Вулканы Карадага

 

СТРУКТУРНО-ТЕКСТУРНЫЕ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД КАРАДАГА

 

Ниже приводится краткая характеристика основных групп изверженных пород; при этом наряду с краткими сведениями об их петрографических и петрохимических свойствах значительное внимание уделяется их текстурам, фациальной принадлежности и особенностям диагностики. Со времени формирования магматические породы Карадага подверглись неоднократным преобразованиям: частичному зеленокаменному метаморфизму, неоднократному дроблению, гидротермальным изменениям и т. п.

 

Поэтому правильная диагностика первичных пород, имеющая первостепенное значение для достоверности различных палеовулканологических построений, часто весьма затруднена и требует всестороннего анализа всех данных о вещественном составе, структурно-текстурных особенностях пород, формах слагаемых ими тел и соотношениях последних с другими образованиями. Насколько это непростая задача в условиях Карадага можно судить хотя бы по тому, что такие известные исследователи, как Ф. Ю. Левинсон-Лессинг и В. И. Лебединский в разное время по-разному оценивали количественные соотношения лав и пирокластических образований в разрезе [23, 29, 31].

 

Основные разновидности пород наиболее уверенно диагностируются по данным химических анализов (); при массовом их определении использовались результаты микро- и макроскопического изучения в основном путем сопоставления с эталонными образцами, для которых имеются данные о химическом составе.

 

Андезито-базальты, базальты являются наименее насыщенными кремнекислотой породами, распространение их неширокое: они слагают отдельные субвулканические тела и, вероятно, потоки или их части (в последнем случае постепенно переходя в более кислые разности). Встречаются в южных обрывах хр. Кара-Агач, меньше — в хр. Магнитный. Это обычно темно-серые до черных с зеленоватым и буроватым оттенком миндалекаменные породы; иногда количество миндалин в них достигает 50-f- 4-60 %• При выветривании нередко приобретают желтоватую окраску. Имеют глыбовую отдельность, иногда близкую к шаровой и призматически-глыбовой. Структура порфировая, часто сериально-порфировая. Количество вкрапленников от 5-МО до 40-ь50 %, некоторые разности приобретают близкую к криптовой структуру. Фенокристаллы представлены по преимуществу таблитчатыми или призматическими зернами плагиоклаза, часто зонального, меньше (первые проценты) клинопироксена (авгита) и рудного минерала, единичными кристаллами бронзита  . Плагиоклаз в различной степени альбитизирован и хлоритизирован: его состав изменяется от Лабрадора до альбит-олигоклаза и альбита. В различной степени изменены (хлоритизированы, эпидотизированы, карбонатизированы) темноцветные минералы.

 

Основная масса обычно имеет гиало- пилитовую, реже близкую к интерсер- тальной структуру и состоит из смеси хлоритизированного стекла, рудного минерала, тонких зернышек пироксенов, в которую погружены различно ориентированные лейсты плагиоклазов. Крупные миндалины обычно выполнены карбонатом, хлоритом, реже цеолитом.

 

В эту группу отнесены нами сильно альбитизированные и карбонатизирован- ные разности, в которых основная масса имеет интерсертальную и сходную со спилитовой структуру и характеризуется наличием длинных лейст кислого плагиоклаза.

Эта группа пород несколько отличается от андезитов и андезито-трахитов большей меланократовостью (т. е. более существенной ролью в составе вкрапленников пироксенов и рудного минерала) и сравнительно более высокой степенью раскристаллизации основной массы, проявляющейся в развитии интерсертальной структуры.

 

 

На классификационной диаграмме () она попадает в поля базальтов, трахибазальтов, андезито-базальтов, частично в поля тефритов — базанитов, трахиандезито-базальтов, фонолито-теф- ритов, пикрито-базанитов. Такой «разброс» объясняется, видимо, прежде всего измененностью (карбонатизацией) пород, что находит выражение в понижении их кислотности по сравнению с первичной [23].

 

Андезиты, трахиандезиты, трахиты составляют наиболее представительную группу пород. Они широко развиты в хр. Береговой и в районе г. Святая, слагают многочисленные потоки лав, пласты гиалокластитов [27], дайки и другие субвулканические тела, а также преобладают в составе обломков пирокластических пород. Перечисленные разновидности различаются лишь при помощи химических анализов (рис. 11, табл. 2); при микроскопическом изучении и тем более при полевых исследованиях существенной разницы между ними не установлено. Предыдущими исследователями [23, 29] эти породы описаны как андезиты, порфириты, кератоспилитовые порфириты.

 

 При довольно однородном химическом и минералогическом составе они разнообразны по отдельности, текстурно-структурным особенностям, что обусловлено как их полифациальностью, так и различной степенью механической и метаморфической переработки. Макроскопически это темно-серые до черных, зеленовато-серые породы, обычно с четко выраженной порфировой структурой, часто окраска в них постепенно меняется. Встречаются как однородные плотные, так и сильно пузыристые, до шлакопо- добных, разности. Различаются отдельные тела, сложенные этими породами, или их составные части, характеризующиеся однородным строением с изомет- рично-глыбовой, близкой к призматической отдельностью, нередко наблюдается мелкоглыбовая отдельность.

 

Часто при исключительно однородном составе породы приобретают облик кластических (туфов), за которые они нередко безоговорочно и принимаются. Расшифровка первичной природы этих очень широко развитых образований довольно трудоемка и не всегда однозначна. Детальное и всестороннее их изучение показывает, что они формируются различными путями.

 

а)         Часть из них — потоки подушечных лав. Кластический гравийно-псамми- товый материал занимает промежутки между отдельными подушечными и бал- лоновыми обособлениями, часто проникая по трещинам в глубь их, и имеет тот же состав, что и сами подушки, являясь гиалокластическим, образовавшимся при дезынтеграции лавы во время ее остывания. Иногда к нему примешивается карбонатный или глинистый осадок, что также подтверждает гиалокласти- ческий характер этого материала. Количество его местами достигает 60-^70 %.

 

На наличие гиалокластитов на Карадаге впервые указал В. И. Лебединский [23, 27], отметивший их выходы в районе бухт Сердоликовые и ск. Иван Разбойник. К ним он относит породы кай- нотипного облика. Мы считаем, что гиа- локластиты более широко распространены, в том числе и среди потоков, в значительной степени затронутых зеле- нокаменными преобразованиями (среди баллоновых лав г. Шапка Мономаха, на западном окончании хр. Кара-Агач, вдоль западного ограничения массива гор Святая — Малый Карадаг и др. В большинстве случаев такие гиалокластиты постепенно переходят в однородные лавы с глыбовой отдельностью.

 

б)        Мелкокластический материал при переходе от однородных пород к туфопо- добным появляется в первую очередь вдоль систем трещин отдельности. При более интенсивном развитии этого процесса они распространяются и на внутренние части монолитных глыб. При этом, как можно наблюдать в стекловатых андезитах, трахиандезитах и трахитах с перлитовой отдельностью, развитых в районе г. Кок-Кая, дробление породы и образование кластического (псам- мито-глинистого) агрегата происходят в первую очередь вдоль микротрещин перлитовой отдельности, образующих сложную сеть пересекающихся колец. Здесь вдоль трещин концентрируется пелито- вый и алевро-псаммитовый материал размером до 2-f-3 мм в поперечнике, между которым наблюдается глинистая масса, пропитанная халцедоном; примечательно, что преимущественной дезинтеграции в первую очередь подвергаются фенокри- сталлы плагиоклаза; здесь наблюдаются резкие линзовидные расширения зон дробления вдоль трещин. На начальных этапах этого процесса (рис. 14) осколки кристаллов обычно не подвергаются смещениям и отчетливо видно, что они являются составными частями некогда единого зерна. В дальнейшем зоны дезынтеграции расширяются, при этом происходит смещение обломков, их деформация. В еще более измененных породах количество связующего кластического материала достигает 50 % и более; он часто обособляется в линейные прожилковид- ные и линзовидные, нередко субпараллельные тела; при этом в сравнительно крупных обломках сохраняются реликты перлитовой отдельности.

 

Конечный результат этого процесса — своеобразные брекчии псаммо-псефитовой структуры, сходные с песчаниками, состоящие из однородных по составу остроугольных обломков. Они часто по густой системе трещин пропитываются тонкозернистым, кремнистым и кремнисто-хлоритовым веществом. Отдельные стадии этой эволюции можно наблюдать в серии шлифов в различной степени измененных стекловатых андезито-трахитов и трахитов. Породы, в которых процесс дезынтеграции зашел далеко, обычно диагностируются как туфы или туфогенные песчаники, но однородный состав обломков может указывать на первично лавовую природу слагаемых ими геологических тел; при этом диагностика первичных пород не всегда может быть однозначна; ее надежность тем выше, чем более широкий круг петрологических данных для нее привлекается.

 

Чередование андезитов, трахиандезитов, трахитов, имеющих чаще всего глыбовую отдельность с подобными описа- ньш выше кластическими породами, кроме потоков, весьма характерно и для субвулканических даек, штокообразных и другой формы тел. Возможно, что происхождение их в указанных случаях различно. Если первые с полным основанием могут быть отнесены к гиалокласти- там, образовавшимся при дезынтеграции лавы в воде, то для субвулканических пород, сформировавшихся на определенной глубине, подобный механизм хотя и не может быть полностью исключен, не может считаться универсальным. Здесь вероятна дезынтеграция пород после их остывания в результате тектонических напряжений и деформаций; однако направленность процесса оказывается сходной — сначала вдоль трещин отдельности и далее — в глубь монолитных глыб.

 

При довольно широком диапазоне химического состава (от андезитов до трахиандезитов и трахитов) породы обладают устойчивым минералогическим сходством; во вкрапленниках преобладает плагиоклаз; в подчиненном количестве — моноклинный и ромбический пироксен, рудный минерал.

 

Андезиты характеризуются глыбовой, матрацевидной, близкой к шаровой, иногда призматической отдельностью. Породы часто брекчированы, обломки связаны глинистой массой, пропитанной цеолитами, хлоритом, кремнистым агрегатом, карбонатом, приобретают вид брекчий; иногда такие брекчии имеют сходную со сланцеватой текстуру.

 

Структура порфировая, часто сериально-порфировая (размер вкрапленников от сотых долей до 1-^3 мм). Количество фенокристаллов от единиц до 40-^50 %, в последнем случае породы приобретают криптовую структуру. Вкрапленники часто группируются в гло- меропорфировые сростки размером до нескольких миллиметров, иногда до первых сантиметров в поперечнике. Иногда [23] встречаются агрегаты крупных кристаллов плагиоклаза и пироксенов, по структурным особенностям напоминающие габбро-диабазы (возможно, обломки корки магматического очага). Большинство вкрапленников представлено плагиоклазом, количество зерен моноклинного и ромбического пироксенов обычно не превышает первых процентов общего количества вкрапленников, лишь иногда поднимаясь до 20-^30 %.

 

Вкрапленники плагиоклаза представлены толстотаблитчатыми и коротко- призматическими кристаллами, часто зональными, полисинтетически сдвойни- кованными. Степень их измененности неодинакова: часто в пределах одного шлифа можно наблюдать совершенно прозрачные зерна и замутненные, хлорити- зированные, альбитизированные. В неизмененных разностях состав его изменяется [23] от основного Лабрадора — битов- нита в центральных частях зерен до кислого Лабрадора — андезина в краевых. В случае сильно выраженной альбитиза- ции неизмененной остается лишь узкая внешняя каемка фенокристаллов, на аль- битизацию накладывается хлоритизация, карбонитизация. В. И. Лебединским [23] отмечено также замещение плагиоклазов андезитов (названных им порфиритами) наряду с альбитом, калиевым полевым шпатом типа анортоклаза.

 

Вкрапленники авгита короткостолб- чатые, нередко образуются гломеропор- фировые скопления мелких (до десятых долей миллиметра) зерен. Авгит бледно- зеленый, без плеохроизма. В различной степени хлоритизирован и карбонатизи- рован вплоть до образования псевдоморфоз.

 

Бронизит представлен столбчатыми фенокристаллами со слабым плеохроизмом. Бывают совершенно свежие, чаще замещаются буроватым иддингситопо- добным минералом или агрегатом хлорита петельчатого строения.

 

Редко встречаются вкрапленники рудного минерала, представленные изомет- ричными кристаллами до 0,3 мм в поперечнике; обычно они находятся в гло- меропорфировых сростках с пироксе- нами.

 

Основная масса имеет по преимуществу гиалопилитовую, иногда переходящую и микроофитовую и интерсертальную, пи- лотакситовую структуру. Состоит она из лейст плагиоклаза (состав которого изменяется от олигоклаза до кислого Лабрадора), количество которых достигает 50-=-60 %, промежутки между которыми заполнены хлоритизированным стеклом светло-бурого и зеленовато-серого цвета, с точечной примесью рудного минерала (до 10 %), тончайших зернышек пироксена, иногда тонкозернистого кремнистого агрегата. Широко развиты андезиты с гиалиновой основной массой, представленной темно-серым, часто с буроватым оттенком, вулканическим стеклом, с тончайшими слабо индивидуализированными разрозненными лейстами плагиоклазов или без них. Преломление стекла выше или близкое к преломлению канадского бальзама. Редки участки структуры, близкой к микропойкиллитовой, имеющие кварц-полевошпатовый состав.

 

Преобладают породы миндалекамен- ные: количество миндалин от единиц до lO-f-15 %, иногда достигает 50-^60% общего объема породы. Размер их от долей миллиметра до l-i-5 мм, форма округлая, червеобразная, иногда они группируются в цепочки. Выполнены хлоритом, халцедоном, цеолитами, карбонатами, иногда пустые. Часто наблюдается зональное распределение минералов: центральные части миндалин сложены цеолитами, а оторочки — хлоритом или халцедоном.

 

Акцессорные минералы представлены апатитом и рудным.

 

Стекловатые разности часто характеризуются микроперлитовой отдельностью. При этом в ряде шлифов можно наблюдать разные стадии формирования из таких андезитов кластических пород (брекчий), о чем было сказано выше.

 

Трахиандезиты внешне практически неотличимы от андезитов. Они обнаруживают большое сходство и при микроскопических исследованиях: это касается структурных и текстурных признаков, минералогического состава фенокристаллов. Различия проявляются в более кислом составе плагиоклазов вкрапленников, среди которых преобладают альбит — олигоклаз до андезина. Основная масса пород имеет, в большинстве случаев, пилотакситовую структуру, переходящую в микропойкиллитовую, часто характеризуется трахитоидной текстурой. Она состоит из лейст плагиоклаза, погруженных в стекловатый агрегат. Последний иногда имеет пятнистый такси- товый облик в результате обособления криптокристаллических кварц-полевошпатовых агрегатов. В стекле содержится вкрапленность рудного минерала. По ( сравнению с андезитами степень раскри- сталлизации стекловатой основной массы меньше, очень характерны для стекла « своеобразные микропузыристые текстуры, глобулевые обособления; часто пузырьки образуют линейные скопления, в результате чего появляется полосчатая текстура. В породах субвулканической i фации появляются участки с гиалопили- товой и близкой к интерсертальной структурой. Встречаются стекловатые породы этой группы с однородным зеленовато-бурым стеклом; в них, как и в андезитах, часто проявлена микроперлитовая отдельность. Стекла сравнительно низкопреломляющие: показатель преломления близок к показателю преломления канадского бальзама или ниже его.

 

К трахитам с определенной условностью отнесены сравнительно более лей- кократовые породы. Они наряду с серой 'г окраской бывают синевато-серыми, желтовато-серыми, с голубоватым и розоватым оттенком. По структурно-гекстур- ным особенностям и минералогическому составу вкрапленников они аналогичны описанным трахиандезитам. Но состав плагиоклазов, имеющих показатели пе- реломления, близкие к канадскому бальзаму, редко бывает основнее олигоклаза. Основная масса светло-серая, чаще всего пилотакситовая трахитоидная, представляет собой переплетение тончайших лейст альбита и альбит-олигоклаза, в промежутках между ними — стекло с точечными включениями рудного минерала, количество которого достигает иногда 20 %• Довольно часто наблюдаются участки с микропойкиллитовой структурой; здесь лейсты плагиоклаза погружены в пятнистый криптокристаллический кварц — полевошпатовый агрегат. Обычны также стекловатые разности, в которых основная масса сложена темно-серым с буроватым оттенком однородным стеклом с редкими тонкими игольчатыми лейстами плагиоклаза; часто стекло мелкопузыристое. Показатель перелом- ления стекла, как правило, меньше такового канадского бальзама или близок к нему, редко незначительно больше. В стекловатых разностях нередко проявлена микроперлитовая отдельность.

 

Таким образом, андезиты, трахианде- зиты и трахиты составляют единый непрерывный комагматичный ряд пород. Между ними устанавливаются постепенные взаимопереходы. Различия в их составе объясняются широко, но неравномерно проявленными процессами альби- тизации и частично калишпатизации плагиоклазов [23]. Вместе с тем отмеченные выше изменения структуры основной массы в породах этого ряда дают основание предполагать различный первичный состав остаточных магматических расплавов, из которых они образовались. Учитывая тесную перемежаемость пород, причину таких различий следует искать в ликвации магматического расплава.

 

В лавах андезитового — трахитового и более основного состава встречены включения известняков (в районе г. Малый Карадаг, на западном склоне хр. Кара- Агач). На южных отрогах г. Святая наблюдалось увеличение карбонатных миндалин вблизи площадей развития позд- неюрских карбонатных пород. Последнее может быть связано с проявлениями вулканизма на фоне интенсивной карбонатной седиментации. Подобные явления широко известны в позднеюрских формациях Армении [39], Карпат. О захвате карбонатов лавами косвенно может свидетельствовать высокое содержание в породах С02, количество которого достигает иногда 10% [23].

 

Д а ц и т ы широко развиты по всей территории Карадага. Они слагают многочисленные дайки, штоки и другой формы субвулканические тела, потоки, а также играют существенную роль в составе обломочного материала пирокла- стических пород. Наиболее характерны для средней ассоциации вулкано-плуто- нических пород. В. И. Лебединским описаны [23] как кератофиры, оксипорфи- риты и оксикератофиры.

 

Это серые, светло-серые с голубоватым, коричневатым, розоватым, сиреневым и зеленым оттенком породы, обычно с хорошо выраженной порфировой структурой. Встречаются как однородные, массивные, так и пузыристые (миндале- каменные) разности. Характеризуются разнообразной отдельностью: изометрич- но-глыбовой, близкой к шаровой, призматической, плитчатой. Как и среди описанных выше пород из группы андезитов — трахитов встречаются разности с кластическими структурами (брекчии и гиалокластиты?). Чаще однородные, но обычны и разности с флюидальной текстурой.

 

Структуры порфировые. Количество фенокристаллов от единиц до 40-^-50 %; в последнем случае породы приобретают криптовое строение. Размер вкрапленников от долей миллиметра до 2-^3 мм, обычны сериально-порфировые структуры. Часто фенокристаллы группируются в гломерапорфировые сростки до 10-5- -Ы2 мм в поперечнике. Представлены они по преимуществу таблитчатыми или короткопризматическими зернами прозрачного, часто в различной мере замутненного, хлоритизированного плагиоклаза, состав которого изменяется от альбита и альбит-олигоклаза до андезина. Иногда он замещается халцедоном, карбонатом. В резко подчиненном количестве (обычно первые проценты, редко 10-М 5 %) содержатся вкрапленники авгита и рудного минерала. Изредка [23], и не во всех шлифах, встречаются псевдоморфозы хлорита по ромбическому пироксену.

 

Наиболее характерна микропойкилли- товая структура основной массы, которая в проходящем свете имеет светло-серую окраску и состоит из пятнистого криптокристаллического или стекловатого кварц-полевошпатового агрегата с примесью (до 10^-15 %) тонкой вкрапленности рудного минерала и хлорита, в которую погружены лейсты альбита — альбит-олигоклаза. Последние часто ориентированы в одном направлении, обусловливая трахитоидную текстуру. Обычны переходы даже в пределах одного шлифа, с одной стороны, к гиалопилито- вой структуре, с другой — к микрофель- зитовой. В сравнительно хорошо раскри- сталлизованных разностях, которые, как правило, слагают субвулканические тела, наблюдается близкая к микрогипи- диоморфнозернистой, иногда к офитовой, структура. Показатель преломления основной массы близок к показателю преломления канадского бальзама, бывает немного выше или ниже.

 

Встречаются как массивные, так и миндалекаменные разности; при этом количество миндалин в отдельных случаях достигает 25 %. Они имеют чаще уплощенную, амебовидную форму, реже — округлые. Выполнены хлоритом, халцедоном, карбонатом.

Некоторые разности пород этой группы имеют по преимуществу гиалопили- товую структуру и, видимо, соответствуют по составу андезито-дацитам.

 

Дациты и андезито-дациты по структурно-текстурным особенностям и минералогическому составу вкрапленников очень близки к породам группы андезитов — трахитов. Они, видимо, слагают обогащенную кремнеземом ветвь единой ассоциации, происшедшей из общего магматического очага. Косвенное подтверждение комагматичности этих групп — тесное совместное сонахождение их обломков в пирокластических образованиях средней ассоциации. В. И. Лебединский [23] объясняет повышенное содержание кремнекислоты в таких породах (промежуточное между дацитом и кварцевым порфиритом, по Дэли) наличием миндалин, выполненных кварцем и кремнеземом. Завышение количества кремнезема из-за выполнения миндалин и вторичного кварца — несомненно. Однако широкое развитие микропойкиллито- вой и фельзитовой структур в основной массе, очевидно, признак их сравнительно более кислого состава (по сравнению с андезитами — трахитами) и дает основания выделять их, хотя и не всегда достаточно уверенно, в отдельную группу.

 

А в т о м а г м а т и ч е с к и е брекчии трахиандезитов слагают дайку между г. Малый Карадаг и Большой Стеной. В коренных обнажениях наблюдались отчетливые интрузивные контакты брекчий с вулканомиктовыми песчаниками нижней пачки нижней ассоциации. Это светло-серые породы, выделяющиеся на фоне вмещающих светлой окраской и имеющие макроскопически выраженное зернистое строение.

 

Структура криптовая. Порода на 55-=-60 % состоит из широкотаблитчатых, близких к изометричным, видимо оплавленных, зерен размером до l-f-2 мм прозрачного, зонального плагиоклаза (андезина— Лабрадора), редких зерен кварца, зеленого амфибола, моноклинного пироксена. Среди них — единичные оплавленные обломки основной массы трахиандезитов с пилотакситовой структурой основной массы. Кристаллы и обломки пород погружены в кремнисто-хлоритовую, местами с примесью карбонатов, массу с линейной ориентировкой агрегатов. Это стекловатая (возможно, дезинтегрированная пепловая) масса с наложенной карбонатизацией и окварце- ванием.

Подобного типа образования слагают купола в районе г. Малый Карадаг и в хр. Кара-Агач; возможно их распространение и в других районах. Они имеют большое сходство с туфами и могут быть надежно выделены только по взаимоотношениям с окружающими породами.

 

П и р о к л а с т и ч е с к и е изверженные породы распространены широко; особенно характерны они для средней ассоциации, в составе которой резко преобладают. При большом структурном и текстурном разнообразии состав их довольно однороден и определяется в основном количественным соотношением обломков андезитов, трахиандезитов, трахитов, дацитов, осколков кристаллов плагиоклаза и моноклинного пироксена.

 

По размеру обломков различаются агломератовые, лапиллиевые и алевро- псаммитовые структурные разности. При этом чаще всего материал разного размера образует генезовидные неправильные скопления и часто перемежается. Преимущественно распространены агломератовые туфы, количество грубообло- мочного материала в них (размером от первых сантиметров до десятков и сотен) от единиц до 50^-60 %. Иногда они образуют почти сплошные скопления; в таких случаях породы трудноотличимы от брек- чиевых лав андезитов — трахитов. Эти признаки указывают на принадлежность их к прижерловым образованиям. Довольно отчетливо различаются, с одной стороны, участки, где туфы слагают слоистые пачки и, как правило, характеризуются плитчатой и тонкоплитчатой отдельностью (привершинная часть хр. Кара-Агач, хр. Кок-Кая — южные склоны), и крупные массивы без признаков сортировки и слоистости кластического материала — с другой. В первом случае количество агломератовых обломков значительно меньше, чем во втором.

 

Широко распространены кристалло- литокластические, гиалокластические, кристаллогиалокластические разности; они обычно часто сменяют друг друга как по разрезу, так и по простиранию, не образуя самостоятельных тел с резкими границами.

 

Для скальных выходов этих пород характерны многочисленные каверны и ниши, размер которых достигает нескольких метров в поперечнике. Они усложняют морфологию многочисленных остан- цов, придавая им причудливый облик. Каверны и ниши особенно характерны для неслоистых скоплений пирокластических пород; они, вероятно, подчеркивают гнездовое распределение разного размера обломков, обладающих неодинаковой денудационной устойчивостью. В местах, где преобладают лапиллиевые и алевропсаммитовые разности, наблюдается тонкоплитчатая до тонколистовой отдельность, в глыбовых разностях отдельность чаще комковатая.

 

Лапиллиевый и псаммитовый материал представлен обломками основной массы андезитов, трахиандезитов, трахитов, дацитов, реже андезито-базальтов, им подчинены осколки и зерна плагиоклазов, авгита, редко кварца, местами встречаются включения аргиллитов, алевропесчаников. Все магматические породы, наблюдающиеся в лапиллиевой массе, по составу и текстурно-структурным особенностям аналогичны описанным. Среди обломков очень широко распространены стекловатые, мелкопузыристые разности трахиандезитов со своеобразными линейными текстурами, за счет одинаковой ориентировки пузырьков, образующих линейные скопления. Крупные глыбы имеют сходный состав с ла- пиллиево-псаммитовым материалом. Среди них преобладают дациты, трахианде- зиты до трахитов, риолит-дациты. Иногда встречаются андезиты, андезито-ба- зальты, туфы смешанного состава.

 

Цемент по преимуществу токозерни- стый хлоритовый, хлорито-кремнистый, иногда с примесью карбоната, глинистый, гидрохимического происхождения. Но часто между обломками развивается и тонкозернистый халцедоновый агрегат в виде тончайших гидротермальных прожилков. Нередко обломки тесно соприкасаются между собой, возможно, в результате спекания.

 

В южной части хр. Хоба-Тепе и в районе г. Малый Карадаг в туфах наблюдались экзотические включения хорошо раскристаллизованных гипабиссальных пород в виде мелких глыб размером до 5-МО см в поперечнике и лапиллиевых обломков от долей до первых сантимет- ровн поперечнике. Они представлены рогоЬообманковым диоритом среднезер- нистым (размер зерен до 1-^3 мм), состоящим на 70 % из призматических зерен андезина — Лабрадора и на 30 % из сравнительно ксеноморфных выделений зеленой роговой обманки, местами хло- ритизированной. В породе содержатся редкие выделения рудного минерала. Следует отметить, что для пород Карадага среднего и даже кислого состава (дацитов) роговая обманка не характерна: темноцветные минералы представлены, как правило, пироксенами. Появление амфиболовых разностей, хорошо раскристаллизованных, видимо, свидетельствует о наличии в магматическом очаге участков с аномальными условиями кристаллизации, с повышенным притоком летучих компонентов; такие условия, видимо, существовали в верхней прикон- тактовой части магматической камеры или в отдельных отходящих от нее инъекциях — апофизах (роговообманковые диоритовые порфириты слагают также отдельные субвулканические тела, вскрывающиеся в карьерах у южных подножий хр. Татар-Хабурга; плагиоклаз-рого- вообманковые сростки характерны и для описанной выше дайки автомагматических брекчий андезито-трахитов, расположенной южнее вершины г. Малый Карадаг).

 

Как показывают наблюдения над соотношениями геологических тел, лапил- лиевые и агломератовые пирокластические породы наряду с пластами и линзами, сформировавшимися в поверхностных условиях, образуют многочисленные субвулканические дайкообразные и куполовидные тела с секущими контактами. Кроме упомянутой дайки в районе г. Малый Карадаг, серия субвертикальных даек прослеживается в западной части хр. Кара-Агач по аз. 1004-110° от его западного окончания до береговых обрывов восточнее ск. Левинсона-Лессинга в виде цепочки разобщенных линейных скал. Они сложены крупными (до 1—2 м в поперечнике) ориентированными субвертикально плоскими глыбами темно- серых массивных, однородных риолит- дацитов с фельзитовой структурой основной массы и единичными вкрапленниками альбит-олигоклаза, с редкими миндалинами, выполненными халцедоном. Глыбы (количество их достигает 50^ 4-70 %) погружены в массу из лапиллиевых обломков, представленных андезитами и трахиандезитами с пилотакси- товой, гиалопилитовой структурой основной массы, осколками и кристаллами плагиоклаза и моноклинного пироксена. Вероятно, вдоль этой зоны произошло несколько внедрений; при этом последовательность их нельзя установить однозначно. Очевидно, сначала образовались дайки риолит-дацитов, впоследствии испытавшие дробление, а затем внедрились пирокластические массы среднего состава; но возможно, что плоские крупные глыбы соответствуют сериям четко- видных, линзовидных тел (даек), прорывающих туфы и частично деформированных и разорванных. Следует заметить, что подобные скопления крупных «глыб» (?) и более мелкозернистого пи- рокластического материала характерны для куполовидных структур на западном склоне хр. Кара-Агач, в районе г. Малый Карадаг. Инъекции пирокластической кристаллолитокластической массы в кел- ловейские аргиллиты наблюдались в северных обрывах хр. Кок-Кая. Можно полагать, что инъективные тела пирокла- стических пород широко развиты на Карадаге, особенно в полях развития неслоистых массивных их разновидностей, на которых часто формируются группы сближенных останцов.

 

В. И. Лебединский различает [23] среди пирокластических пород туфобрек- чии существенно кератофирового состава, туфобрекчии андезитов и андезито- базальтов, бомбовые туфы преимущественно кератофир-порфиритового состава и трассы. В своеобразную группу, близкую к туфобрекчиям существенно кератофирового состава, им выделены лито- кластические туфы с контрастным распределением грубого и мелкого класти- ческого материала, создающие своего рода «порфирокластичность» и имеющие «аномальный облик». Предполагается, что крупный материал переотложен и снесен со склонов вулканов к его подножию, где он был перемешан с более мелким и однородным по составу. Высказано предположение, что «порфиро- кластические» туфы сформировались в наземных условиях; в дальнейшем В. И. Лебединский [23] пришел к выводу, что они являются образованиями пи- рокластических потоков. По нашему мнению, утверждение о наличии здесь суб- аэральных вулканических образований требует более полного и надежного обоснования.

 

В разрезах пирокластических толщ встречаются в резко подчиненном количестве слоистые вулканомиктовые песчаники и алевролиты. В них кластичес- кая часть представлена вулканическими породами среднего и кислого состава и близка по составу к описанным выше туфам. Некоторые разности, имеющие однородный состав, представленный обломками стекловатой основной массы и редкими осколками кристаллов плагиоклазов и пироксенов, являются, скорее всего, стратифицированными переотложенными гиалокластитами. Эти терри- генные породы резко отличаются от более древних келловейских песчаников, имеющих преимущественно кварцевый, меньше — полевошпатовый состав обломков. Вместе с тем, для первых характерен кремнисто-хлоритовый и глинистый цемент, а для вторых — карбонатный, что свидетельствует о значительном подавлении карбонатонакопления близ вулканических построек Карадага с началом интенсивной вулканической деятельности. Однако такое подавление было локальным и происходило в непосредственной близости от вулканических центров. В целом же ассоциация вулканитов с карбонатами, особенно для начальных этапов магматической деятельности, весьма характерна. В пределах Карадагской вулканической группы в районе б. Туманова встречаются известняки, содержащие включения пирокла- стического материала; в некоторых эффузивных и пирокластических породах наблюдается площадная карбонатизация пород, которая связана, очевидно, с агрессивностью карбонатных растворов в морских осадках. В разрезах бат-кел- ловейских отложений к северу от пгт Планерское до б. Тихая встречаются мощные (до первых десятков метров) пачки вулканомиктовых песчаников и туфов (?), сформировавшихся на некотором удалении от вулканических центров; цемент у них существенно карбонатный и составляет до 50-^60 % породы. Эти пачки вулканомиктовых пород фиксируют вспышки вулканической деятельности на близлежащих территориях.

 

Тесная связь вулканических образований с известковистыми осадками — важный фактор, подтверждающий позд- неюрский возраст магматических пород (а не среднеюрский, для осадков которых карбонаты не характерны).

 

Группа пород кислого состава — риолиты, риолито-дациты — слагают многочисленные субвулканические тела и отходящие от них потоки в районе вершины г. Святая; сравнительно редко в виде даек и, возможно, отдельных маломощных потоков встречаются в хр. Береговой и в западной части массива гор Святая — Малый Карадаг. Всюду широко развиты наложенные процессы цеоли- тизации, что значительно затрудняет диагностику пород и определение их первичного состава.

 

Риолиты и риолито-дациты — это светло-серые до белых, с голубоватым, желтоватым, зеленоватым оттенком породы, плотные, тонкофлюидаль- ные. Встречаются риолитовые черные стекла (обсидиан), имеющие микроперлитовую отдельность. Породы порфировые, количество вкрапленников невелико: обычно первые проценты, редко достигает 15^-20 %. Размер их от долей до 2-=-3 мм. Представлены по преимуществу таблитчатыми зернами альбита или альбит-олигоклаза до андезина. Встречаются иногда единичные зерна моноклинного пироксена, роговой обманки. Основная масса имеет фельзитовую до микрогипидиоморфнозернистой структуру, реже стекловатую. В качестве акцессорных минералов встречаются циркон и рудный минерал.

 

Наряду с массивными однородными и флюидальными лавами риолитов и риолито-дацитов широко распространены кластические породы кислого состава. Среди них в 1978 г. Е. П. Черепанова установила несколько разновидностей: лавокластитовые породы, спекшиеся туфы и туфы, в различной мере (иногда полностью) цеолитизированные. При этом она справедливо отмечает несовершенство широко укоренившегося в литературе термина трасс, которым обозначаются туфы и лавы, обладающие свойствами гидравлических добавок, и не отражает ни геологических, ни петрографических признаков породы. Его понятие по сравнению с первичным, в котором трасс определяется как тонкий вулканический туф, стало более расширенным и неопределенным, что вызывает сомнение в целесообразности его употребления.

 

Лавокластиты риолито-дацитов по составу и структурным особенностям близки к лавам и сформированы, по представлениям Ю. Ф. Левинсо- на-Лессинга [30, 31, 32], за счет дробления последних. Характерны чередования обломочных пород и монолитных лав, при этом размер обломков достигает 0,7-М,5 м и даже 5-4-6 м в поперечнике. Они имеют зеленовато-голубоватую, светло-голубоватую окраску. Обломки обычно плотно соприкасаются, видимо, сварены. Они представлены порфировыми риолито-дацитами. Вкрапленники немногочисленны, обычно их количество не превышает первых десятков процентов, чаще — единиц, размер до 2—Z мм. Представлены они плагиоклазом от оли- гоклаза до Лабрадора в центральных частях зерен и единичными зернами бурой с зеленоватым оттенком роговой обманки. Основная масса неоднородная, тонкополосчатая и волокнисто-пятнистая из-за чередования микрофельзитовых и стекловатых участков; последние сложены агрегатом низкопреломляющего буроватого минерала — морденита. Микро- фельзитовые агрегаты с переломлением больше канадского бальзама имеют зеленоватую окраску, видимо, из-за наличия монтмориллонита. В пробе из карьера на западном склоне г. Святая (данные Е. П. Черепановой) содержится морденита— 61 %, кварца—15%, плагиоклазов— 12%, монтмориллонита и глауконита — 3,5 %.

 

Как показывают наблюдения в том же карьере, однородные по составу породы слагают обычно центральные части куполовидных тел до нескольких десятков метров в поперечнике. В приконтактовых частях в них появляется значительное (до 20-^30 %) количество ксеновключе- ний андезитов, трахиандезитов, дацитов, аргиллитов, в различной степени ассимилированных, т. е. весь комплекс более древних магматических пород предыдущего этапа; при этом они также в значительной мере цеолитизированы.

Значительная группа пород Е. П. Черепановой выделяется под названием спекшихся туфов; при этом различаются агломератовые (размер обломков 5-^20 см и более), гравийные (2ч- "т" 10 мм) и псаммитовые (0,1-г-2 мм) разности. Обломки тесно соприкасаются, сварены, цемента нет.

 

Агломератовые туфы обычно светлоокрашенные, зеленовато-голубые, участками светло-серые, не слоистые или гру- бослоистые. Преобладают зеленовато-голубоватые обломки риолитов и риолит- дацитов, аналогичные содержащимся в описанных выше лавокластитах. В подчиненном количестве отмечаются ксенооб- ломки риолитов, порфировых измененных пород андезит-трахитового ряда, реже — аргиллитов; общее их количество достигает 30-^35 %. Породы также в значительной мере цеолитизированы и монтмо- риллонитизированы. Как видно из приведенной характеристики, эти образования практически неотличимы от описанных выше лавокластических пород; их особенность — значительное количество ксе- нообломков. Породы (данные Е.П.Черепановой) содержат (в %): Si02—72,64, ТЮ2 — 0,03, А1203 — 9,75, Fe203 — 0,54, FeO — 0,55, CaO — 2,38, MgO — 0,33, MnO — 0,3, Na20 — 2,44, K20 — 4,56, P205 — следы, S03 — 0,18, H20 — 1,80, п.п.п.— 4,26. Сумма — 99,51. По количеству кремнезема, Na20, К2О они занимают промежуточное положение между риоли- тами и дацитами. Содержат до 27 % морденита в виде аморфных изотропных скоплений или радиально-лучистых анизотропных агрегатов, которые ассоциируют с халцедоном, опалом, гидрослюдистыми минералами.

 

Содержится небольшое количество кальцита, лейкоксена, магнетита, пирита, халцедона, единичные зерна циркона и Другие.

Гравийные разности туфов имеют голубоватую и серовато-голубую окраску. Состоят по преимуществу из обломков риолит-дацитов с характерной флюи- дальной текстурой, стекла с перлитовой отдельностью. Обломки угловатые, беспорядочно расположенные, тесно соприкасаются между собой. Встречаются редкие включения андезитов, аргиллитов, обломки кристаллов кварца и плагиоклазов.-Для этих разностей характерно низкое содержание (первые проценты) морденита.

 

Псаммитовые разности спекшихся туфов также сходные внешне с лавокластитами и сваренными туфами, описанными выше, но более мелкообломочные. В их составе преобладают обломки риолитов — риолит-дацитов с редкими вкрапленниками или осколками фенокристаллов кварца и полевого шпата; они тесно соприкасаются и, видимо, сварены. По основной массе развивается цеолит, иногда в виде мелких (до 0,15 мм) изометричных выделений (глобулей). Общее количество морденита в этих породах достигает 50-г- 4-70 %•

 

Следует отметить, что выделенные разности пород риолит-дацитового ряда слабо различаются между собой; особенно неопределенная разница между туфами и брекчиевыми лавами (лавокластитами); в большинстве случаев их диагностика не однозначна.

 

 

К содержанию книги: Вулканы Карадага

 

Смотрите также:

 

Фациальный анализ и генетические типы...  Фациально-литологические критерии