наши знания настолько детальны, что о былой вулканической деятельности, совершавшейся десятки миллионов лет назад, можно говорить настолько уверенно и с таким знанием подробностей, будто она происходила на наших глазах.

Мы убедились также и в том, что как при вулканических, так и при плутонических проявлениях образуются породы разного состава ≈ от ультракислых до основных. Как было показано при анализе вулканизма, это является свидетельством существования двух родоначальных магм ≈ кислой и основной. Они отличаются друг от друга по составу слагающих их компонентов. Базальтовая, или основная, магма содержит до 50% кремнезема, обогащена элементами группы железа и магния и обеднена щелочами. Гранитная, или кислая, магма богата кремнеземом (более 65%), обеднена окислами магния и железа и обогащена щелочами (натрием и калием).

Полагают, что базальтовая магма возникает на глубинах от 50 до 350 км в верхней мантии. Она образуется за счет расплавления в особых условиях ультраосновных пород (перидотитов), из которых состоит верхняя мантия (по аналогии с составом каменных метеоритов). Согласно точке зрения В. В. Белоусова, из перидотита происходит выплавление в виде мелких капель более легкоплавкого, базальтового по составу вещества. Капли жидкого базальта поднимаются и концентрируются в компактные массы≈астенолиты, из которых формируются магматические очаги.

Что касается происхождения кислой магмы, то считают, что она зарождается в менее глубоких зонах Земли, на глубинах 10≈20 км в земной коре. Процессом ее рождения, вероятно, является выплавление из материнского материала эвтектических смесей (наиболее легко выплавляющихся веществ). Из смеси, взятой в определенных соотношениях, кварца, ортоклаза и альбита при повышенных давлениях и в присутствии воды выплавляется эвтектическая смесь, состав которой соответствует составу природного гранита, т. е. составу кислой магмы. Возможность получения гранитного материала подтвердилась также плавлением при повышенных давлениях глинистых пород в присутствии воды с добавкой раствора хлористого натрия. Как отмечает В. И. Влодавец, при давлениях до 2000 бар и при температурах 700≈750° около половины всего материала перешло в расплав, соответствующий составу кислой магмы.

Но раз существуют две магмы, тотчас возникает вопрос: а есть ли какая-либо связь между ними?

Пожалуй, ныне вовсе не найдется сторонников взгляда, в соответствии с которым одну родоначальную магму выводят из другой. Несколько десятилетий назад было широко распространено представление о возникновении всех магматических пород путем дифференциации единой базальтовой магмы. Но критика многих петрографов, и прежде всего выдающегося советского ученого Ф. Ю. Левинсона-Лессинга, показала, что представление о единой базальтовой магме, из которой будто бы получаются все существующие магматические породы, неправильно. Гипотеза о единой родоначальной магме не объясняет, например, очень широкого распространения гранитов, занявших земную кору на равных правах с базальтами, хотя теоретически на долю гранитов должно было приходиться всего несколько процентов от общей массы изверженных пород.

Когда кислый и основной магматизм территориально разобщены или проявились в разные периоды геологической истории, не возникает вопроса о соотношении кислой и основной магм.

В гораздо более сложном положении оказываются исследователи, когда на одной территории в одно и то же геологическое время проявился кислый и основной магматизм и когда дифференциация расплава не может объяснить образование из основной магмы крупных объемов кислой, и наоборот. Именно с таким положением мы встречаемся в позднемеловую эпоху на Восточном Сихотэ-Алине. Налицо странное, даже парадоксальное положение≈кислая и основная магмы самостоятельны, но почему-то они проявляются вместе в одно и то же время, на одной территории.

Сущность решения проблемы соотношения кислой и основной магм вкратце можно изложить так: образование больших объемов глубинной базальтовой магмы влечет за собой появление гранитной магмы на меньшей глубине. Такое решение было предложено Т. И. Фроловой на уральском материале и М. Г. Ломизе≈на кавказском и вполне может быть приемлемо для Сихотэ-Алиня. События развиваются следующим образом.

В верхней мантии, на глубинах не менее 50≈60 км, глубинное вещество Земли находится в потенциально жидком состоянии. Расплавление его происходит лишь с появлением глубинного разлома. О температуре основной магмы можно судить лишь приблизительно, учитывая, что базальтовая лава при выходе на поверхность Земли нагрета до 1000-1200°.

В очаговой зоне температура, конечно, выше, скорее всего≈ 1200≈1500°.

Очаг кислой магмы образуется в гранитно-метаморфической оболочке на значительно меньшей глубине, чем очаг основной магмы. Например, для Восточного Сихотэ-Алиня предполагается, что позднемеловой очаг гранитной магмы располагался на глубине 20 км (Е. В. Быковская). Но достаточно ли обычного возрастания температуры с углублением в недра Земли для того, чтобы на таких сравнительно небольших глубинах вещество гранитно-метаморфической оболочки расплавилось и дало начало кислой магме? Если принять, что на один километр углубления температура в недрах повышается на 30° (именно такой геотермический градиент установлен под Восточным Сихотэ-Алинем), то на глубине очага кислой магмы температура достигает всего 600°.

Она явно недостаточна, так как опыты по выплавлению гранитного материала из осадочных пород, гнейсов и древних гранитов≈материала, из которого состоит гранитно-метаморфическая оболочка, показывают, что для этого необходима температура 640≈700° и выше. Е. В. Быковская установила, что образование расплавов гранит-липаритового ряда в Восточно-Сихотэ-Алинском вулканическом поясе происходило при температуре выше 715°.



Фиг. 17. Схематическая блок-диаграмма вулканов и их корней (по В.И. Влодавцу, 1973)



Таким образом, для возникновения очага гранитной магмы нужно, чтобы к обычному естественному потоку тепла из недр Земли прибавилось еще довольно много тепла. Его источником служит крупная масса перегретой базальтовой магмы, находящейся много ниже. Отделение базальтовой магмой тепловых и газовых струй привело к тому, что на другом, более высоком структурном ⌠этаже■ Земли гранитно-метаморфическая оболочка прогрелась и в ней возник очаг гранитной магмы.

Итак, близкие по геологическому возрасту основная и кислая магмы, проявившиеся в одном участке земной коры, по источнику своего вещества независимы друг от друга.

Однако образование гранитной магмы предопределено появлением базальтовой. Эти представления о соотношении кислой и основной магм являются дальнейшим развитием идей о независимости двух родоначальных магм.

О СВЯЗИ МАГМАТИЗМА С ТЕКТОНИКОЙ

После знакомства с геологическими памятниками, в основном магматическими и тектоническими, закономерно возникает вопрос: имеется ли связь между процессами, оставившими на территории заповедника разнообразные свидетельства своего проявления≈от различных горных пород до вулканов и тектонических структур, и в чем заключается причина этих процессов?

Мы подошли к рассмотрению существенно важной в геологии Сихотэ-Алиня проблеме ≈ проблеме отношений процессов магматизма и образования геологических структур.

Основные геологические структуры в Сихотэ-Алине возникли до начала грандиозного по масштабам позднемелового вулканизма и плутонизма. Мы знаем, что где-то на границе раннего и позднего мела и в самом начале позднего мела в результате горообразовательных (орогенических) процессов геосинклинальные толщи были смяты в разнообразные, в основном крутые, линейные складки. А мощный магматизм, приведший к образованию вулканического пояса, произошел позднее.

Отсюда на первый взгляд можно сделать вывод, что в Сихотэ-Алине, как и во многих других вулканических поясах, вулканизм протекал независимо от складчатости. Объясняется это тем, что вначале прошли горообразовательные процессы, затем наступила тектоническая и магматическая пассивность (пауза). Во время этой паузы, длившейся в разных вулканических районах многие миллионы лет, происходила подготовка тектонических и магматических сил к последующей разрядке. И, наконец, наступала активизация тектоно-магматических процессов, которые протекали самостоятельно, вне связи с предшествующим орогенезом.

Это объяснение, однако, не может быть применено в нашем случае. Ведь если бы события развивались по такой схеме, то между временем проявления складчатости и началом формирования вулканического пояса должен быть длительный перерыв, но в действительности перерыв был очень небольшой, и магматизм следовал, можно сказать, сразу же за образованием тектонических структур. Следовательно, магматизм был продолжением и составной частью горообразовательных процессов.

Впервые объяснение связи позднемелового магматизма Сихотэ-Алиня с горообразовательными движениями дали Н. А. Беляевский, И. И. Берсенев и Б. А. Иванов. Дальнейшую разработку она получила в работах Р. И. Соколова, С. А. Салуна и других исследователей, в том числе и автора, который привел ряд данных о непрерывности и унаследованности развития Сихотэ-Алинской геосинклинали вплоть до ее консолидации в кайнозое и об унаследованном характере позднемелового, в частности среднего, вулканизма. Связь магматизма с образованием тектонических структур объясняется возникновением и подновлением во время складчатости разломов земной коры, которые затем стали путями проникновения магмы в верхние горизонты литосферы и на ее поверхность.

Известно, что вулканы расположены не только в зонах растяжения, но и в зонах сжатия земной коры. В таких случаях предполагается, что зона сжатия приурочена только к верхним слоям Земли, а несколько глубже она сменяется зоной растяжения. Так, в Курило-Камчатской зоне (В. Н. Аверьянова и др.) на глубине до 50 км происходит сжимание пород, а глубже ≈ от 50 до 200 км, наоборот, преобладают растягивающие напряжения. Неизбежно возникает вопрос: каким образом в зонах сжатия магма проникает в верхние горизонты земной коры и достигает поверхности Земли?

Чтобы ответить на этот вопрос, рассмотрим, как протекает жизнь родоначальной основной магмы в верхней мантии и в земной коре. По современным представлениям В. И. Влодавца и других вулканологов, в начальной стадии магма, будучи менее плотной, менее вязкой, чем твердое вещество окружающей ее среды, стремится передвигаться. Перемещение ее из глубины вверх, как было уже оказано, может идти проплавлением. Магма продвигается до тех пор, пока ее кинетическая энергия сможет преодолевать сопротивление и давление окружающей среды. Но как только эта энергия станет меньшей или равной силе сопротивления среды, магма остановится и, остывая в течение очень длительного времени, превратится в породу, соответствующую ее составу.

Если же энергия магмы будет больше силы сопротивления и давления на нее окружающих пород, то магма стремится образовать каналы над очагом. Тем не менее, по-видимому, главной причиной происхождения каналов над глубинными очагами являются разломы, формирующиеся в результате горообразовательных или других тектонических процессов, нарушающих целостность налегающих на очаг пород. Возникающие при этом в недрах Земли трещины могут быть закрытыми, т. е. не доходят до земной поверхности, и сквозными ≈ выходят на ее поверхность.

При образовании над глубинным магматическим очагом трещин магма стремится их заполнить и, как представляется большинству исследователей, под влиянием давления на стенки очага, уменьшения давления в очаге у самой трещины, а также уменьшения плотности и вязкости огненно-жидкой магмы она поднимается по трещинам вверх. Растворенные в магме газы на определенной высоте, когда давление газов становится большим по сравнению с давлением расположенных над ней веществ, начинают бурно выделяться из магмы и еще более энергично увлекать ее к земной поверхности. Исчерпав свою кинетическую энергию, магма останавливается на пути вверх и, приняв форму того пространства, которое она заполнила, начинает остывать и кристаллизоваться. Отвердевшая магма превращается в глубинные кристаллические магматические породы (габбро, диориты, граниты и др.), которые залегают в форме плутонов.

Но если на пути еще достаточно активной магмы в верхней мантии или чаще в земной коре встретятся пустые пространства, соединенные каналами как с очагом первичной магмы, так и с земной поверхностью, то они при заполнении их магмой превратятся в периферические очаги. Над ними в зонах растяжения возникают выводящие каналы в результате тех же причин, что и трещины, идущие от подкорковой первичной магмы. Однако в зонах сжатия каналы от периферических очагов, по-видимому, формируются вследствие других причин.

Одной из причин образования каналов в зонах сжатия является просверливающее и прорывающее действие газов, выделяющихся из магмы. О возможности перехода трещин в трубоподобные каналы свидетельствует Алмазная трубка в Кимберлее (Африка). Вообще выделяющиеся во время извержений под сильным давлением газы используют малейшие трещины или пересечения трещин и просверливают каналы, а также значительно их расширяют. Так, во время преимущественно газового извержения Везувия в 1906 г. кратер вулкана расширился в диаметре со 175 до 700 м; стенки его, наклоненные до извержения под углом 35°, после извержения имели наклон от 65 до 75°. Глубина кратера увеличилась с 75 до 500 м.

Другая причина возникновения каналов ≈ вулканическое тепло, которое слагается из внутреннего запаса тепла магмы и тепла, исходящего в результате предполагаемых различных химических реакций в магме и реакций между газами. Все это настолько повышает температуру, что она способна проплавить себе пути к поверхности. Такими путями являются ослабленные зоны, возникающие при горообразовательных процессах.

Если энергия магмы достаточно велика, то она достигает поверхности Земли и производит вулканические извержения.

Представляется, что позднемеловой магматизм Сихотэ-Алиня и территории заповедника, которые в позднем мелу были зоной сжатия, протекал по такой схеме. В кайнозое эта область являлась уже зоной растяжения, в которой возникли открытые трещины, соединяющие земную поверхность с глубинным магматическим очагом. И кайнозойский магматизм был проявлен в виде излияний глубинной основной магмы.

Таким образом, магматизм заповедника был тесно связан с формированием тектонических структур. Магма в зависимости от тектонической обстановки, а также от ее энергии поднималась вверх и или застревала в земной коре, или вырывалась на земную поверхность, покрывая ее на малых и больших площадях лавой и крупными, мелкими и мельчайшими обломками.

 

ЛИТЕРАТУРА

Баскина В. А. Магматизм Тетюхинского района. М., ⌠Наука■, 1965, с. 212.

Берсенев И. И. О надвиговых и сдвиговых структурах южной части Сихотэ-Алиня. ДАН, 158, ╧ 4, 1964, с. 846≈850.

Берсенев И. И. Схема минерагенического районирования Приморского края. Инф. сб. ПГУ, ╧ 5, Владивосток, 1964, с. 83≈85.

Бронгулеев В. В. Основные геологические типы складчатых структур земной коры. ⌠Сов. геология■, ╧ 54, 1956, с. 84≈104.

Бурдэ А. И. Петрохимические особенности изверженных пород левобережья р. Арму и верховьев р. Кема. Инф. сб. ПГУ, ╧ 5, Владивосток, 1964, с. 63≈65.

Бурдэ А. И., Иванов Ю. Г. О связи разрывной тектоники различных структурных этажей Приморья. ⌠Сов. геология■, ╧ 5, 1964, с. 125≈130.

Васильковский Н. П. Особенности строения и развития северо-западного сектора Тихоокеанского пояса (с позиций необратимого развития земной коры).≈В кн.: Тектоника советского ДВ и прилегающих акваторий. М., ⌠Наука■, 1968, с. 30≈44.

Ветренников В. В. Вулкано-плутонические формации Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса (на примере центральной части пояса).≈В сб.: Магматические и метаморфические комплексы Дальнего Востока СССР. Хабаровск, 1967, с. 13≈16.

Ветренников В. В. Строение Пластунской вулкано-тектонической впадины (восточное Приморье).≈В сб.: Палеовулканы и вулкано-тектонические структуры. ⌠Тр. лабор. палеовулк. ДВПИ■, вып. 4, Владивосток, 1971, с. 26≈36.

Ветренников В. В. О связи эффузивных и интрузивных образований верхнего мела южной части Тернейского района Приморья. Инф. сб. ПГУ, ╧ 7, Владивосток, 1971. с. 100≈103.

Ветренников В. В., Неволина С. И. Стратиграфия вулканогенных образований центральной части Восточно-Сихотэ-Алинского вулканогена. Инф. сб. ПГУ, ╧ 7, Владивосток, 1971, с. 29≈37.

Ветренников В. В. Особенности металлогении Аввакумовской, Тумановской и Иодзыхинской групп вулкано-тектонических структур.≈В сб.: Металлогеническая специализация вулканических поясов и вулкано-тектонических структур Дальнего Востока и других районов СССР. Владивосток, 1971, с. 103≈105.

Ветренников В. В. Положение Восточно-Сихотэ-Алинского пояса в эволюции мезозоид Сихотэ-Алиня.≈В сб.: Вопросы магматизма, метаморфизма и оруденения Дальнего Востока СССР. Владивосток, 1973, с. 98-100.

Ветренников В. В. О вторичных вулканических стеклах.≈В сб.: Вопросы магматизма, метаморфизма и оруденения Дальнего Востока СССР■. Владивосток, 1973, с. 144≈146.

Ветренников В. В. Классификация вулкано-тектонических структур.≈В сб.: Вопросы магматизма, метаморфизма и оруденения ДВ. Владивосток, 1973, с. 122≈124.

Власов Г. М. Сравнение особенностей вулкано-плутонических поясов азиатской и американской ветвей Тихоокеанского подвижного пояса.≈В сб.: Проблемы палеовулканологии ДВ. Владивосток, 1970, с. 6≈8.

Влодавец В. И. Вулканы Земли. М., ⌠Наука■, 1973, с. 168.

Ганешин Г. С. Геоморфология Приморья. Госгеолтехиздат, 1957. Геология СССР, том XXXII, Приморский край, редактор И. И. Берсенев. М., ⌠Недра■, 1969, с. 695.

Дир У. А., Хауи Р. А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. М., ⌠Мир■, 1965.

Иванов Б. А. Структурно-фациальное н тектоническое районирование Южного Сихотэ-Алння. ⌠Сов. геология■, ╧ 10, 1960.

Иванов Ю. Г. Металлогения олова Приморья, М., ⌠Недра■, 1971, с. 272.

Изох Э. П. Поперечная зональность структуры Сихотэ-Алиня. ⌠Геология и геофизика■, ╧ 1, 1966, с. 32≈44.

Кигай В. А. О некоторых закономерностях формирования даек порфиритов в гранитном массиве бухты Тавайза. ⌠Изв. Ан СССР■, ╧ 1, 1957.

Колесников Б. П. Растительность восточных склонов среднего Сихотэ-Алиня. ⌠Тр. Сих.-Алин. гос. заповедника■, вып. 1, М., 1938, с. 285.

Красный Л. И. Подвижные области и вопросы их номенклатуры. ⌠Сов. геология■, ╧ 10, 1961, с. 118≈136.

Кулинич Р. Г. Особенности глубинного строения и эндогенная рудоносность мезозоид южной части Сихотэ-Алиня.≈В сб.: Мезозойский тектогенез. Магадан, 1971, с. 284≈289.

Лучицкий И. В. Основы палеовулканологии. М., ⌠Наука■, 1971, с. 861.

Радкевич Е. А. Положение гранитных интрузий в мезозойских структурах Тихоокеанского пояса.≈В сб.: Мезозойский тектогенез. Магадан, 1971, с. 259≈268.

Размахнин Ю. Н. Подводнооползневые текстуры в мезозое Центрального Сихотэ-Алиня. ⌠Сов. геология■, ╧ 12, 1961, с. 122≈127.

Ритман А. Вулканы и их деятельность. Изд-во иностранной литературы, 1964.

Рудич К. Н. О соотношении субвулканических образований с магматическими породами других фаций. ⌠Тр. лабор. вулк.■, вып. 21, 1962.

Ротман В. К., Быковская Е. В. Вулкано-плутонические ассоциации Тихоокеанского пояса. ≈ В кн.: Вулкано-плутонические формации и их рудоносность. Алма-Ата, 1969.

Сорский А. А. Об условиях формирования полной складчатости в осевой зоне Восточного Кавказа.≈В сб.: Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм образования, 1962.

Страхов Н. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. Госгеолтехиздат, 1963, с. 535.

Тазиев Г. Встречи с дьяволом. Изд-во иностранной литературы, 1961, с. 102.

Устиев Е. К. Охотский структурный пояс и проблемы вулкано-плутонических формаций.≈В сб.: Проблемы магмы и генезиса изверженных горных пород. М., 1963, изд-во АН СССР, с. 161-182.

Фаворская М. А. Верхнемеловой и кайнозойский магматизм Восточного склона Сихотэ-Алиня. ⌠Тр. ИГЕМ■, изд-во АН СССР, вып. 7, 1956, с. 306.

Фаворская М. А. Отношения редкометального и полиметаллического оруденения к интрузивным и эффузивным формациям в некоторых районах Тихоокеанского кольца. ⌠Сов. геология■, ╧ 12, 1959, с. 71≈87.

Фаворская М. А., Томсон И. Н. и др. Связь магматизма и эндогенной минерагении с блоковой тектоникой. М., ⌠Недра■, 1969.

Фремд Г. М. Орогенный вулканизм Южно-Джунгарского и Восточно-Сихотэ-Алинского поясов. ⌠Тр. лабор. палеовулканологии ДВПИ■, вып. 5, Томск, изд-во Томского ун-та, 1972, с. 472.

Чайников В. И. Некоторые особенности формирования меланократовых даек в районе р. Белембе. ⌠Изв АН СССР■, ╧ 9, 1962, с. 48≈57.

 

 

 
ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение . . . . . . . . . . . . . . . 3

Глава I. Основные черты физической географии . . . . . . . 5

Глава II. Об основных чертах геологического строения Центрального Сихотэ-Алиня . . . . . . . 14

Глава III. Стратиграфия . . . . . . . . . . 20

Глава IV. Экструзии, интрузии, дайки . . . . . . 62

Глава V. Осадочные и магматические формации . . . . . . 85

Глава VI. Тектоника . . . . . . . . . . . 93

Глава VII. Геоморфология . . . . . . . . . 131

Глава VIII. Особенности металлогении . . . . . . . 140

Глава IX. Геологические памятники . . . . . . . 145

 

 

 

 

 

 

 

Владимир Васильевич Ветренников
Геологическое строение Сихотэ-Алинского государственного заповедника и Центрального Сихотэ-Алиня
Редактор А. Ильин
Технический редактор В. Мошкина
Корректоры Л. Кондратюк, Э. Вайнштейн
БД 07070. Сдано в набор 26/XII-75 г. Подписано в печать 23/III-76 г. Формат 70Х108/16. Усл. печ. л. 14,7. Уч.-изд. л. 14,57. Тираж 600 экз. Бум. тип. ╧ 3. Цена 87 коп. Заказ 10546. Дальневосточное книжное издательство Государственного комитета Совета Министров РСФСР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли. Владивосток. Ленинская, 43. Полиграфический комбинат управления издательств, полиграфии и книжной торговли Приморского крайисполкома. Владивосток, Океанский проспект, 69.

Публикация в электронном виде подготовлена  в
Информационном Центре Сихотэ-Алинского государственного заповедника.
1999 г.
sixote@yahoo.com